Analisis-petrologico-de-las-sucesiones-clasticas-del-jurasico-superior-cretacico-inferior-de-la-Cuenca-de-Arperos-Guanajuato-Queretaro

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Universidad Nacional Autónoma de 
México 
 
 
 
Facultad de Ciencias 
 
 
 
 
Análisis petrológico de las sucesiones clásticas del Jurásico 
Superior-Cretácico Inferior de la Cuenca de Arperos 
(Guanajuato, Querétaro) 
 
 
TESIS 
QUE PARA OBTENER EL TÍTULO DE: 
LICENCIADA EN CIENCIAS DE LA TIERRA 
PRESENTA: 
SIDNEY ANGÉLICA SEGURA MUÑOZ 
DIRECTOR DE TESIS: 
DR. MICHELANGELO MARTINI 
 
 
 
 
 
 
 
 Ciudad Universitaria, CD. MX., 2017 
 
UNAM – Dirección General de Bibliotecas 
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2 
Índice 
1. Capítulo 1: Introducción…………………………………………………………………………………… 4 
2. Capítulo 2: Marco geológico……………………………………………………………………………… 6 
2.1. El dominio continental……………………………………………………………………………….. 6 
2.1.1. Oaxaquia………………………………………………………………………………………… 7 
2.1.2. Complejo Acatlán………………………………………………………………………………. 8 
2.1.3. Arco Oriental Mexicano………………………………………………………………………... 9 
2.1.4. Abanico Potosino……………………………………………………………………......…..... 10 
2.1.5. Sucesiones de rift................................................................................. ........................... 12 
2.2. Terreno Guerrero................................................................................................................................. 14 
2.2.1. Complejo Arteaga........................................................................................................... 14 
2.2.2. Sucesiones volcano-sedimentarias del Jurásico Superior-Cretácico Inferior.................... 16 
2.3. La zona de sutura de terreno Guerrero: la Cuenca de Arperos...............................................19 
3. Capítulo 3: Zonas de estudio y objetivo del trabajo........................................................................... 23 
3.1. Zonas de estudio.......................................................................................... ........................... 23 
3.2. Objetivo del trabajo........................................................................................................................ 29 
4. Capítulo 4: Metodología......................................................................................................................... 31 
4.1. Revisión bibliográfica..................................................................................................................... 31 
4.2. Trabajo de campo.......................................................................................... ......................... 31 
4.3. Análisis petrográfico de roca total............................................................................ ............... 38 
4.4. Separación de minerales pesados......................................................................................... 41 
4.5. Análisis modal de minerales pesados..................................................................................... 42 
4.6. Fechamiento isotópico con el método 
40
Ar/
39
Ar...................................................................... 43 
5. Capítulo 5: Estratigrafía................................................................................... ............................... 45 
5.1. Sierra de Guanajuato.................................................................................................................... 45 
5.1.1. Formación Arperos.......................................................................................... .............. 46 
5.1.2. Formación Cuestecita..................................................................................................... 47 
5.1.3. Formación Esperanza.................................................................................................... 49 
5.2. Sierra de los Cuarzos............................................................................................................. 52 
5.2.1. Formación Sierra de los Cuarzos.................................................................................. 53 
5.2.2. Formación Pelones......................................................................................................... 57 
5.2.3. Formación Españita..................................................................................... ................... 59 
5.3. Área de Santo Tomás de los Plátanos.................................................................................. 62 
6. Capítulo 6: Petrografía de roca total............................................................................................. 65 
6.1. Fundamento teórico: composición de areniscas................................................................... 65 
6.2. Resultados................................................................................................................. ............. 67 
6.2.1. Margen de la Cuenca de Arperos adyacente al conjunto de arcos volcánicos que conforman 
al terreno Guerrero………………………................................................................................... 69 
6.2.1.1. Formación Arperos............................................................................... .......... 69 
6.2.1.2. Formación Cuestecita.............................................................................. ....... 74 
6.2.2. Margen de la Cuenca de Arperos adyacente al dominio 
continental..................................................................................... ................................. 76 
6.2.2.1. Formación Esperanza.................................................................................... 76 
6.2.2.2. Formación Sierra de los Cuarzos................................................................... 77 
6.2.2.3. Formación Pelones................................................................................. ........ 78 
7. Capítulo 7: Petrografía de minerales pesados............................................................................... 81 
7.1. Fundamento teórico: Uso de minerales pesados en estudios de procedencia de 
areniscas............................................................................................................................... 81 
7.2. Resultados...................................................................................... ....................................... 82 
7.2.1. Margen de la Cuenca de Arperos adyacente al conjunto de arcos que conforman al terreno 
Guerrero...................................................................................................................................... 85 
7.2.2. Margen de la Cuenca de Arperos adyacente al dominio 
continental........................................................................................... .......................... 86 
3 
7.2.3. Formación Pelones......................................................................................................... 88 
8. Capítulo 8: Geocronología con el método 
40
Ar/
39
Ar....................................................................... 90 
8.1. Fundamento teórico...................................................................................... .......................... 90 
8.2. Resultados........................................................................................................... ................... 909. Capítulo 9: Discusión................................................................................................................... 93 
9.1. Ambiente de depósito y procedencia................................................................................. 93 
9.1.1. Margen occidental de la Cuenca de Arperos............................................................ 93 
9.1.1.1. Ambiente de depósito....................................................................... ........ 93 
9.1.1.2. Procedencia de areniscas......................................................................... 94 
9.1.2. Margen oriental de la Cuenca de Arperos................................................................. 97 
9.1.2.1. Ambiente de depósito............................................................................... 97 
9.1.2.2. Procedencia de areniscas................................................................. ........ 97 
9.1.3. Formación Pelones................................................................................ ................... 99 
9.1.3.1. Ambiente de depósito............................................................................... 99 
9.1.3.2. Procedencia de areniscas....................................................................... 100 
9.2. Interpretación tectono-estratigráfica...................................................................... ......... 101 
9.3. Edad de acreción del terreno Guerrero................................................................................... 104 
10. Capítulo 10: Conclusiones........................................................................................ .............. 106 
11. Referencias.................................................................................................................................... 108 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Capítulo 1 
Introducción 
 
El terreno Guerrero está expuesto a lo largo de la costa del océano Pacífico de México 
y representa el terreno juvenil más extenso del país (figura 1; Campa y Coney, 1983). Este 
terreno está conformado por conjuntos tectono-estratigráficos de arco volcánico y cuencas de 
tras-arco (e.g. Centeno García et al., 2008), cuya acreción a la margen pacífica de México 
representa uno de los acontecimientos geológicos más significativos de la evolución tectónica 
del Mesozoico de Norteamérica (Dickinson y Lawton, 2001). Varios autores han propuesto 
que el terreno Guerrero representa los vestigios del arco pacífico Norteamericano, el cual fue 
separado del núcleo continental durante el Cretácico Inferior debido a la generación de una 
cuenca oceánica extensional de tras-arco llamada Cuenca de Arperos (Elías-Herrera et al., 
2000; Centeno-García et al., 2008; Martini et al., 2011). Como consecuencia de la acreción, 
la Cuenca de Arperos fue invertida determinando el levantamiento de un orógeno el cual está 
actualmente expuesto en la Sierra de Guanajuato (figura 1; Quintero-Legorreta, 1992; Martini 
et al., 2013) y en el sur de México entre los poblados de Santo Tomás y Arcelia (figura 1; 
Cabral-Cano et al., 2000; Elías-Herrera et al., 2000; Martini et al., 2014). A pesar de que la 
acreción del terreno Guerrero al núcleo continental de Norte América representa un evento de 
colisión de importancia regional, hasta el momento no se ha podido identificar con claridad el 
registro estratigráfico sin-tectónico asociado al levantamiento de este orógeno. Con base en 
el estudio petrográfico de areniscas, Palacios-García y Martini (2014) han sugerido 
recientemente que la Formación Pelones, la cual está expuesta en la Sierra de los Cuarzos 
(estado de Querétaro, figura 1), podría representar la expresión estratigráfica de dicho evento 
5 
tectónico. Sin embargo, esta propuesta no ha sido todavía corroborada con datos cuantitativos. 
El reconocimiento de la Formación Pelones como depósito sin-orogénico resultaría de suma 
importancia en cuanto a que la edad de depósito de esta unidad permitiría determinar con más 
precisión la temporalidad de la acreción del terreno Guerrero en el centro de México. 
En este trabajo se presentan nuevos datos sedimentológicos de campo y el análisis 
petrológico de areniscas para poner a prueba la hipótesis de Palacios-García y Martini (2014) 
sobre la naturaleza sin-tectónica de la Formación Pelones y constreñir de esta manera la edad 
de la acreción del terreno Guerrero en el centro de México. Adicionalmente, se complementa 
el trabajo con un nuevo fechamiento 40Ar/39Ar en muscovitas extraídas de una zona de 
cizalla perteneciente a la sutura del terreno Guerrero en el área de Santo Tomás, con el 
fin de comparar la temporalidad del evento de acreción en el centro y sur de México y 
determinar posibles diacronismoss en el proceso de colisión arco-continente. 
 
 
Figura 1: Mapa de localización del terreno Guerrero modificado con base en Centeno- 
García et al., 2008, Martini et al., 2011 y Palacios-García (2013). 
 
 
 
6 
 
 
 
 
 
 
 
Capítulo 2 
Marco geológico 
 
 
Es posible dividir al territorio mexicano bajo criterios geológicos diferentes. Sin embargo, 
para los fines de este trabajo, se subdividirán aquí las rocas pre-cenozoicas de México con 
base en criterios paleogeográficos. De acuerdo con este criterio, es posible identificar dos 
dominios paleogeográficos principales durante el Mesozoico: el dominio continental y el terreno 
Guerrero (e.g. Centeno-García et al., 2008; Martini et al., 2011). A continuación se describen 
las características principales de ambos dominios, lo que favorecerá el entendimiento de la 
construcción de este trabajo. 
 
II.1 El dominio continental 
 
El dominio continental representa el núcleo estable de México durante el Mesozoico 
y está representado por cinco conjuntos tectono-estratigráficos principales que son: 1) el 
microcontinente Oaxaquia, 2) el Complejo Acatlán, 3) el Arco Oriental Mexicano, 4) el Abanico 
Potosino y 5) las sucesiones de rift (figura 2.1). 
 
 
 
 
 
7 
 
Figura 2.1: Mapa tectónico esquemático de México donde se muestra la localización del 
terreno Guerrero y los elementos que conforman el núcleo continental (el mapa está 
construido con base en la literatura citada en este capítulo). 
 
II.1.1 Oaxaquia 
 
Oaxaquia fue definido por Ortega-Gutiérrez et al. (1995) como un microcontinente de 
edad Grenviliana conformado por rocas metamórficas en facies de granulita. El 
microcontinente Oaxaquia es el basamento de varios terrenos de México de edad Mesozoica 
y Cenozoica; aunque con dificultad, se han definido sus límites de la siguiente manera: al norte 
la sutura Ouachita-Marathon (Chihuahua), al este el terreno Maya y el terreno Mixteca, y al sur 
con la falla Chacalapa (Oaxaca). Su límite al oeste es el Complejo Acatlán, puestos en 
contacto a través de la falla de Caltepec (Ortega-Gutiérrez et al., 1995; Elías-Herrera y Ortega 
Gutiérrez, 2002: Tectonics). La exposición más extensa del microcontinente Oaxaquia se 
encuentra en el estado de Oaxaca y se le denomina Complejo Oaxaqueño (Ortega-Gutiérrez, 
1981), aunque también se han reportado afloramientos en Tamaulipas (Gneiss Novillo), 
Hidalgo (Gneiss Huiznopala) y en la localidad La Mixtequita en el estado de Oaxaca (Ortega-
Gutiérrez et al.,1995 y referencias incluídas). Adicionalmente, la presencia de xenolitos de 
rocas metamórficas en facies de granulita en las rocas volcánicas cenozoicas de San Luis 
Potosí (Ruiz et al., 1988; Schaaf et al., 1994), así como datos obtenidos de perforaciones en 
el estado de Tamaulipas (Quezadas-Flores, 1961), permite inferir la extensión del 
microcontinente Oaxaquia en el centro y norte de México (figura 2.1). 
8 
Las rocas que conforman al microcontinente Oaxaquia son meta-anortositas, 
ortogneisses, paragneisses, charnokitas, meta-pelitas y calcisilicados (Ortega-Gutiérrez,1981; Ortega-Gutiérrez et al., 1995; Keppie et al., 2003; Solari et al., 2003). Con los 
fechamientos de zircones por el método U-Pb se ha podido determinar el rango de edad de 
los protolitos ígneos de Oaxaquia entre 1350 y 1012 Ma (Keppie et al., 2003; Solari et al., 2003), 
mientras que la edad del metamorfismo en facies de granulita se fechó entre 1004 y 980 Ma 
(Keppie et al., 2003). Más recientemente, Solari et al. (2014) realizaron un estudio sistemático 
de geocronología U-Pb en zircones detríticos procedentes de las rocas meta-sedimentarias 
del microcontinente Oaxaquia, obteniendo edades comprendidas principalmente entre 920 y 
1600 Ma y un número subordinado de zircones con edades más antiguas, hasta 1775 Ma. 
El origen y evolución de este microcontinente aún no están completamente entendidos. 
Algunos autores han considerado las rocas del Complejo Oaxaqueño como el registro 
estratigráfico de un arco magmático grenvilliano deformado y metamorfoseado en facies de 
granulita durante un evento orogénico del Neoproterozoico inferior, la Orogenia Zapoteca 
(Solari et al., 2003). Rocas sedimentarias del Cámbrico-Ordovícico cubren de manera 
discordante el Complejo Oaxaqueño. Estas rocas contienen faunas y floras fósiles con una 
cara afinidad gondwánica (Robinson y Pantoja-Alor, 1968; Pantoja-Alor, 1970; Sour-Tovar, 
1990), lo que sugiere que el microcontinente Oaxaqueño se acrecionó a Laurencia h a s t a 
e l Paleozoico medio o tardío (Ortega-Gutiérrez et al., 1995; Centeno-García et al., 1999; 
Sánchez-Zavala et al., 1999; Centeno-García, 2005). 
 
II.1.2 Complejo Acatlán 
 
El Complejo Acatlán (Ortega-Gutiérrez, 1981) se encuentra en el sur de México al 
occidente del Complejo Oaxaqueño, a lo largo del cual está yuxtapuesto por medio de la falla 
de Caltepec (figura 2.1). Está conformado por rocas paleozoicas meta-sedimentarias y meta-
granitoides, así como meta-ofiolitas polideformadas, con un grado metamórfico variable desde 
la facies de esquisto verde a la de eclogita (e.g. Ortega Gutiérrez, 1978; Ortega-Gutiérrez, 
1981; Nance et al., 2006; Keppie et al., 2008; Ramos-Arias y Keppie, 2011). Las rocas del 
Complejo Acatlán han sido interpretadas como el registro de una cuenca de rift del Ordovícico, 
la cual se desarrolló marginalmente al microcontinente oaxaqueño durante la abertura del 
Océano Réico y posteriormente se acrecionó al margen de Laurencia en el Paleozoico tardío 
(Keppie et al., 2008). Cada tipo litológico del Complejo Acatlán contiene diferentes poblaciones 
de zircones. Los meta-granitoides contienen abundantes zircones con edades en el rango de 
480-440 Ma (Keppie et al., 2008; Morales- Gámez et al., 2008). Las rocas meta-sedimentarias 
9 
contienen zircones con una variedad más amplia de edades; inclusive se han documentado 
diferencias importantes en las poblaciones de zircones entre muestras litológicamente 
similares colectadas en localidades muy cercanas. En general, todas las rocas meta-
sedimentarias del Complejo Acatlán presentan una población de zircones con edades 
comprendidas entre 1350 y 900 Ma, con algunos granos que llegan a presentar edades tan 
antiguas como 2200 Ma (Talavera- Mendoza et al., 2005; Morales-Gámez et al., 2008; Kirsch 
et al., 2012). Adicionalmente, algunas muestras han arrojado cantidades variables de zircones 
con edades en los rangos de 850-400 y 330-270 Ma, los cuales en algunos casos llegan a 
predominar sobre los zircones con edades paleo-neoproterozoicas (Talavera-Mendoza et al., 
2005; Morales- Gámez et al., 2008; Kirsch et al., 2012). 
 
II.1.3 Arco Oriental Mexicano 
 
El Arco Oriental Mexicano fue definido formalmente por Dickinson y Lawton (2001) y 
está conformado por granitoides que se exponen de manera discontinua desde Chihuahua 
hasta Chiapas, formado un cinturón de intrusivos con una orientación actual NW-SE. (figura 
2.1; e.g. Torres et al., 1999; Centeno-García, 2005; Kirsh et al., 2012). Las rocas intrusivas que 
componen este cinturón presentan una composición dominantemente variable entre tonalita, 
granodiorita y granito, con abundancia menor de gabro y diorita (e.g. Solari et al., 2001; Keppie 
et al., 2004a; Kirsch et all., 2012). De acuerdo con datos K-Ar presentados por Torres et al. 
(1999), estos intrusivos tienen edades pérmico-triásicas. Sin embargo, las edades U-Pb en 
zircón reportadas por otros autores indican que estos cuerpos intrusivos fueron emplazados 
entre el Carbonífero Superior y el Pérmico (Vega-Carrillo et al., 1998; Webber et al., 2007; Solari 
et al., 2010; Kirsch et al., 2012). Con base en las abundancias de los elementos mayores y 
trazas, estos intrusivos han sido interpretados como las raíces de un arco continental 
desarrollado por la subducción de la placa Farallón por debajo del microcontinente 
Oaxaquia (Torres et al., 1999; Centeno-García, 2005; Kirsch et al., 2012). 
 
 
II.1.4 Abanico Potosino 
 
El término Abanico Potosino fue introducido por Centeno-García (2005) para agrupar 
una serie de formaciones sedimentarias y meta-sedimentarias que afloran de manera 
discontinua en los estados de San Luis Potosí y Zacatecas (figura 2.1) y que han sido 
interpretadas como el registro de un abanico submarino de grandes dimensiones (Silva- 
10 
Romo et al., 2000). En San Luis Potosí, la Formación La Ballena consiste en una sucesión 
de areniscas ricas en cuarzo (figura 2.2), lutitas y lentes de conglomerado donde es posible 
reconocer secuencias de Bouma o partes de ella (Silva-Romo et al., 2000). Estas rocas 
presentan metamorfismo en facies de esquisto verde de bajo grado y es posible identificar 
por lo menos dos fases de plegamiento (Silva-Romo et al., 2000). En Zacatecas se han 
documentado dos formaciones que podrían ser correlacionables con la Formación La 
Ballena: las formaciones Zacatecas y Taray (Silva-Romo et al., 2000). La Formación Taray 
aflora en proximidad del Pico de Teyra en el estado de Zacatecas (figura 2.1) y está compuesta 
por turbiditas intercaladas tectónicamente con bloques de lava basáltica almohadillada y 
serpentinita. Dicha formación se ha interpretado como la parte media a externa del Abanico 
Potosino (Silva-Romo et al., 2000). La Formación Zacatecas aflora al oeste de Real de 
Catorce en el estado de San Luis Potosí (figura 2.1.) y está conformada por una sucesión 
rítmica de areniscas ricas en cuarzo (figura 2.2) y pedernal cuyas estructuras primarias 
indican que se redepositaron en la parte distal de un abanico submarino (Silva-Romo et al., 
2000; Barboza-Gudiño et al., 2004). Tanto la Formación Zacatecas como la Taray, muestran 
evidencias de por los menos dos fases de plegamiento que se identifican gracias al clivaje 
en dos direcciones y a pliegues replegados (Silva-Romo et al., 2000). Varias de las 
exposiciones reconocidas como parte del Abanico Potosino contienen numerosos fósiles de 
amonita (Sirenites Smithi n. sp., Trachyceras sp., Clionites sp., Juvavites sp., Halovia sp., 
Meginoceras sp., Anatomites aff. herbichi Mojsisovics, Aulacoceras sp.) y bivalvos (23 
especies de Palaeoneilo y Aviculids) (Burckhardt y Scalia, 1905; Gutiérrez - Amador, 1908; 
Maldonado-Koerdell, 1948; Chávez-Aguirre, 1968; Cantú-Chapa, 1969; Silva-Romo, 1994; 
Gómez-Luna et al., 1998) que asignan a estas rocas una edad del Triásico Superior (Silva-
Romo et al., 2000; Barboza-Gudiño et al., 2010). 
11 
 
Figura 2.2: Diagrama Qt, F, L (Dickinson, 1985) que muestra la composición de las 
areniscas del Abanico Potosino (Silva-Romo et al., 2000; Barboza-Gudiño et al., 2010) y del 
Complejo Arteaga (Talavera-Mendoza et al., 2007). 
 
Todas las muestras del Abanico Potosino que han sido estudiadas contienen tres 
poblaciones principales de zircones detríticos: 1) una población caracterizada por edades del 
Grenvilliano entre 1450 y 900 Ma, 2) una población con edades pan-africanas entre 700y 
500 Ma y 3) una población con edades del Pérmico y Triásico Temprano entre 280 y 240 Ma 
(Barboza-Gudiño et al., 2010). Con base en estos datos, se ha propuesto que el Abanico 
Potosino se haya desarrollado durante el Triásico Tardío a lo largo del margen occidental de 
la Pangea ecuatorial (figura 2.3) drenando las rocas del microcontinente Oaxaquia (población 
de zircones con edades grenvilianas), del bloque de Yucatán (población de zircones con 
edades pan-africanas) y del Arco Oriental Mexicano (población de zircones con edades 
pérmico-triásicas) (Barboza-Gudiño et al., 2010). 
 
12 
 
Figura 2.3: Esquema del desarrollo del Abanico Potosino de acuerdo con Barboza-Gudiño 
et al., (2010) 
 
II.1.5 Las sucesiones de rift 
 
A partir del Jurásico, las rocas proterozoicas, paleozoicas y triásicas que componen 
el dominio continental fueron cubiertas ampliamente por sucesiones sedimentarias 
continentales a marinas que se desarrollaron durante un evento de rift a escala regional, el 
cual culminó con el rompimiento del supercontinente Pangea y la consecuente abertura del 
Océano Atlántico y otras cuencas subsidiarias como el Golfo de México (e.g. Goldhammer, 
1999; Martini y Ortega-Gutiérrez, 2016). Estas sucesiones presentan registros 
estratigráficos diferentes dependiendo de la cuenca en la cual se desarrollaron. Sin 
embargo, es posible establecer algunos rasgos comunes entre las diferentes cuencas. En 
efecto, la sedimentación durante el Jurásico Inferior y Medio aparentemente fue dominada 
13 
por sucesiones clásticas continentales a marinas someras, las cuales se derivaron 
principalmente de las rocas subyacentes del microcontinente Oaxaquia, el Complejo 
Acatlán y, en algunos casos de las sucesiones triásicas del Abanico Potosino (e.g. 
Goldhammer, 1999; Martini et al., 2016). Cabe mencionar que, durante el Jurásico 
Temprano y Medio, la sedimentación en el dominio continental se asoció a pulsos 
magmáticos que determinaron el emplazamiento de rocas volcánicas de composición 
dominantemente félsica, las cuales están distribuidas en varias áreas puntuales en el 
noreste de México entre Torreón, Ciudad Victoria y San Luis Potosí conformando la 
provincia volcánica de Nazas (figura 2,4; Bartolini et al., 2003; Barboza-Gudiño et al., 2008; 
Lawton y Molina-Garza, 2014). 
 
 
 
Figura 2.4: Mapa de localización de rocas volcánicas del Jurásico-Cretácico del 
dominio continental, basado en Dávila-Alcocer et al., 2009. 
 
A partir del Jurásico Tardío y durante el Cretácico Temprano, la sedimentación es 
dominantemente marina y caracterizada por el desarrollo de plataformas carbonatadas y 
sucesiones pelágicas depositadas en cuencas profundas (e.g. Goldhammer, 1999; Martini 
14 
y Ortega-Gutiérrez, 2016). Además, el magmatismo en la parte interna del dominio 
continental cesa abruptamente y se localiza a lo largo del borde con el terreno Guerrero 
como atestiguan la rio-dacitas de la Formación Esperanza en Guanajuato (Martini et al., 
2012; figura 2.4), la Formación San Juan de La Rosa en la región de Tolimán (Ortega-Flores 
et al., 2014; figura 2.4), el Esquisto Taxco en la proximidad de la ciudad homónima (Campa 
e Iriondo, 2004; figura 2.4) y la Formación Chapolapa en las cercanías de Tierra Colorada 
(Hernández-Treviño et al., 2004; figura 2.4). 
 
 
II.2 Terreno Guerrero 
 
El terreno Guerrero se localiza a lo largo del margen pacífico de México, ocupando un 
tercio del territorio nacional (figura 1, 2.5; e.g. Centeno-García et al., 2008). Es un terreno 
compuesto que está conformado por un basamento polideformado y metamorfoseado del 
Triásico Superior conocido con el nombre de Complejo Arteaga en el sur de México, el cual 
se encuentra sobreyacido en disconformidad por sucesiones vulcano-sedimentarias de edad 
comprendida entre el Jurásico Tardío y el Cretácico Temprano (Talavera-Mendoza y Guerrero-
Suástegui, 2000; Centeno-García et al., 2003; Centeno-García et al., 2008). Ambas partes se 
describen a continuación. 
 
II.2.1 Complejo Arteaga 
 
El Complejo Arteaga fue descrito por primera vez por Centeno-García et al. (1993) 
como un complejo metamórfico del Triásico Superior que presenta una estructura de 
mélange y está compuesto por una matriz meta-sedimentaria dentro de la cual se alojan 
bloques de diferentes tipos litológicos. La matriz meta-sedimentaria es representada por la 
Formación Varales, la cual está constituida por una sucesión de meta-lutitas carbonosas, 
meta-areniscas cuarzo-líticas (figura 2.2), lentes de meta-conglomerado y pedernal (Centeno- 
García et al., 1993). Las estructuras sedimentarias permiten inferir que la sucesión que 
compone la Formación Varales representa el registro estratigráfico de un abanico submarino 
distal alimentado por corrientes de turbidez (Centeno-García, 1993; Centeno- García et al., 
2003). La sucesión meta-sedimentaria de la Formación Varales muestra evidencia de por lo 
menos dos fases de plegamiento, la primera de las cuales está acompañada por la 
cristalización de una paragénesis metamórfica típica de la facies de esquisto verde (Centeno-
15 
García et al., 2008). Dentro de la Formación Varales se alojan algunos bloques exóticos 
de tamaño variable desde algunos decímetros hasta un kilómetro. Dichos bloques presentan 
contactos tectónicos con la Formación Varales y están compuestos por: basalto 
almohadillado y masivo, gabro, diorita, plagiogranito rocas ultramáficas como dunita y 
piroxenita, serpentinita, pedernal y caliza (Centeno-García et al., 2003). Los basaltos y gabros 
presentan una firma geoquímica típica de rocas MORB (Middle Ocean Ridge Basalt), lo que, 
en conjunto con la presencia de rocas ultramáficas, ha dado la pauta a algunos autores para 
interpretar estos bloques como los vestigios de un piso oceánico desmembrado durante un 
evento de deformación (Centeno-García et al., 2008). 
Las areniscas de la Formación Varales contienen zircones detríticos que presentan una 
distribución de edades U-Pb similar a la anteriormente descrita por las rocas del Abanico 
Potosino. En efecto, tres poblaciones principales de zircones pueden ser reconocidas en las 
areniscas de la Formación Varales: 1) una población con edades comprendidas entre 1450 y 
900 Ma en su mayor parte grenvillianas, 2) una población con edades pan-africanas entre 700 y 
500 Ma y 3) una población con edades del Pérmico-Triásico que van de 300 a 250 Ma 
(Talavera-Mendoza et al., 2007; Martini et al., 2009). Con base en estas poblaciones de 
zircones detríticos, varios autores han propuesto que la Formación Varales represente la parte 
más distal del Abanico Potosino depositada sobre el piso oceánico adyacente a la margen 
occidental de la Pangea y posteriormente acrecionada al dominio continental generando una 
estructura en mélange (figura 2.5; Centeno-García et al., 2008). La edad de la acreción del 
Complejo Arteaga al dominio continental es pobremente definida con base en datos 
estratigráficos entre el final del Triásico y el inicio del Jurásico (Centeno-García et al., 2008). 
 
16 
 
Figura 2.5: Reconstrucción de la relación tectónica entre el Complejo Arteaga y el Abanico 
Potosino de acuerdo con Centeno-García et al.,2008. 
 
II.2.2 Sucesiones vulcano-sedimentarias del Jurásico Superior-Cretácico Inferior 
 
El Complejo Arteaga está sobreyacido en disconformidad por sucesiones vulcano- 
sedimentarias de arco. Dichas sucesiones están compuestas dominantemente por flujos de 
lava de composición basáltica a andesítica y, en menor medida, rocas volcánicas dacitico-
riolíticas las cuales se encuentran interestratificadas con turbiditas vulcanoclásticas, 
depósitos de slump, de flujo de escombro y caliza (Talavera-Mendoza et al., 2000; Centeno-
García et al., 2008; Martini et al., 2009). Con base en el contenido fósil y las edades isotópicas 
por los métodos U-Pb y 40Ar/39Ar, variosautores han constreñido la edad de estas sucesiones 
vulcano-sedimentarias entre el Jurásico Tardío y el Cretácico Temprano (Talavera-Mendoza 
et al., 2000; Centeno- García et al., 2008). Cabe remarcar que, a diferencia de las rocas 
sedimentarias del dominio continental, las areniscas que han sido estudiadas dentro de las 
sucesiones del terreno Guerrero muestran una sola población dominante de zircones 
detríticos, la cual está definida por cristales que representan edades comprendidas entre 160 
y 115 Ma (Talavera-Mendoza et al., 2007; Martini et al., 2011; Martini et al., 2014). Zircones 
17 
con edades del Paleozoico y Proterozoico están presentes en abundancias subordinadas 
(Talavera-Mendoza et al., 2007; Martini et al., 2011; Martini et al., 2014), lo que indica que para 
el Jurásico Tardío y Cretácico Temprano el Complejo Arteaga se encontraba dominantemente 
cubierto por las sucesiones vulcano-sedimentarias. Estas sucesiones han sido interpretadas 
como el registro estratigráfico de un arco o un conjunto de arcos submarinos y sus 
respectivas cuencas sedimentarias (Talavera-Mendoza et al., 2000; Centeno-García et al., 
2008). El limite oriental con el dominio continental está representado por una zona de 
deformación intensa que ha sido interpretada como el resultado de la colisión del terreno 
Guerrero al núcleo continental (Martini et al., 2013). Originalmente, las sucesiones del terreno 
Guerrero habían sido interpretadas de diferentes maneras. Varios autores propusieron que 
el terreno Guerrero estaba compuesto por un arco o un conjunto de arcos intraoceánicos y 
exóticos, que se desarrollaron en el dominio paleo-Pacífico y posteriormente se acrecionaron 
al núcleo continental de Norte América (Tardy et al., 1994; Dickinson y Lawton, 2001; 
Talavera-Mendoza et al., 2007) (figura 2.6a). Sin embargo, en la última década, los datos 
disponibles sugieren más bien que las sucesiones del terreno Guerrero representan el registro 
estratigráfico de un arco extensional desarrollado a lo largo del margen continental pacífico de 
Norte América, el cual fue separado del núcleo continental por la extensión en la zona de 
tras-arco y posteriormente acrecionado de nuevo al continente (Elías-Herrera et al., 2000; 
Centeno-García et al., 2008; Martini et al., 2011) (figura 2.6b). A pesar de la divergencia de 
opiniones sobre el origen del terreno Guerrero, su acreción a lo largo del dominio continental 
representa uno de los acontecimientos geológicos más relevantes que han caracterizado la 
evolución tectónica de México durante el Mesozoico. 
18 
 
Figura 2.6: Modelos propuestos para la acreción de terreno Guerrero al núcleo estable de 
Norteamérica. Reconstrucciones paleogeográficas basadas en a) Dickinson y Lawton 
2001) y b) Martini et al., (2011) 
 
 
 
19 
III. La zona de sutura del terreno Guerrero: la Cuenca de Arperos 
 
La sutura entre el terreno Guerrero y el dominio continental mexicano está representada 
por un cinturón orogénico donde las rocas de estos dos dominios paleogeográficos se 
encuentran intensamente deformadas y mezcladas tectónicamente (Martini et al., 2013; Martini 
et al., 2014). Dicho cinturón se encuentra expuesto de manera discontinua en el sur de México 
entre los poblados de Arcelia y Valle de Bravo, en la Sierra de Guanajuato, en Zacatecas, y 
más al noroeste en los alrededores de la localidad de Porohui en Sinaloa (Ortega-Gutiérrez et 
al., 1979; Martini et al., 2013; Martini et al., 2014; Ortega-Flores, 2017) (figura 1). Esta zona de 
sutura está compuesta por una cuenca oceánica invertida que ha sido nombrada Cuenca de 
Arperos (Tardy et al., 1994; Martini et al., 2011). De acuerdo con las investigaciones 
desarrolladas en las últimas décadas por varios autores, la Cuenca de Arperos es una cuenca 
de tras-arco dentro de la cual se desarrolló piso oceánico a partir de por lo menos el 
Barremiano, y que fue sujeta a un episodio de inversión tectónica debido a la colisión de 
terreno Guerrero a lo largo del dominio continental (Elías-Herrera et al., 2000; Martini et 
al.,2011; Martini et al., 2014). Se ha sugerido que esta cuenca haya representado un 
elemento morfo-tectónico de gran importancia durante el Jurásico Tardío y Cretácico 
Temprano, en cuanto fungió como una barrera sedimentológica principal que impedía la 
mezcla de los detritos procedentes del terreno Guerrero con el generado dentro el dominio 
continental (Martini et al., 2011). Por ende, antes del cierre de la Cuenca de Arperos y de la 
subsecuente acreción de los conjuntos de arco, el terreno Guerrero y el dominio continental 
funcionaban como dominios paleogeográficos totalmente independientes por lo menos desde 
el punto de vista sedimentario (Martini et al., 2011; Martini et al., 2014; figura 2.7). 
20 
 
Figura 2.7: Esquematización de a) la apertura de la Cuenca de Arperos y b) su 
posterior cierre y acreción del terreno Guerrero. Modificado con base en la literatura citada en 
este capítulo. 
 
 
Debido a esta imposibilidad de mezcla entre los detritos procedentes de los dos 
dominios paleogeográficos, la Cuenca de Arperos presenta una configuración asimétrica en 
cuanto a la composición de las rocas sedimentarias. Las sucesiones clásticas depositadas 
a lo largo del margen occidental de la cuenca muestran una composición dominantemente 
feldespato-lítica y lítico-feldespática, donde los clastos líticos son principalmente fragmentos 
21 
de rocas volcánicas máficas a intermedias (Martini et al., 2011; Martini et al., 2014) (figura 
2.8). 
Por otro lado, las areniscas recolectadas de la margen adyacente al dominio continental 
al oriente muestran principalmente una composición caracterizada por un elevado contenido 
en cuarzo y proporciones variables de feldespato y fragmentos líticos (Martini et al., 2011; 
Martini et al., 2014) (figura 2.8). Dicha asimetría dentro de la Cuenca de Arperos es evidenciada 
también por los zircones detríticos. En efecto, las areniscas depositadas en la margen 
adyacente occidental muestran una población dominante de zircones detríticos representada 
por cristales con edades entre 160 y 115 Ma, mientras que las areniscas colectadas a lo largo 
de la margen adyacente al dominio continental presentan una firma geocronológica más 
compleja, definida por tres poblaciones principales con rangos de edad de 1500-900 Ma, 700-
500 Ma y 300-240 Ma (Martini et al., 2011; Martini et al., 2014). Esta separación 
sedimentológica entre los dos dominios paleogeográficos fue anulada por el evento de acreción 
del terreno Guerrero al dominio continental. En efecto, las sucesiones clásticas posteriores a 
dicho evento de acreción muestran una procedencia compleja que refleja aportaciones de 
detrito tanto de los conjuntos vulcano-sedimentarios del terreno Guerrero como de los 
complejos metamórficos que caracterizan el dominio continental (Palacios-García y Martini, 
2014). 
 
22 
 
 
Figura 2.8: Diagrama Qt, F, L (Dickinson, 1985) que muestra la composición de las 
areniscas de ambas márgenes de la cuenca de Arperos así como el de los depósitos sin- 
acrecionales. 
 
Una de las unidades estratigráficas que presenta esta mezcla compleja de 
componentes detríticos es la Formación Pelones expuesta en la Sierra de los Cuarzos (figura 
1). Considerando que esta unidad sobreyace directamente a una sucesión de turbiditas que 
muestran una procedencia exclusivamente del dominio continental, la Formación Pelones 
ha sido interpretada como el registro estratigráfico asociado con el cierre de la Cuenca de 
Arperos y yuxtaposición del terreno Guerrero al dominio continental (Palacios -García y Martini, 
2014). Al ser así, la edad de deposición de la Formación Pelones podría constreñir la 
temporalidad del evento de acreción del terreno Guerrero en el centro de México. 
 
 
23Capítulo 3 
 
Zonas de estudio y objetivo del trabajo 
 
 
III. 1 Zonas de estudio 
 
En este trabajo se analizaron en detalle dos áreas localizadas en el centro de México. 
Dichas áreas son: 1) la Sierra de Guanajuato (estado de Guanajuato), la cual se ha 
interpretado como parte de la sutura del terreno Guerrero (Martini et al., 2013) y 2) la Sierra 
de los Cuarzos (estados de Guanajuato y Querétaro), la cual ha sido interpretada como 
parte del dominio continental y se encuentra localizada 40 km al oeste de la sutura del 
terreno Guerrero (Palacios-García y Martini, 2014). 
 
La Sierra de Guanajuato está localizada en el estado homónimo, entre las ciudades 
de León y Guanajuato (figura 3.1). Dicha sierra está delimitada por las latitudes N 21°1’30’’ 
y N 21°20’33’’ y las longitudes W 101°20’16’’ y W 101°47’58’’, y los afloramientos estudiados 
en este trabajo se encuentran entre las latitudes N 21°3’35’’ y N 21°5’19’’ y las longitudes 
W 101°15’53’’ y W 101°25’57’’ (figura 3.1) . El acceso a los afloramientos estudiados fue a 
través de varios medios: desde la Carretera Federal 110 Guanajuato-Dolores Hidalgo y desde 
la Carretera Estatal 77 Silao-San Felipe. 
 
 
24 
 
Figura 3.1: Localización de las zonas de estudio en el área de Guanajuato-Querétaro 
 
En la Sierra de Guanajuato está expuesto un cinturón orogénico que ha sido interpretado 
como un segmento de la sutura de terreno Guerrero (Martini et al., 2013). Más en detalle, la 
Sierra de Guanajuato está conformada por un apilamiento de escamas tectónicas 
compuestas por las sucesiones del Jurásico Superior-Cretácico Inferior que se desarrollaron 
en la Cuenca de Arperos (Martini et al., 2011). Las Formaciones Esperanza y Valenciana 
están compuestas por meta-turbiditas siliciclásticas a carbonatoclásticas del Jurásico Superior-
Cretácico Inferior y han sido interpretadas como unidades derivadas del dominio continental y 
depositadas a lo largo del margen oriental de la Cuenca de Arperos (figura 3.3; Martini et al., 
2011). Por otro lado, las Formaciones Arperos y Cuestecita están compuestas por meta-
turbiditas volcaniclásticas, depósitos de slump y flujos de basalto almohadillado del 
Cretácico Inferior, los que han sido interpretados como unidades derivadas del terreno 
Guerrero y depositadas a lo largo del margen occidental de la Cuenca de Arperos (Tardy et 
al., 1994; Martini et al., 2011) (figura 3.2). En la Sierra de Guanajuato, las rocas meta-
sedimentarias de la Cuenca de Arperos se encuentran sobreyacidas tectónicamente por los 
conjuntos de arco del terreno Guerrero, los que están representados por las rocas meta-
basálticas del Conjunto El Paxtle y las rocas intrusivas de composición tonalítica a gabróica 
25 
del Conjunto Tuna Manza (figura 3.2; Lapierre et al., 1992; Martini et al., 2011). Finalmente, 
las rocas meta-sedimentarias de la Cuenca de Arperos y las rocas ígneas del terreno Guerrero 
se encuentran sobreyacidas disconformemente por la formación La Perlita, la cual está 
conformada por caliza arrecifal con una fauna fósil del Albiano (Chiodi et al., 1988). 
 
 
 
Figura 3.2: Columna tectonoestratigráfica de la Sierra de Guanajuato modificada de 
Martini 
et al., 2012 
 
La Sierra de los Cuarzos se encuentra en el límite entre los estados de Querétaro y 
Guanajuato, al este de la ciudad San Miguel de Allende y el área de estudio se encuentra 
comprendida entre las latitudes N 20°51’54’’ y N 20°56’49’’ y las longitudes W 100°27’23’’ y 
W 100°33’5’’ (figura 3.1). El acceso a la zona es desde la Carretera Federal 111 Buenavista-
San Miguel de Allende, tomando la desviación hacia Puerto de Nieto. 
 
En la Sierra de los Cuarzos aflora una sucesión compuesta por tres unidades diferentes 
que de base a techo son: las formaciones Sierra de los Cuarzos, Pelones y Españita (figura 
3.3). Los contactos entre estas tres unidades están actualmente moderadamente cizallados 
debido a la diferencia de competencia entre las diferentes litologías. Sin embargo, se ha 
interpretado que las tres unidades originalmente definen un registro estratigráfico continuo 
(Palacios-García y Martini, 2014). La Formación Sierra de los Cuarzos está compuesta por 
turbiditas con una edad máxima de depósito de 155 Ma obtenida por medio del fechamiento 
U-Pb de zircones detríticos (Palacios-García y Martini, 2014). Con base en la gran abundancia 
26 
de cuarzo y la ausencia de clastos volcánicos máficos, las turbiditas de la Formación Sierra de 
los Cuarzos han sido interpretadas como el registro sedimentario a lo largo del margen del 
dominio continental antes del cierre de la Cuenca de Arperos (Palacios-García y Martini, 2014). 
La Formación Sierra de los Cuarzos está sobreyacida tectónicamente por la Formación 
Pelones (figura 3.3). La Formación Pelones está compuesta por turbiditas, depósitos de 
slump de flujo de lodo, de arena y de escombro que presentan una edad máxima de 
depósito de 127 Ma con base en el fechamiento U-Pb de zircones detríticos (Palacios 
García y Martini, 2014). Con base en la presencia tanto de clastos volcánicos máficos 
derivados del terreno Guerrero como de clastos volcánicos felsíticos y fragmentos 
metamórficos derivados del dominio continental, Palacios - García y Martini (2014) han 
propuesto de manera preliminar que la Formación Pelones pudiera representar el depósito 
sin-tectónico asociado con el evento de acreción del terreno Guerrero en el centro de México. 
La Formación Pelones se encuentra sobreyacida tectónicamente por la Formación Españita, 
la cual está compuesta por una alternancia de lutita calcárea y radiolarita que presentan una 
asociación de foraminíferos característica del Cenomaniano superior-Turoniano inferior (Martini 
et al., 2016) (figura 3.3). 
 
27 
 
Figura 3.3: Columna tectonoestratigráfica de la Sierra de los Cuarzos modificada de 
Palacios-García y Martini, 2014 
 
Finalmente, con el fin de comparar la edad de acreción del terreno Guerrero en el centro 
y sur de México, se fecharon por el método 40Ar/39Ar granos de muscovita extraídos de una 
zona de cizalla perteneciente a la sutura del terreno Guerrero en el área de Santo Tomás 
(Estado de México) (figura 3.4). El acceso a esta área es a través de la carretera estatal 
Colorines-Santo Tomás de los Plátanos. 
28 
 
Figura 3.4: Localización de la zona de estudio en el área de Santo Tomás 
 
 
 
 Así como en la Sierra de Guanajuato, en la zona de Santo Tomás la sutura del terreno 
Guerrero está conformada por conjuntos tectono-estratigráficos compuestos por unidades 
originalmente depositadas en la Cuenca de Arperos. En particular, en la zona explorada en 
este trabajo se encuentran expuestos los Conjuntos Santo Tomás-Tejupilco y Ojo de Agua 
(figura 3.5) que, por edad y procedencia de las rocas sedimentarias, han sido correlacionados 
con la Formación Valenciana el primero y la con Formación Pelones el segundo (Martini et al., 
2014). 
29 
 
Figura 3.5: Columna tectonoestratigráfica de Santo Tomás-Tejupilco modificada de Martini 
et al. (2014) 
 
III.2 Objetivo e hipótesis del trabajo 
 
En este trabajo se pretende aportar información nueva respecto a la cronología de la 
acreción del terreno Guerrero. En efecto, a pesar de ser éste uno de los eventos tectónicos 
más importantes de la historia geológica del Mesozoico de Norteamérica, hasta la fecha no 
se han generado datos duros que permitan constreñir la edad del evento de colisión de los 
conjuntos de arco del terreno Guerrero al núcleo continental mexicano. De manera tentativa, 
varios autores han asignado al evento de acreción del terreno Guerrero en el sur de México 
una edad post-cenomaniana con base en las edades 40Ar/39Ar de 103 y 93 Ma obtenidas en 
meta-lavas basálticas involucradas en la zona de sutura (Elías-Herrera et al., 2000). Sin 
embargo, el contacto disconforme de laFormación La Perlita con la zona subyacente de 
sutura del terreno Guerrero sugiere la posibilidad de que la acreción de este terreno tuvo 
lugar en el centro de México antes del Albiano (Chiodi et al.,1988; Dickinson y Lawton, 
2001; Martini et al., 2011). Como ya se ha mencionado, la Formación Pelones se ha 
interpretado anteriormente de manera preliminar como una formación sin-tectónica 
desarrollada durante el evento de acreción del terreno Guerrero, por lo tanto es de gran 
importancia para la determinación de la edad de acreción. En efecto, si esta unidad se formó 
contemporáneamente a la colisión del terreno Guerrero con el cratón norteamericano su 
edad de depósito reflejaría la edad de este evento tectónico en el centro de México. Sin 
30 
embargo, es necesario verificar que esta formación sea realmente sin-orogénica por lo que 
fue necesario realizar un estudio cuantitativo de procedencia de areniscas para determinar 
las fuentes que le dieron origen. Además, se pretende generar nuevos datos isotópicos de 
40Ar/39Ar para la zona sur de México, lo cual permitirá verificar la edad de acreción y determinar 
si este evento de colisión fue diacrónico o sincrónico. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
31 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Capítulo 4 
Metodología 
 
 
IV. 1 Revisión bibliográfica 
 
El punto de partida de este trabajo fue la revisión de la literatura disponible tanto sobre 
la estratigrafía y procedencia de las sucesiones de la Sierra de Guanajuato, Sierra de los 
Cuarzos y el área de Santo Tomás, así como sobre la estratigrafía y composición de los 
conjuntos tectono-estratigráficos que componen el terreno Guerrero y el dominio continental 
de México. Esta revisión se hizo con el fin de contar con un marco geológico preliminar que 
permitió interpretar la procedencia y el significado tectono-estratigráfico de las unidades 
estudiadas en este trabajo. De igual manera, una vez obtenidos los resultados se recurrió a la 
revisión crítica de la literatura con el propósito de enriquecer la discusión correspondiente. 
 
 
IV.2 Trabajo de campo 
 
El trabajo de campo comprendió la recolección de muestras de areniscas de diferentes 
unidades expuestas en las sierras de Guanajuato y de los Cuarzos, así como la ampliación de 
la cartografía de esta última. Se realizaron tres salidas de campo, durante la primera se 
recolectaron 11 muestras de areniscas para la petrografía de roca total y 8 para la petrografía 
32 
de minerales pesados. Dicha recolección se llevó a cabo en afloramientos cercanos a la 
mina La Valenciana y la localidad de Llanos de Santa Ana al norte de la ciudad de Guanajuato 
(figura 4.1a), así como en afloramientos cercanos a las poblaciones de Arperos, Cuestecita 
de San Juan y Paxtle en Guanajuato (figura 4.1b). 
Además, se recolectaron muestras en la Sierra de los Cuarzos entre los poblados de 
Charape de Pelones y El Chupadero, en Querétaro (figura 4.2). 
 
33 
 
Figura 4.1a: Mapa geológico donde se muestra la ubicación de los puntos donde se realizó 
la toma de muestras en la zona de Guanajuato. Modificada de Martini 
et al., (2011) 
 
34 
 
 
Figura 4.1b: Mapa geológico que muestra la ubicación de los puntos donde se realizó la 
colecta de muestras en la zona de Guanajuato. Modificado de Martini et al., 2011 
 
 
La segunda salida de campo tuvo lugar en la Sierra de los Cuarzos (figura 4.2) 
localizada al noroeste de la ciudad de Buenavista, Querétaro; dicha área está incluida 
en la carta Buenavista F14-C55 de INEGI. El trabajo de campo consistió en realizar la 
35 
cartografía del área la cual tiene una extensión total de 80 km2. Se trata de una ampliación de 
la cartografía publicada por Palacios-García y Martini (2014) de la Sierra de los Cuarzos por 
lo que para su realización se reconocieron en campo las unidades litoestratigráficas 
previamente descritas por estos autores, tomando en cuenta la litología, estructuras 
sedimentarias y relación geométrica entre ellas. Además, se utilizó la herramienta de Google 
Earth para reconocer las características geomorfológicas de la zona y así complementar las 
observaciones hechas en campo. 
 
 
36 
 
Figura 4.2: Mapa geológico donde se muestra la ubicación de los puntos de muestreo en 
la Sierra de los Cuarzos. Modificado de Palacios-García y Martini (2014) 
 
La tercera salida de campo tuvo lugar en el poblado de Santo Tomás de los Plátanos 
localizado al oeste de Valle de Bravo, Estado de México (figura 4.3). El trabajo de campo 
consistió en el reconocimiento de las unidades litoestratigráficas previamente descritas por 
Martini et al. (2014), así como una zona de cizalla de gran importancia para la determinación 
37 
de la edad de acreción del terreno Guerrero. Se recolectó una muestra de milonita de una 
zona de cizalla con el fin de fecharla por el método 
40 
Ar/
39 
Ar y en el presente trabajo se 
reportan los datos obtenidos. 
Todos los datos fueron georeferenciados con un GPS MAP 60 CSX Garmin en el sistema 
de coordenadas UTM con el datum NAD 27. 
 
 
Figura 4.3: Mapa geológico donde se muestra la ubicación de los puntos donde se realizó la 
toma de muestras en la zona de Valle de Bravo. Modificado de Martini 
et al., (2014). 
 
38 
IV.3 Análisis petrográfico de roca total 
 
Se realizó un muestreo sistemático de 11 areniscas pertenecientes a las diferentes 
unidades. Durante el muestreo se seleccionaron los estratos que presentaran la menor 
deformación e intemperismo posibles con el fin de realizar un conteo que arrojara los 
resultados más fieles posibles a la composición de estas areniscas. De éstas se elaboraron 
láminas delgadas para su análisis composicional basado en el conteo de puntos siguiendo 
el método de Gazzi-Dickinson (Gazzi, 1966; Dickinson, 1970) y utilizando un microscopio 
petrográfico con un contador de puntos mecánico (figura 4.4). 
 
 
Figura 4.4: Contador de puntos (izq.) y microscopio petrográfico (der.) utilizados para la 
realización del conteo de puntos en areniscas. 
 
Para realizar el conteo de puntos la lámina es colocada en la platina del microscopio y es 
sujetada con las tenazas del contador. Este aditamento está compuesto por dos guías 
colocadas perpendicularmente que contienen un vernier calibrado en mm, y permite 
desplazar la lámina en dos ejes (X ,Y) de la platina giratoria. Dichos movimientos permiten que 
se lleve un conteo ordenado en la lámina, tanto horizontal como vertical (Figura 4.5). El punto 
que debe contarse es el que se observe justo en el cruce de las retículas del campo visual 
del microscopio. Para contar el siguiente punto la lámina debe de desplazarse 0.5 mm de 
39 
manera horizontal con ayuda del contador, repitiéndose este paso hasta terminar la primera 
fila. Posteriormente, la lámina se desplaza de manera vertical 0.5 mm para contar la 
siguiente fila pero esta vez en sentido inverso (Figura 4.5). 
 
 
Figura 4.5: Esquema sintético de la metodología de conteo de puntos según Gazzi- 
Dickinson 
 
Las divisiones milimétricas del contador sirven para desplazar ordenada y precisamente 
cada conteo. El desplazamiento depende del tamaño de grano de cada muestra y será más 
grande mientras más grueso sea este. De acuerdo con Van der Plas y Tobi (1965) el paso 
debe ser mayor al tamaño de grano más grande presente en la muestra. Para este trabajo se 
utilizó un paso de 0.5 mm en todas las muestras. 
 
El método de Gazzi-Dickinson sirve para determinar la composición modal de una roca 
a través del conteo de los componentes sin que haya una dependencia del tamaño de grano. 
Este método de conteo Gazzi-Dickinson nos permite obtener resultados de frecuencia de 
cada grano ya que no solo se toma en cuenta el número sino también el volumen. El conteose realizó tomando en cuenta los siguientes criterios (figura 4.6): 
● se cuentan como clastos monocristalinos todos los componentes monominerales; 
● los componentes policristalinos conformados por cristales de tamaño ≥0.0625 mm se 
cuentan como clastos monocristalinos; 
● los componentes policristalinos conformados por cristales de tamaño <0.0625 mm se 
cuentan como fragmentos líticos; 
40 
● los componentes policristalinos conformados tanto por componentes menores o mayores 
a 0.0625 mm se contarán dependiendo de en qué punto se crucen los hilos, si estos se 
cruzan en un componente mayor a 0.0625 mm entonces se cuenta como un clasto 
monocristalino, en caso contrario se cuenta como fragmento lítico. 
 
 
Figura 4.6: Metodología de conteo Gazzi-Dickinson modificado a partir de Zuffa (1985) 
 
 
El número de puntos de conteo elegidos para 
este trabajo se basó en el análisis estadístico 
publicado por Van der Plas y Tobi (1965) el 
cual dice que la confiabilidad de los 
resultados está representada de manera 
estadística por la desviación estándar. La 
figura 4.7 nos muestra la relación que existe 
entre el número de puntos contados y la 
abundancia de un cierto mineral. Como se 
observa, a partir de 300 puntos contados, el 
error oscila entre 1% y 5.8% según la 
abundancia del mineral, por lo que podemos 
decir que al contar este número de puntos 
obtenemos resultados fiables. 
Figura 4.7: Gráfica de confiabilidad de Van 
der Plas y Tobi (1965). 
 
 
41 
 
 
 
 
IV.4 Separación de minerales pesados 
 
Para la petrografía de minerales pesados se seleccionaron ocho muestras de arenisca. 
Se define como mineral pesado a aquel cuya densidad es mayor o igual a 2.8 g/cm3 (Mange 
y Maurer, 1992; Morton y Hallsworth, 1993). Para su obtención a partir de una muestra de 
arenisca es necesaria su molienda y dos etapas de separación. Esta metodología es de 
acuerdo a Morton (1985) y Mange y Maure (1992). La molienda de las muestras se realizó 
en el Taller de Molienda del Instituto de Geología de la UNAM utilizando una prensa 50T (figura 
4.8). 
 
La muestra se molió hasta obtener una fracción fina que fue cernida con ayuda de un 
tamiz número 100, es decir que lo que se obtiene es la fracción menor a 0.149 mm. Esta 
es separada en minerales ligeros y pesados con base en sus propiedades hidráulicas gracias 
a la mesa Wilfley (figura 4.8) que emplea un flujo de agua, una inclinación y un movimiento 
lateral para lograr dicha separación. 
 
Con este procedimiento se ha obtenido una primera separación burda de los minerales 
pesados de la roca; sin embargo, aún pueden contener una gran cantidad de minerales 
ligeros por lo que es necesario el uso de un líquido pesado para la separación final. En este 
caso se utilizó el bromoformo, cuya densidad es de 2.89 g/cm 3 (figura 4.8). 
42 
 
 
Figura 4.8: Metodología de separación de minerales pesados. a) Prensa hidráulica. b) 
Mesa Wilfley. c) Separación de minerales pesados con bromoformo 
 
 
 
 
IV.5 Análisis modal de minerales pesados 
 
Los minerales obtenidos son montados en una lámina delgada para el conteo de 
puntos. Este se realizó siguiendo el método del listón descrito por Galehouse (1969) (figura 
4.9). Consiste en contar todos los minerales translúcidos comprendidos en una banda 
imaginaria cuyo ancho es directamente proporcional al tamaño de estos. El tamaño del listón 
se determina según la muestra, si esta contiene minerales con un tamaño homogéneo 
43 
entonces se busca el mineral con mayor tamaño, se mide y lo obtenido se multiplica por 1.5. 
Por el contrario, si la muestra contiene minerales con tamaños muy variables entonces se 
estima el tamaño promedio y se multiplica por 1.5. Los minerales contados son aquellos que 
se encuentren dentro de la banda imaginaria. Por cada muestra se contaron mínimo 300 
puntos; sin embargo, en algunos casos la cantidad de minerales era tan reducida que ésto 
no fue posible. Se realizó el conteo de siete muestras de las cuales cuatro contenían menos 
de 300 minerales translúcidos, la muestra más pobre constó sólo de 91 minerales. 
 
Figura 4.9: Metodología de conteo para minerales pesados. Las líneas rojas corresponden 
al listón cuya anchura fue previamente calculada. 
 
IV.6 Preparación de muestras para fechamiento isotópico 
por el método 40Ar/39Ar 
 
 
En la zona de Santo Tomás se recolectó una muestra orientada de una zona de cizalla 
interpretada por Martini et al. (2014) como una estructura asociada a la zona de sutura del 
terreno Guerrero. Esto con el fin de determinar tanto la cinemática como la edad de esta 
estructura con base en el análisis microestructural y el fechamiento isotópico de muscovita 
por el método 40Ar/39Ar. La muestra fue triturada y el material obtenido, exceptuando el polvo 
más fino, fue lavado con agua MQ desionizada de 18.2 MΩ de resistividad (DI-H2O) y fue 
dejado en un baño ultrasónico por 15 minutos. Al finalizar, la muestra fue secada gracias a 
un horno a 70°C por aproximadamente 10 horas. Posteriormente, los minerales fueron 
separados por medio de un separador magnético Frantz y manualmente, con ayuda de un 
microscopio binocular, se seleccionaron los cristales de muscovita con un tamaño entre 420 
44 
a 250 μm. El concentrado de muscovita fue irradiado en el reactor de la Universidad de 
MacMaster en Hamilton, Ontario, Canadá. Para la irradiación se utilizaron cápsulas #225 sin 
protección de cadmio. Los blancos empleados son la biotita GA1550 (98.79 Ma) y la 
hornblenda Hb3Gr (1074 Ma) (Turner et al., 1971; Roddick, 1983). 
El fechamiento de 18 granos individuales de muscovita se realizó en el Laboratorio de 
Geocronología de 40Ar/39Ar de la Universidad de Queen en Kingstone, Canadá, siguiendo el 
procedimiento descrito en Cubley et al. (2013). Se utilizó un espectrómetro de masa MAP-
216 para medir los isótopos de argón durante los experimentos de calentamiento de los granos 
de muscovita. 
Para cada fechamiento se realizaron correcciones para reacciones de interferencia, 
discriminación de masa, blanco, y decaimiento radioactivo de 
37
Ar y 
39
Ar. Para calcular la edad 
se utilizaron las constantes que sugieren Steiger y Jäger (1977). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
45 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Capítulo 5 
 
Estratigrafía 
 
En este capítulo se describen las unidades litoestratigráficas que fueron de interés para 
este trabajo ya que forman parte de la Cuenca de Arperos. Estas pudieron ser observadas 
en diferentes áreas como la Sierra de Guanajuato y la Sierra de los Cuarzos. Las unidades 
se describen a continuación de la más antigua a la más joven para cada área, incluyendo las 
características litológicas, sedimentológicas y estructurales que fueron observadas. 
Asimismo, se presenta el mapa geológico realizado en el área de la Sierra de los Cuarzos en 
el estado de Querétaro. 
 
V.1 Sierra de Guanajuato 
 
En la Sierra de Guanajuato se encuentran las unidades tipo que conforman a la Cuenca 
de Arperos, nombrada por primera vez por Tardy et al., (1994). Dichas unidades han sido 
descritas principalmente por Lapierre et al. (1992), Tardy et al. (1994) y Martini et al. (2011). 
En esta área, fue posible observar y tomar muestras de las Formaciones Arperos, Cuestecitas 
y Esperanza, las que representan el registro estratigráfico de los dos márgenes de la Cuenca 
de Arperos. 
 
46 
 
 
Figura 5.1: Mapa geológico de la zona al noroeste de Guanajuato. Modificado de Martini 
et al., (2012). 
 
 
V.1.1 Formación Arperos 
 
La Formación Arperos aflora en la parte suroeste de la Sierra de Guanajuato y se encuentra 
expuesta a lo largo del Arroyo Arperos, aproximadamente a 15 kilómetros al noroeste de la ciudad de 
47 
Guanajuato (figura 5.1). Está formadapor meta-basalto almohadillado (figura 5.2a) interestratificado 
con estratos centimétricos a decimétricos de meta-arenisca volcaniclástica, meta-lutita y abundante 
radiolarita. Adicionalmente, se han reportado también como parte de esta unidad estratos de 
conglomerado y lutita calcárea (Ortiz-Hernández et al., 2003; Martini et al., 2011) que, sin embargo, 
no fueron observados durante las salidas al campo en el marco de este trabajo. La Formación 
Arperos se encuentra moderada a intensamente deformada y metamorfoseada bajo condiciones 
metamórficas en facies de esquisto verde. La 
deformación es expresada por la presencia de 
por lo menos una foliación principal definida por la 
cristalización de mica blanca en las rocas meta-
sedimentarias, así como de epidota y clorita en 
los basaltos. La foliación afecta a la escala 
submilimétrica a lo largo de zonas de cizalla 
miloníticas, y se hace progresivamente 
menos penetrante alejándose de estas 
estructuras mayores. En las zonas donde la 
deformación es menos intensa es posible
 observar estructuras sedimentarias 
primarias en las meta-areniscas y meta-lutitas. 
En particular, se ha observado estratificación y 
laminación convoluta, así como estructuras de 
deformación de sedimento suave (figura 5.2b), 
las cuales permiten interpretar estas meta-
areniscas y meta-lutitas como depósitos de 
slump. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
V.1.2. Formación Cuestecita 
 
Figura 5.2: a) Basaltos 
almohadillados b) Inyección de lutita 
en arenisca. Los bordes de la 
arenisca son irregulares indicando 
deformación en estado plástico 
 
48 
 
La Formación Cuestecita aflora entre los poblados de Arperos, Chichimequillas y El 
Paxtle (figura 5.1), y se encuentra en contacto por cabalgadura sobreyaciendo a las rocas de 
la Formación Arperos. La Formación Cuestecita está compuesta por una intercalación rítmica 
de estratos centimétricos a decimétricos de meta-arenisca de grano fino a medio y meta-
lutita. Las meta-areniscas son volcaniclásticas y presentan color verde obscuro a pardo. 
Localmente, se observan intercalaciones de estratos centimétricos de radiolarita y lutita con 
pedernal que presentan laminación plano-paralela (figura 5.3). Así como para la Formación 
Arperos, las rocas de la Formación Cuestecita también presentan deformación intensa a 
moderada y cristalización de fases minerales típicas de metamorfismo en facies de esquisto 
verde. En los afloramientos visitados en el marco de este trabajo no fue posible observar 
estructuras primarias evidentes en lasmeta-areniscas. Sin embargo, en trabajos previos se 
han descrito estructuras sedimentarias como rizaduras, laminación plano-paralela y 
estructuras de erosión en las superficies de base de los estratos, lo que ha llevado a interpretar 
de manera tentativa a las meta-areniscas y meta-lutitas de la Formación Cuestecita como 
turbiditas (Tardy et al., 1994; Martini et al., 2011). 
 
Figura 5.3: Laminaciones dentro de radiolarita.
 
 
 
 
 
 
49 
 
 
V.1.3 Formación Esperanza 
 
 
Figura 5.4: Mapa geológico de la zona al norte de Guanajuato. La Formación Valenciana 
está compuesta por calizas que sobreyacen las rocas de la Cuenca de Arperos. 
50 
Modificado de Martini et al., (2012). 
 
 
 
La Formación Esperanza está ubicada en la región sureste de la Sierra de Guanajuato, 
al este del poblado de Santana y norte de la ciudad de Guanajuato (figura 5.4). Dicha 
formación consiste en una alternancia rítmica de estratos centimétricos a decimétricos de 
meta-arenisca de grano fino a grueso de color gris obscuro en los cortes frescos y estratos 
centimétricos de meta-lutita de color gris claro. Las meta-areniscas presentan un elevado 
contenido de cuarzo y, las de grano más fino, contienen abundante mica blanca detrítica que 
llegan a presentar un tamaño de grano de hasta algunos milímetros. Las rocas de la 
Formación Esperanza se encuentran moderada a intensamente deformadas y presentan 
cristalización de minerales típicos de metamorfismo en facies de esquisto verde. La 
deformación es expresada por una foliación principal definida por la alineación de mica 
blanca y pliegues (figura 5.5). La foliación es penetrante a la escala submilimétrica a lo largo 
de zonas de cizalla milonítcas y se hace progresivamente más espaciada alejándose de estas 
estructuras mayores. Debido a la intensa deformación, no fue posible observar estructuras 
primarias en las rocas meta-sedimentarias de la Formación Esperanza. 
51 
 
 
Figura 5.5: Estructuras de deformación dentro de la Formación Esperanza. a) 
Cabalgadura intraformacional. Abajo se observa una intensa foliación, arriba se observan 
pliegues; b) Foliación a una escala menos penetrativa. 
 
 
a) 
b) 
52 
 
Las rocas meta-sedimentarias de la Formación Esperanza están cortadas por diques de 
composición dacitico-riolítica. A lo largo de los bordes de estos diques se observan peperitas 
(figura 5.6), lo cual indica que la intrusión del magma ocurrió cuando el sedimento todavía no 
estaba litificado. 
 
 
 
Figura 5.6: Peperitas entre roca volcánica félsica (color blanco) y arenisca rica en cuarzo. 
Se observan bordes irregulares y formas alargadas que indican que esta estructura se 
formó en estado plástico del sedimento y que el volcanismo es contemporáneo a la 
sedimentación. 
 
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53 
V.2.1 Formación Sierra de los Cuarzos 
 
 
La Formación Sierra de los Cuarzos se encuentra expuesta al este de la ciudad de San 
Miguel de Allende, Querétaro, entre los poblados de Charape de Pelones y Puerto de Nieto 
(figuras 3.1 y 5.7) Está compuesta por una alternancia de estratos centimétricos a 
decimétricos de arenisca siliciclástica, arenisca calcárea, lutita, escaso conglomerado y, 
localmente, coladas basálticas. Las areniscas varían de grano fino a grueso y su color varía 
de gris claro, obscuro y gris verdoso. Las rocas de la Formación Sierra de los Cuarzos 
presentan un grado de deformación moderado a bajo. La deformación está expresada por una 
foliación definida por concentraciones de óxidos. Dicha foliación es penetrante a la escala 
milimétrica a lo largo de zonas de cizalla mayores, mientras que se hace progresivamente 
más espaciada alejándose de estas estructuras. En las partes menos deformadas de la 
sucesión, las areniscas de la Formación Sierra de los Cuarzos preservan diversas 
estructuras primarias que se describen con detalle a continuación. 
 
En su mayor parte, el registro estratigráfico está compuesto por secuencias de Bouma 
completas a incompletas, con espesores que varían de algunos centímetros a algunos 
decímetros. Las secuencias completas están compuestas por: 1) el intervalo Ta, conformado 
por arenisca gruesa a mediana masivas o con gradación normal; 2) el intervalo Tb, 
representado por arenisca mediana con laminación plano-paralela superior (figura 5.8 a); 3) 
el intervalo Tc, compuesto por arenisca mediana a fina con rizaduras (figuras 5.8 b), marcas 
de carga y flama (figura 5.8 c), laminación convoluta (figura 5.8 d) y estructuras de expulsión 
de fluidos como diques de arena (figura 5.8 e); 4) los intervalos Td y Te, compuestos por 
arenisca muy fina y lutita con laminación plano-paralela inferior. La presencia de las 
secuencias de Bouma indica que, por lo menos en parte, la Formación Sierra de los Cuarzos, 
fue depositada por medio de corrientes de turbidez. 
 
54 
 
 
Figura 5.8: Estructuras sedimentarias correspondientesa la secuencia de Bouma. 
a) Laminación plano-paralela superior; b) y c) estructuras de carga y flama; d) laminación 
convoluta; d) dique de arena. 
 
En el área estudiada, las secuencias de Bouma se encuentran localmente aflorando 
dentro de pliegues sin- sedimentarios de escala variable de algunos decímetros a algunos 
metros (figura 5.9 a). Adicionalmente, es común observar otras evidencias de deformación 
de sedimento suave como el boudinage sin-sedimentario, por efecto del cual las capas de 
55 
arenisca gruesa y mediana se presentan como segmentos discontinuos rodeados por la 
arenisca más fina y la lutita. Los bordes de los boudines de arenisca gruesa a mediana son 
difuminados y es común encontrar a lo largo de ellos la inyección de la lutita que los rodea. La 
observación de estas estructuras de deformación de sedimento suave sugiere que, después 
de su deposición, las turbiditas de la Formación Sierra de los Cuarzos fueron removilizados 
por inestabilidad gravitacional a lo largo de una pendiente generando depósitos de slump. 
 
Adicionalmente a las turbiditas y los depósitos de slump, el registro estratigráfico de la 
Formación Sierra de los Cuarzos está conformado localmente por conglomerados de 
espesor decimétrico a métrico. Dichos conglomerados son dominantemente matriz-
soportados, presentan una base no erosiva y están compuestos por clastos de tamaño 
variable de un centímetro a algunos decímetros. Los clastos son dominantemente de 
arenisca, arenisca calcárea y lutita. En la mayoría de los casos, estos conglomerados 
presentan un aspecto masivo (figura 5.9 b), mientras que, en otros casos, es posible 
observar gradación inversa. Con base en estas características, se interpretan estos 
conglomerados como depósitos de flujo de escombro. 
56 
 
Figura 5.9: a) Pliegue sin-sedimentario en las turbiditas de la Formación Sierra de los 
Cuarzos, b) conglomerado masivo en la Formación Sierra de los Cuarzos 
 
En los alrededores de Charape de Pelones (figura 5.7), las rocas sedimentarias de la 
Formación Sierra de los Cuarzos están interestratificadas con derrames de lava basáltica. 
El contacto entre las lavas y las rocas sedimentarias es caracterizado por la presencia 
57 
de peperitas, las cuales se generaron como resultado de actividad freato- magmática en 
condiciones sub superficiales (figura 5.10). 
 
 
 
Figura 5.10: Detalle de una peperita cerca del contacto entre las rocas volcánicas y las 
rocas sedimentarias de la Formación Sierra de los Cuarzos. 
 
 
V.2.2 Formación Pelones 
 
La Formación Pelones aflora al oeste del poblado de Charape de Pelones (figura 5.7). 
Esta unidad sobreyace a la Formación Sierra de los Cuarzos. El contacto entre estas dos 
formaciones está localmente modificado por una zona de despegue que se desarrolla 
paralelamente a las superficies de estratificación. La Formación Pelones está compuesta 
por una alternancia de estratos centimétricos a decimétricos de arenisca, lutita y radiolarita, 
así como escasos estratos de espesor métrico de conglomerado. Las areniscas y 
conglomerados presentan un color pardo y se caracterizan por su elevado contenido de 
feldespato y líticos volcánicos. Igual que para la Formación Sierra de los Cuarzos, las rocas 
de la Formación Pelones presentan evidencias de deformación tectónica expresada por 
una foliación, definida por la concentración de óxidos a lo largo de superficies iso-orientadas. 
La foliación afecta a la escala milimétrica a lo largo de zonas de cizallas mayores localizadas 
en proximidad de los contactos superior e inferior de la unidad. Dicha foliación se hace 
progresivamente menos penetrante alejándose de estas estructuras mayores. En las partes 
menos deformadas de la Formación Pelones es posible observar estructuras sedimentarias 
58 
como la laminación plano-paralela, así como estructuras de deformación de sedimento suave 
como el boudinage sin-sedimentario, por efecto del cual algunos de los estratos de arenisca 
y radiolarita se encuentran como segmentos rodeados por las capas menos competentes de 
lutita (figura 5.11 a). Los bordes de los boudines presentan bordes difuminados e irregulares, 
y es evidente a lo largo de ellos la inyección de lutita en la arenisca y en la radiorlarita (figura 
5.11 b). Los depósitos con evidencia de deformación de sedimento suave se encuentran 
interestratificados con estratos métricos de arenisca masiva y con gradación inversa, los 
cuales presentan base no-erosiva. Estas características permiten sugerir que se trata de 
depósitos de tipo flujo de arena (figura 5.11 c), los cuales se forman por la licuefacción y 
removilización por inestabilidad gravitacional de sedimentos arenosos previamente 
depositados (Collinson y Thompson, 1982). 
 
 
 
 
59 
 
Figura (5.11): a) Límites difusos entre estratos de arenisca y lutitas. Existen tanto 
inyecciones de material como gradación. b) Estrato de pedernal aboudinado y discontinuo 
que es indicativo de deformación por estiramiento al estado plástico. c) Flujo de arena
 
 
 
V.2.3 Formación Españita 
 
La Formación Españita aflora entre los poblados de Charape de Pelones y Puerto de Nieto 
(figura 5.7). Esta unidad sobreyace a las Formaciones Sierra de los Cuarzos y Pelones. En 
las áreas estudiadas, el contacto basal de la Formación Españita está localmente modificado 
60 
por una zona de despegue, la cual se desarrolla paralelamente a las superficies de 
estratificación. 
La Formación Españita está constituida por estratos centimétricos a decimétricos de 
caliza negra a gris obscuro intercalados con lutita calcárea y capas centimétricas de 
radiolarita (figura 5.12). Ocasionalmente se observan estratos de arenisca calcárea de grano 
fino. La laminación plano- paralela inferior es la estructura más común observada en las rocas 
de la Formación Españita, lo cual sugiere que esta unidad fue depositada por decantación 
de sedimento. 
 
61 
 
Figura 5.12: a) Alternancia de estratos de lutita y caliza. Los estratos de lutita se 
encuentran mayormente afectados por la deformación. b) Estrato de pedernal 
aboudinado. 
 
62 
 
V.3 Área de Santo Tomás 
 
 
Figura 5.13: Mapa geológico del área de Santo Tomás. Modificado de Martini et al., (2014) 
63 
 
 
Esta zona se encuentra al oeste de Valle de Bravo, entre los poblados de Ojo de Agua, 
Santa Bárbara y Santo Tomás (figura 5.13). En esta área aflora el Conjuto tectono-
estratigráfico Santo Tomás-Tejupilco, el cual está conformado por una sucesión volcano- 
sedimentaria que ha sido interpretada como parte de la Cuenca de Arperos por Martini et al. 
(2014). Dicha sucesión está compuesta por una intercalación de esquistos calcáreos, meta-
areniscas siliciclásticas y flujos de basalto almohadillado que han sido correlacionados por 
Martini et al. (2014) con las Formaciones Esperanza, Valenciana y Sierra de los Cuarzos 
expuestas en las zonas de la Sierra de Guanajuato y la Sierra de los Cuarzos. Así como en la 
Sierra de Guanajuato, las unidades expuestas en el área de Santo Tomás se encuentran 
deformadas y metamorfoseadas en facies de esquisto verde. De acuerdo con Fitz et al. (2008), 
por lo menos dos eventos principales de acortamiento pueden ser distinguidas en esta 
sucesión: 1) la fase D1, la cual se ha interpretado como el resultado de la acreción del 
terreno Guerrero y que está expresada por zonas de cizalla, pliegues y una foliación F1 que 
afecta a la escala submilimétrica y 2) la fase D2, durante la cual se produjo el plegamiento de 
la foliación F1 y fallas inversas. En este trabajo se procedió al muestreo de una zona de cizalla 
desarrollada durante la primera fase de deformación D1, con el objetivo de poder realizar 
fechamientos isotópicos de granos de muscovita que cristalizaron durante el desarrollo de 
esta estructura y obtener de esta