Estratigrafa-regional-y-significado-tectonico-del-grupo-comondu-en-Baja-California-Sur-Mexico

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Universidad Nacional Autónoma de México 
Posgrado en Ciencias de la Tierra 
Centro de Geociencias 
 
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Y SIGNIFICADO TECTÓNICO DEL GRUPO COMONDÚ EN BAJA 
CALIFORNIA SUR, MÉXICO 
Tesis 
Que para optar por el grado de: 
Maestra en Ciencias de la Tierra 
Presenta: 
 
Juana Iisel Durán Calderón 
 
 
Tutor: 
Dr. Luca Ferrari 
(Centro de Geociencias, UNAM) 
 
 
 
Miembros del comité tutoral: 
 
Dra. Teresa Orozco Esquivel 
(Centro de Geociencias, UNAM) 
 
Dr. Michelangelo Martini 
(Instituto de Geología, UNAM) 
 
Dra. Lucia Capra Pedol 
(Centro de Geociencias, UNAM) 
 
Dr. Carlos Ortega Obregon 
(Instituto de Geología, UNAM) 
 
 -Juriquilla, Qro. Junio 2016- 
 
UNAM – Dirección General de Bibliotecas 
Tesis Digitales 
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fines educativos e informativos y deberá citar la fuente donde la obtuvo 
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. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Declaro conocer el Código de Ética de la Universidad Nacional Autónoma de 
México, plasmado en la Legislación Universitaria. Con base en las definiciones de 
integridad y honestidad ahí ́ especificadas, aseguro mediante mi firma al calce que el 
presente trabajo es original y enteramente de mi autoría. Todas las citas de, o 
referencias a, la obra de otros autores aparecen debida y adecuadamente señaladas, 
así́ como acreditadas mediante los recursos editoriales convencionales. 
 
 
 
 
 
 
Dedicatoria 
 
A mi familia; pasado, presente y futuro 
A Andrés 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
“Eso es lo que siempre he soñado, Míster Bones. Mejorar el mundo. 
Llevar un poco de belleza a los grises y monótonos rincones del 
alma. Se puede hacer con un tostador, con un poema, y se puede 
hacer tendiendo la mano a un desconocido. Da igual cómo se haga. 
Dejar el mundo un poco mejor de como lo has encontrado. Eso es lo 
máximo a que puede aspirar un hombre” 
 
Tombuctú, Paul Auster 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Agradecimientos 
 
Agradezco sincera e infinitamente a mi asesor el Dr. Luca Ferrari, quien sin duda es un 
parteaguas en mi formación profesional. Agradezco la empatía y ecuanimidad con la 
que condujo esta tesis. Por tener las puertas de su oficina siempre abiertas y la 
disposición para despejarme cualquier duda; por todo lo que he aprendido gracias a él 
sobre procesos geodinámicos, tectónica, geofísica, recursos energéticos, economía, 
política, historia, etc.; por confiar en mí y en mis capacidades que no son muchas pero 
que sigo cultivando; por su apoyo incondicional en campo y en el aula durante toda la 
maestría, y antes, por su paciencia, esfuerzo y dedicación durante el desarrollo y revisión 
de esta tesis. 
Agradezco también a la Dra. Teresa Orozco por ser una excelente compañía y apoyo en 
campo, por tener siempre la disposición para aclarar mis dudas, por sus atinados 
comentarios que ayudaron a mejorar esta tesis. 
He sido muy afortunada de poder trabajar en campo con el Dr. Scott Bryan; un gran 
geólogo. Agradezco todo el apoyo y la amable disposición para aclarar cualquier duda 
que tuve. 
Al Dr. Michelangelo Martini, por sus críticos y constructivos comentarios que ayudaron 
a mejorar esta tesis. 
Al Dr. Carlos Ortega, por tener siempre las puertas abiertas y la disposición para 
despejarme cualquier duda sobre el fechamiento de las muestras, por sus comentarios 
que enriquecieron esta tesis. 
A la Dra. Lucia Capra, por tomarse el tiempo de revisar esta tesis a pesar de sus 
innumerables compromisos administrativos, por sus críticas y comentarios que 
nutrieron ampliamente este trabajo. 
Definitivamente este camino habría sido un poco más difícil sin el apoyo incondicional 
e irracional de Andrés Omassi, fuente constante de amor, paz y armonía que equilibra 
mi ser… 
Sin duda alguna mi más profundo y eterno agradecimiento a mis padres Ofelia y 
Ausencio quienes siempre y sin reparos han confiado en mí, por apoyarme 
incondicionalmente de todas las formas posibles para cumplir mis sueños, por ser mi 
columna vertebral. A mis hermanas Teresa y Alejandra, a Emiliano† que siempre llevaré 
en mi corazón, a Vale y Matías. A toda la familia Calderón Cisneros por ser pilar de mi 
formación personal y profesional, por su invaluable apoyo. 
 
 
Al Dr. Manuel Ibarra Cisneros, quien me abrió las puertas de su casa cuando lo necesité 
y por lo que le estoy infinitamente agradecida. 
A mis amigos y amigas que llevo en el alma siempre, por su verdadera amistad, por 
escucharme y poner cara de interés en aquellos momentos en los que sólo hablé del 
“Grupo Comondú”; por comprenderme en aquellos momentos en los que no devolví 
llamadas ni mensajes y por ser un salvavidas en aquellos momentos de estrés en la 
maestría; a Ross Hernández, Diana Vargas, Raúl Machuca, Aura Ponce, Gaby Galleta, 
Alberto González, Iván SP, Güero, Topo, Ivette, Velia, Moho, e Itzury Morales. 
Agradezco a mis compañeros y amigos del Centro de Geociencias y del Instituto de 
Geología con los que compartí cervezas, geo-charlas y salidas a campo; por brindarme 
su apoyo y amistad en todo momento. 
Agradezco inmensamente a Marta Pereda, pilar del Centro de Geociencias quien me 
apoyó con todos los trámites burocráticos y más. 
Agradezco de manera muy especial a todas aquellas personas del Centro de Geociencias, 
del Instituto de Geología, del Instituto de Geofísica y del Centro de Investigación y 
Estudios Superiores de Ensenada que me orientaron en la parte técnica y analítica, cuyos 
resultados son parte medular de esta tesis; a María del Consuelo Romo Macías, Teodoro 
Hernández Treviño y a Susana Rosas por las facilidades y apoyo otorgados para la 
separación de minerales, al Dr. Alexander Iriondo, Concepción Arredondo y Walter 
Reategui por enseñarme y apoyarme en el uso del Microscopio Electrónico de Barrido, 
para la obtención de las imágenes de cátodoluminiscencia; al Dr. Luigi Solari por los 
fechamientos U-Pb; A la Dra. Margarita López y a Miguel Ángel García por los 
fechamientos Ar-Ar; a Tomás Vázquez por la preparación de las láminas delgadas; A 
Fernando Núñez Useche por permitirme usar el laboratorio de petrografía en todo 
momento, incluso en vacaciones. 
Esta tesis se desarrolló bajo el marco del proyecto PAPIIT IN111114, “El magmatismo 
Oligo-Mioceno de la parte sur de la Sierra Madre Occidental y del Grupo Comondú: 
¿fase terminal de la subducción o inicio del rifting del Golfo de California?” 
 
 
 
 
 
 
 
Resumen 
La parte sur de la Península de Baja California, en la margen suroccidental del rift del 
Golfo de California, se encuentran depósitos volcánicos, volcanoclásticos y 
volcanosedimentarios del Oligoceno superior al Mioceno medio que han sido agrupados 
en el Grupo Comondú, la distribución de este grupo se da a lo largo de un cinturón de 
~300 km de longitud alineado NNW-SSE y que forma la Sierra La Giganta, donde 
alcanza un espesor máximo de ~800 m. El Grupo Comondú ha sido tradicionalmente 
interpretado como el producto de la facies distales, proximales y de núcleo de un arco 
volcánico ubicado al este y que iba migrando hacia Baja California (llamado Arco 
Comondú), y asociado a la subducción de los últimos remanentes de la placa Farallón 
por debajo de la placa Norteamericana. En este trabajo se revisa la estratigrafíay la 
temporalidad del Grupo Comondú con base en observaciones de campo, nuevas edades 
de rocas volcánicas y sedimentarias por el método U-Pb y la integración de una 
cartografía regional de síntesis. Como resultado, en este trabajo proponemos una 
revisión de la estratigrafía del Grupo Comondú y de su génesis. Sugerimos que la 
definición de Grupo Comondú se limite a las unidades volcánicas de proveniencia local 
y los productos de erosión a ellas asociados. Estas unidades están constituidas por 
secuencias de brechas sedimentarias de origen volcánico, depósitos de flujos de bloques 
y ceniza, domos, diques y escasas coladas de lava constituidas en su mayoría por dacitas 
de hornblenda y plagioclasa. Areniscas y conglomerados volcánicos están intercalados 
a diferentes niveles de la secuencia. Nuevos fechamientos por U-Pb aunados a las edades 
Ar-Ar publicadas en la literatura indican que las unidades volcánicas se emplazaron 
desde ~19 a los ~14 Ma y las unidades sedimentarias presentan edades máximas de 
depósito similar ~18 a los ~14 Ma. Estos depósitos cubren discordantemente a las 
unidades pre-Comondú representadas por areniscas y conglomerados intercalados con 
rocas piroclásticas silícicas correspondientes a facies distales de la Sierra Madre 
Occidental (SMO). Nuestras observaciones de campo en varios transectos desde San 
Juan de la Costa hasta la Península Concepción, sugieren que el Grupo Comondú 
podría tener una génesis distinta a lo que se había propuesto en la literatura, relacionada 
a un ambiente tectónico de extensión y que generó el magmatismo que dio origen este 
grupo. Nuestra hipótesis alternativa plantea que este magmatismo empieza a emplazarse 
 
 
a los ~19 Ma, a través de sistemas de fallas normales dando origen a secuencias 
volcánicas y volcanoclásticas, y que éstas y las unidades asociadas su erosión y 
removilización, se depositaron en una cuenca tipo semigraben limitada al este por un 
alto estructural constituido por granitoides de los Batolitos Peninsulares que afloran 
tanto en la península Concepción como en la islas al este de Baja California. 
Circones detríticos de las areniscas eólicas, marinas y fluviales de las unidades pre-
Comondú, presentan importantes poblaciones de edad Cretácica de ~70 y ~100 Ma, 
sugiriendo que para cuando éstas unidades se depositaron algunos cuerpos batolíticos 
ya estaban exhumados. En cambio los circones detríticos de las areniscas en la parte 
inferior del Grupo Comondú presentan una marcada disminución de edades cretácicas 
y una abundancia de circones del Mioceno temprano y medio, lo que sugiere una fuente 
de aporte de sedimentos más restringida. Por otro lado, algunas de las unidades 
volcánicas dentro del Grupo Comondú presentan texturas relacionadas con un 
emplazamiento en agua (hialoclastitas y peperitas). Todos estos datos soportan la 
hipótesis de un ambiente extensional para el depósito del Grupo Comondú y que se 
daría antes del cese de la subducción. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Abstract 
Upper Oligocene to middle Miocene volcanic, volcanoclastic and volcanosedimentary 
rocks in the southwestern margin of the Gulf of California rift in Baja California Sur, 
Mexico; have been known as Comondu Group. This group is distributed along a ~300 
km NNW-SSE belt that reach in the Sierra La Giganta as much as ~800 m. The 
Comondú Group has been interpreted in previous studies as deposits of distal, proximal 
and core facies of a volcanic arc located at the east and migrated to Baja California 
named Comondú Arc. This arc was traditionally associated to the subduction of the 
remnants of the Farallon plate beneath Norteamerican plate. In this work we review the 
stratigraphy and timing of the Comondu Group based on fieldwork observations, new 
volcanic and sedimentary U-Pb ages and the integration of a synthetic regional 
cartography. By our results we put forward a stratigraphic review of the Comondu 
Group and its genesis. We propose that the definition of this group should be restricted 
to the local provenance volcanic units and their associated rocks which are mainly made 
up of hornblende and plagioclase dacitic dikes, domes, some lava flows, block and ash 
flow deposits which come from the domes and volcanosedimentary breccia sequences, 
sandstones and conglomerates are intercalated at different levels. The upper part of the 
succession it’s composed of andesitic lava flows. New U-Pb ages joined whit previous 
published Ar-Ar ages suggest the volcanic units were emplaced at ~19 and ~14 My and 
for the sandstones intercalated maximum deposits ages likely ~18 and ~14 My. The 
deposits of this new defined Comondu Group uncomformably overlies pre-Comondu 
units composed of sandstones and conglomerates intercalated with silicic pyroclastic 
rocks corresponding to distal facies of Sierra Madre Occidental (SMO) in turn overlies 
Eocene to lower Miocene fluvial, aeolian and marine sequences. 
Our field observations along several transects in Baja California Sur between San Juan 
de la Costa to Concepción peninsula suggest that the Comondu Group could have a 
different genesis what had been proposed previously, related whit an extensional 
tectonic setting prior to the end of subduction which generated the magmatism that gave 
rise to this group. Our alternative hypothesis pose that this magmatism starts to emplace 
at ~19 My by along systems of normal faults, giving rise to a volcanic an volcanoclastic 
 
 
sequences and that the units associated with erosion and remobilization of these were 
deposited in a half graben basin bounded to the east by a structural high of ganitoids 
from peninsular batholiths that crop out both in Concepción peninsula as in the eastern 
islands in Baja California Sur. Detrital zircons from fluvial, aeolian and marine 
sandstones of the pre Comondu units contain a dominant Cretaceous populations whit 
main peaks at ~70 and ~100 My suggesting that when this were deposited some 
batholithic bodies were actually exhumed. On the other hand sandstones intercalated in 
the lower part of the Comondu Group reveal a different detrital age spectrum whit earlier 
and middle Miocene detrital zircons progressively overwhelming those of late 
Cretaceous, interpreted to reflect more restricted sediment sourcing. Furthermore some 
volcanic unis within Comondu Group show some textures related to a subaqueous 
emplacement (eg. hyaloclastites, peperites), this suggest a subsidence. All this data 
support the hypothesis of an extensional tectonic setting prior to the end of subduction 
for the deposit of Comondú Group. 
 
 
 
 
 
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Y SIGNIFICADO TECTÓNICO DEL 
GRUPO COMONDÚ EN BAJA CALIFORNIA SUR, MÉXICO. 
CONTENIDO 
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN ......................................................................... 1 
1.1 OBJETIVOS........................................................................................................ 4 
1.2 LOCALIZACIÓN ................................................................................................. 5 
CAPÍTULO 2. ANTECEDENTES ......................................................................... 6 
2.1 APERTURA CONTINENTAL Y SISTEMAS DE RIFTS ................................................. 6 
2.1.1 SEDIMENTACIÓN EN CUENCAS EXTENSIONALES ....................................................... 8 
2.2 RIFT DEL GOLFO DE CALIFORNIA ...................................................................... 9 
2.3 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL CENOZOICA DE BAJA CALIFORNIA SUR .................... 12 
2.3.1 UNIDADES PRE-COMONDÚ ..................................................................................... 12 
2.3.2 GRUPO COMONDÚ .................................................................................................. 20 
2.4 EL PROBLEMA DE LA NOMENCLATURA .............................................................. 232.4.1 FORMACIÓN SAN GREGORIO. ................................................................................. 24 
2.4.2 FORMACIÓN ISIDRO ................................................................................................ 25 
2.4.3 FORMACIÓN EL SALTO ........................................................................................... 26 
2.4.5 GRUPO COMONDÚ .................................................................................................. 27 
2.5 LOS LÍMITES Y LITOLOGÍA DE LA UNIDAD CLÁSTICA INFERIOR ........................... 30 
CAPÍTULO 3. MUESTREO Y PETROGRAFÍA ....................................................... 32 
 
 
.1 CONTEXTO GEOLÓGICO DE LAS MUESTRAS ......................................................... 34 
3.2 DESCRIPCIÓN PETROGRÁFICA........................................................................... 34 
3.2.1 SAN JUAN DE LA COSTA .................................................................................. 34 
3.2.2 SAN EVARISTO ................................................................................................. 38 
3.2.3 TIMBABICHI ..................................................................................................... 39 
3.2.4 AGUA VERDE ................................................................................................... 44 
3.2.5 LORETO ........................................................................................................... 45 
3.2.6 PENÍNSULA CONCEPCIÓN ................................................................................. 56 
CAPÍTULO 4. GEOCRONOLOGÍA .................................................................... 59 
4.1 FUNDAMENTOS TEÓRICOS ........................................................................... 59 
4.1.1 MÉTODO URANIO-TORIO (U-TH)-PLOMO (PB) ................................................. 59 
4.2 PREPARACIÓN Y ANÁLISIS DE MUESTRAS ...................................................... 63 
4.2.1 PREPARACIÓN DE MUESTRAS PARA FECHAMIENTO EN CIRCONES DETRÍTICOS Y 
MAGMÁTICOS.................................................................................................................. 64 
4.3 RESULTADOS ............................................................................................. 66 
4.3.1 BASAMENTO GRANÍTICO ........................................................................................ 69 
4.3.2 UNIDADES OLIGOCENAS ......................................................................................... 70 
4.3.3 UNIDADES MIOCENAS ............................................................................................ 80 
CAPÍTULO 5. ESTRATIGRAFÍA REGIONAL .......................................................... 91 
5.1 SAN JUAN DE LA COSTA ................................................................................... 94 
5.2 SAN EVARISTO ................................................................................................. 95 
 
 
5.3 TIMBABICHI ..................................................................................................... 99 
5.4 AGUA VERDE ................................................................................................ 108 
5.5 LORETO ........................................................................................................ 112 
5.6 PENÍNSULA CONCEPCIÓN ............................................................................... 121 
5.7 CORRELACIÓN DE UNIDADES.......................................................................... 124 
CAPÍTULO 6. DISCUSIÓN .......................................................................... 129 
6.1 ¿ES LA UNIDAD CLÁSTICA INFERIOR PARTE DEL GRUPO COMONDÚ? ................. 129 
6.2 DISTRIBUCIÓN DEL GRUPO COMONDÚ EN BAJA CALIFORNIA SUR .................... 134 
6.3 GEOCRONOLOGÍA DEL GRUPO COMONDÚ Y UNIDADES PRE-COMONDÚ ............ 136 
6.4 GÉNESIS DEL GRUPO COMONDÚ .................................................................... 138 
CAPÍTULO 7. CONCLUSIONES ..................................................................... 143 
REFERENCIAS ........................................................................................ 145 
ANEXO .............................................................................................. 157 
 
Capítulo 1. Introducción 
1 
Capítulo 1. Introducción 
El Golfo de California representa uno de los principales rifts continentales del Cenozoico 
y el único en formarse en la proximidad de un margen continental donde hubo 
subducción por más de 100 Ma Tanto el inicio del proceso de adelgazamiento litosférico 
que llevó a la ruptura continental como la naturaleza del vulcanismo asociado, han sido 
poco estudiados en la margen occidental del Golfo de California a pesar de que definir 
estos aspectos es crucial para comprender el mecanismo responsable de la formación del 
rift. 
A lo largo del margen este de Baja California Sur, aflora una secuencia volcánica y 
vulcanosedimentaria de edad Oligoceno tardío–Mioceno medio, cuya naturaleza aporta 
valiosa información sobre la historia magmática y tectónica previa a la apertura del 
Golfo California. Tradicionalmente la génesis de esta secuencia ha sido atribuida a la 
existencia de un arco volcánico conocido como Arco Comondú, el cual ha sido asociado 
a la subducción de los remanentes de la placa Farallón por debajo de la placa 
Norteamericana y que migraría para el Mioceno medio desde el actual Golfo de 
California hasta la región que ahora forma la costa este de la península de Baja 
California. Los productos de la erosión de este arco elevado se habrían depositado en la 
zona de antearco dando origen a esta secuencia (Hausback, 1984; Sawlan, 1991; 
Umhoefer et al., 2001, 2011; Drake, 2005). 
El Grupo Comondú como se ha denominado más recientemente a esta secuencia, fue 
dividido en tres unidades principales (Umhoefer et al. 2001): a) unidad clástica inferior, 
b) unidad media de brechas y flujos de lava y c) unidad superior de flujos de lava y 
brecha. La unidad clástica inferior es de composición predominantemente silícica y está 
constituida por secuencias de areniscas fluviales y eólicas, tobas resedimentadas, 
conglomerados e intercalaciones de tobas. Los fechamientos hechos a esta unidad por 
Ar-Ar y U-Pb constriñen su emplazamiento entre ~24 y ~19 Ma (Umhoefer et al., 2001; 
Drake, 2005; Godínez et al., 2010). Las unidades media y superior están compuestas por 
Capítulo 1. Introducción 
2 
potentes capas de brecha sedimentaria de origen volcánico, flujos de lava, domos, diques 
de composición predominantemente andesítico-dacitica, y en raros casos presentan 
intercalaciones de tobas e ignimbritas riolíticas. Los fechamientos hechos a estas 
unidades asignan un rango de edad de ~19 a ~12 Ma (Hausback, 1984; Umhoefer et al., 
2001; Drake, 2005). Estas tres unidades representan en el modelo tradicional, las facies 
distal, proximal y de núcleo del Arco Comondú, respectivamente (Hausback, 1984; 
Umhoefer et al., 2001) (Figura 1). 
 
 
Figura 1. Mapa de distribución de las facies volcánicas del Grupo Comondú (modificado Hausback, 1984) 
 
Trabajos geológicos recientes soportados por nuevas edades para rocas del Golfo de 
California, la Sierra Madre Occidental y la península de Baja California, documentan 
Capítulo 1. Introducción 
3 
una correlación temporal entre estas tres provincias, todas asociadas a un régimen 
extensional (Bryan et al., 2014; Ferrari et al., 2013; Duque et al., 2015), lo que pone en 
duda el origen del Grupo Comondú y de la Sierra Madre Occidental. Ferrari et al. 
(2013).y Bryan et al. (2014) presentan un análisis sobre la correlación temporal y 
composicional del Grupo Comondú con los pulsos oligocenos y miocenos de la Sierra 
Madre Occidental y sugieren que estas dos provincias no se asocian a un arco volcánico 
tradicional de suprasubducción,sino más bien a la extensión previa al término de la 
subducción, debido a la descompresión del manto. En el caso del Grupo Comondú, el 
magmatismo andesítico-dacítico característico de los miembros medio y superior se 
habría originado por mezcla de magmas en la corteza y emplazado en una cuenca 
extensional a través de sistemas fisurales (Bryan et al. 2014). En cuanto al inicio de la 
extensión que dio origen al Golfo de California se ha documentado que para la margen 
este del rift, el inició de ésta fue por lo menos desde el Oligoceno tardío (Ferrari et al., 
2013; Murray et al., 2013). Mientras que para el área del Golfo de California se ha 
reportado que plutones del Mioceno inferior y medio se enfriaron por debajo de la 
temperatura de cierre de la biotita (350-400 ºC) en un tiempo muy corto (<2 Ma) lo que 
sugiere una exhumación muy rápida y/o un emplazamiento muy somero, ambos 
aspectos relacionados a un régimen extensional importante (Duque et al., 2014). 
Para tener un panorama integral sobre el inicio de la extensión previa a la apertura del 
Golfo de California es necesario caracterizar las dos márgenes conjugadas del rift. En 
este sentido el presente trabajo pretende aportar información cartográfica, estratigráfica, 
petrográfica y cronológica sobre la margen suroccidental del golfo, enfocándose 
particularmente a las unidades del oligo-miocenas. 
 
 
 
 
 
Capítulo 1. Introducción 
4 
1.1 Objetivos 
 
El presente trabajo tiene como objetivo hacer una caracterización geológica regional, 
que permita constreñir espacial y temporalmente los depósitos que conforman al Grupo 
Comondú, así como analizar el marco tectónico relacionado a su génesis. 
Para efecto de cumplir con lo anterior se llevaron a cabo las siguientes metas: 
 
1) Afinar la cartografía geológica del Grupo Comondú a lo largo de seis transectos principales, 
desde península Concepción hasta San Juan de la Costa, en Baja California Sur. 
 
Se realizó una compilación cartográfica de la geología regional, con el fin de generar una 
base de datos integral y uniforme sobre las unidades geológicas y las estructuras 
tectónicas presentes. Posteriormente se llevaron a cabo tres jornadas de campo para 
reconocer de manera local las unidades que componen al Grupo Comondú así como las 
relaciones tectono-estratigráficas entre ellas y con las unidades pre-Comondú. 
 
2) Análisis petrográfico de las unidades geológicas reconocidas. 
 
Se llevó a cabo la caracterización petrográfica de las muestras colectadas en campo, con 
el fin de reconocer características que ayudaron a comprender bajo qué condiciones se 
formaron. Esta caracterización sirvió para afinar la estratigrafía y así generar una carta 
geológica más completa. 
 
3) Geocronología por medio de U-Pb. 
 
Se fecharon las unidades principales del Grupo Comondú y rocas inmediatamente 
anteriores. Mediante la datación con U-Pb en circones detríticos se pudo obtener la edad 
máxima de depósito y se identificaron las posibles fuentes de aporte de los sedimentos. 
 
Capítulo 1. Introducción 
5 
1.2 Localización 
La zona de estudio se ubica en la porción sur de la península de Baja California, entre 
los paralelos 24º y 29º Norte y los meridianos 116º y 108º Oeste, (Figura 1.1). Existe 
solamente una carretera federal que recorre toda el área de estudio (Carretera Federal 
1), desde la cual se puede llegar hasta los municipios más grandes (La Paz, Ciudad 
Constitución, Loreto y Mulegé), mientras que el resto de la red vial está constituida por 
pequeñas terracerías que conectan con la mayoría de los poblados. 
 
Figura 1.1. Mapa de localización de la zona de estudio y de la ubicación de las muestras colectadas
Capítulo 2. Antecedentes 
 
6 
Capítulo 2. Antecedentes 
2.1 Apertura continental y sistemas de rifts 
 
Se le denomina rifting al proceso de ruptura de una placa tectónica que se puede dar 
tanto en placas continentales como en placas oceánicas, y que implica un proceso de 
extensión litosférica de más del 100%. Este proceso involucra inicialmente la formación 
de cuencas extensionales que son limitadas por fallas normales y que son el reflejo de un 
adelgazamiento cortical (Sengör y Burke, 1978; Sengör, 1995; Olsen y Morgan, 1995). 
Los sistemas de rifts continentales se pueden clasificar de distintas maneras, de acuerdo 
a sus características reológicas, genéticas y cinemáticas. A continuación se describe 
brevemente cada una de estas clasificaciones. 
La clasificación reológica considera el tipo de la litósfera involucrada en la extensión; en 
ésta se tienen tres tipos principales: 1) rift estrecho, en el cual la extensión se da en una 
franja estrecha tanto en la corteza como en el manto litosférico debido a que ambos 
presentan resistencia a la ruptura. Presenta un fallamiento normal muy marcado y se 
caracteriza por presentar un aumento en el espesor de la litósfera en los bordes del rift 
(Figura 1.2a). 2) Rift ancho, se caracteriza por un adelgazamiento difuso en una zona 
amplia debido a la baja resistencia tanto de la corteza como del manto litosférico. 
Presenta una amplia zona de extensión que no se distribuye homogéneamente en la 
región extendida (Figura 1.2b). 3) Rift del tipo core complex, éstos se asocian a colapsos 
post-orogénicos de una litósfera previamente engrosada. Aquí la corteza inferior fluye 
mientras que la extensión se focaliza en la corteza superior frágil que llega a exponer la 
corteza inferior. (Buck, 1991; Benes y Davy, 1996; Corti et al., 2003) (Figura 1.2c). 
 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
7 
 
Figura 1.2. Esquemas que representan los tres modos de extensión de la litósfera con base a su reología, 
tomado de Rosenbaum et al. (2008). 
 
La clasificación genética considera la fuente de los esfuerzos extensionales (Sengör y 
Burke, 1978). Aquí se tienen dos modelos: el rift pasivo y el rift activo. En el modelo del 
rift activo los esfuerzos extensionales están dados por el ascenso de material 
astenosférico el cual debilita la litosfera y la adelgaza, es decir el manto astenosférico 
juega un papel de ente activo (Allen y Allen, 1990) (Figura 2.1a). En el modelo de rift 
pasivo los esfuerzos están aplicados en los límites de placas. Aquí, la extensión es 
causada por la migración de las trincheras que produce adelgazamiento, ascenso de la 
astenósfera y finalmente ruptura (Figura 2.1b). En este caso el manto astenosférico 
asciende de manera pasiva. 
 
Figura 2.1. Modelos de rifts de acuerdo con la fuente de los 
esfuerzos extensionales a. Rift activo, modificado de Bott 
(1992), b. Rift pasivo, modificado de Schliische (2005). 
a 
b 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
8 
La clasificación por la cinemática considera los patrones de deformación en la corteza, 
(Tarney, 1998). Se tienen dos modelos: cizalla pura y cizalla simple. En el modelo de 
cizalla pura la deformación es simétrica y ocurre en la misma posición tanto en la corteza 
como en el manto litosférico; en el modelo de cizalla simple la deformación es asimétrica 
y una gran falla o zona de cizalla corta toda la litósfera pero la deformación en el manto 
litosférico está desplazada con respecto a la deformación en la corteza (Figura 2.2). 
 
 
Figura 2.2. Modelos de cizalla pura modificado de McKenzie (1978) y simple modificado de Wernicke 
(1981). 
 
2.1.1 Sedimentación en cuencas extensionales 
La sedimentación en una cuenca extensional será el resultado de la interacción entre la 
generación de espacio (debido a la tectónica activa) y a la naturaleza y fuentes de los 
sedimentos (Allen y Allen, 1990; 2005). El relleno de la cuenca inicialmente está 
representado por sedimentos siliciclásticos fluviales, proximales a distales como 
abanicos aluviales (cercanos al escarpe de falla) que en algunos casos presentan 
elementos volcánicos retrabajados (p. ej., pómez, líticos volcánicos previos, ceniza) que 
están relacionados con el crecimientode fallas (Allen y Allen, 1990; Sowerbutts, 2000). 
La composición de los clastos y de la matriz dependerá de la naturaleza del basamento, 
del vulcanismo inicial, de las rocas preexistentes y de los diapiros astenosféricos que 
ascienden durante la extensión y que son erosionados mientras son exhumados. El 
magmatismo inicial en la fase de extensión (sin-rift) es frecuentemente bimodal 
(Kampunzu y Mohr, 1991) iniciando con una composición basáltica que posteriormente 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
9 
pasa a composiciones más ácidas (ignimbritas, riolitas). Este magmatismo está 
generalmente asociado a sistemas de fallas o centros volcánicos, también se puede 
emplazar a través de sistemas de diques. Debido a las múltiples fases que presenta el 
proceso de rifting, este magmatismo será parcialmente erosionado y redistribuido dando 
origen a depósitos volcaniclásticos secundarios como secuencias de conglomerados, 
brechas y areniscas conglomeráticas. Estas secuencias sin-rift están caracterizadas por 
depositarse durante el fallamiento extensional y tomarán una geometría de cuña debido 
al levantamiento y rotación de los bloques (Contreras, 2001). Las secuencias asociadas 
al cese de la extensión (post-rift) se han interpretado como producto de la subsidencia 
inducida por el fallamiento normal y están caracterizadas por un hiatus, ya sea por no 
depósito o por erosión, el cual está marcado por una importante discordancia regional 
que remueve parte de la secuencia sin-rift (Dewey, 1982; Gibbs, 1984), esta etapa ha sido 
dividida en un post-rift inicial caracterizado por el relleno de la topografía residual 
heredada de la etapa extensiva y un post-rift tardío caracterizado por el recubrimiento de 
todo el sistema de grábenes y sus plataformas Nottvedt et al. (1995). 
 
2.2 Rift del Golfo de California 
 
El Golfo de California es un sistema de rift continental oblicuo que evolucionó durante 
el Cenozoico y es el único cuyo proceso de rifting se ha desarrollado en una margen 
continental donde hubo una historia previa de subducción desde el Mesozoico. Separa 
dos grandes placas tectónicas, la placa de Norteamérica y la placa Pacífico. Debido a 
que la península de Baja California no está acoplada completamente a la placa Pacífico 
se considera a ésta como una microplaca (Atwater y Stock, 1998). 
La evolución del rift del Golfo de California ha sido tópico de debate durante algunas 
décadas. De acuerdo con el tipo de deformación que derivó en la apertura del Golfo de 
California se conocen dos modelos. El primero, propuesto por Stock y Hodges (1989), 
en el que se sugiere que la evolución de este rift se dio a través de una deformación 
particionada, la cual inició después del cese de la subducción (~12.3 Ma): una 
componente de extensión ortogonal se focalizó en donde actualmente se encuentra la 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
10 
Provincia Extensional del Golfo y dio lugar a la formación del proto-Golfo y un 
componente transtensional de la deformación, dada por el sistema de fallas lateral 
derecha Tosco-Abreojos, se desarrolló costa afuera al oeste de Baja California (Figura 
2.3). 
 
Figura 2.3. Modelo de la apertura del Golfo de California propuesto por Stock y Hodges (1989) 
El segundo modelo postula que la apertura se dio desde una transtensión generalizada, 
con un menor desplazamiento lateral derecho fuera de Baja California, la cual se 
desarrolló desde los 12.3 (Fletcher et al. 2007), (Figura 2.4). Tanto el modelo de Stock y 
Hodges (1989), como el de Fletcher et al. (2007) consideran que la extensión que dio 
origen a este rift inició a los ~12.3 Ma, cuando la subducción finalizó. 
Que el inicio de la extensión se haya dado después del cese de la subducción implica que 
la tasa de extensión fue muy rápida de ~47 mm/a (Plattner et al., 2007), contrastando 
con los datos de otros sistemas de rifts continentales en el mundo que presentan un 
promedio de ~5 mm/a (p. Ej., rift del este de África). Esta discrepancia ha dado pie a 
que se desarrollen nuevas investigaciones para explicar el porqué de esta tasa de 
deformación tan alta. En este sentido, recientemente se ha documentado a partir de 
datos geológicos, geocronológicos, geotermobarométricos y geoquímicos tomados en la 
margen este del rift del Golfo de California y en la parte sumergida del Golfo de 
California, que el inicio de la extensión en la Sierra Madre Occidental y en el Golfo de 
California ocurrió mucho antes del cese de la subducción, por lo menos desde el 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
11 
Oligoceno (Gans, 1997; McDowell et al., 1997; Ferrari et al., 2002; Wong et al., 2010; 
Ferrari et al., 2013; Murray et al., 2013; Duque et al., 2014; Duque et al., 2015). 
Figura 2.4. Modelos propuestos de la deformación que derivó en la apertura del Golfo de California, 
tomado de Fletcher et al. (2007) 
 
 
 
 
 
 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
12 
2.3 Estratigrafía regional cenozoica de Baja California 
Sur 
En este capítulo se presenta una revisión de los trabajos previos sobre las unidades 
litoestratigráficas que afloran en el área de estudio, para posteriormente y con base en 
nuestras observaciones de campo, analizar cuáles son los problemas abiertos para definir 
de forma coherente la estratigrafía regional. En la región de estudio el registro 
estratigráfico puede ser agrupado en tres partes principales: a) unidades pre-Comondú, 
b) Grupo Comondú y c) unidades post-Comondú, con un rango de edad que va del 
Cretácico al reciente. Debido al objetivo de esta tesis, en este capítulo se describirán 
únicamente las dos primeras partes del registro estratigráfico. 
En el mapa 1 del anexo se presenta el mapa geológico regional y su columna 
estratigráfica regional respectiva en la que se presentan las formaciones descritas en este 
capítulo. 
2.3.1 Unidades pre-Comondú 
Las unidades pre-Comondú están compuestas por un basamento cristalino de edad 
cretácica cubierto por secuencias sedimentarias marinas y continentales cuya edad, 
según datos paleontológicos y algunas dataciones por el método K-Ar, sugieren un 
depósito del Paleoceno al Mioceno temprano (McFall, 1968; Hausback, 1984; 
Appelgate, 1986; Schwennicke, 1992; Fischer et al., 1995; Plata-Hernández, 2002; 
Alvarado-Gastelum, 2007; Carreño y Smith, 2007; Helenes, 2012). La unidad más 
antigua reportada es la Formación Los Pargos que aflora solo en una pequeña área cerca 
de Timbabichi. Esta Formación es descrita como una secuencia jurásica compuesta por 
calizas, limolitas y areniscas (Plata-Hernández, 2002; Plata-Hernández y Schwennicke, 
2002; Plata-Hernández et al. 2003) y es la única unidad de esa edad reportada en la 
porción sureste de la Península. 
Las otras unidades anteriores al Grupo Comondú son: el Batolito Peninsular y las 
formaciones Tepetate, El Salto, San Gregorio, El Cien e Isidro. Éstas afloran 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
13 
principalmente, hacia los bordes este y oeste de Baja California Sur, sin embargo algunas 
afloran también en la porción central (Fm El Cien). A continuación se describen estas 
unidades. 
2.3.1.1 Batolitos Peninsulares 
La columna vertebral de Baja California está constituida por rocas plutónicas de los 
llamados Batolitos Peninsulares, que afloran a lo largo de toda la margen oriental de 
Baja California y de manera discontinua en la parte sur de la Península, (Gastil et al., 
1975). Estos cuerpos batolíticos presentan composiciones que van desde gabróicas a 
monzograníticas en la parte oeste y de tonalitas a granodioritas en la parte este, (Gastil 
et al., 1975; Silver y Chappell, 1988; Walawender et al, 1990). 
En el área de estudio se han documentado cuerpos graníticos en península Concepción, 
al norte de Loreto, en Timbabichi, Bahía de San Nicolás y en las Islas San José, Espíritu 
Santo, Santa Catalina, Santa Cruz y San Diego (Beal, 1948; Anderson, 1950; McFall, 
1968; Gastil et al, 1975; Minch, 1979; McLean,1988). 
Las edades publicadas para estos cuerpos van de ~78 a ~105 Ma (McFall, 1968; McLean 
et al, 1988). En la porción norte de la península de Baja California se ha documentado 
que estos cuerpos tuvieron una exhumación relativamente lenta, quedando expuestos 
para el Eoceno (Seiler et al., 2011). Resultados similares se han reportado para las rocas 
batolíticas muestreadas en los bloques continentales sumergidos en el Golfo de 
California (Duque et al. 2014). 
 
 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
14 
 
Figura 2.5. Localidades donde fueron descritas algunas de las unidades Pre-Comondú 
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Capítulo 2. Antecedentes 
 
15 
2.3.1.2 Fm. Tepetate 
Heim (1922) y Beal (1948) emplean este nombre para referirse a las rocas marinas 
ligeramente plegadas que afloran en el arroyo Colorado a unos kilómetros del rancho 
Tepetate así como al este de bahía Magdalena, en la isla Margarita, en el arroyo Las 
Pocitas y en las cercanías del Rancho San Hilario al oeste de la península (Figura 2.5). 
Está constituida esencialmente por areniscas verdosas y grisáceas bien estratificadas, 
lutitas y limolitas con micro y macrofauna. Estudios micropaleontológicos constriñen 
su edad al Paleoceno tardío-Eoceno temprano (Heim, 1922; Beal, 1948; Mina-Unick, 
1957; Knappe, 1974; Fulwider, 1976; Coleman, 1979; Ledesma-Vázquez et al, 1999; 
Carreño et al., 2000; Miranda-Martínez y Carreño, 2008; García-Cordero y Carreño, 
2009). Aunque esta secuencia ha sido estudiada en distintas localidades por Beal (1948), 
Mina-Unick (1957), Ledesma-Vázquez et al. (1999) y Carren ̃o et al. (2000) no se ha 
definido todavía de manera formal, ya que ningún autor ha descrito con un control 
estratigráfico estricto tanto su límite superior como el inferior, ni sus relaciones laterales, 
incluso muchos de los trabajos no presentan columnas estratigráficas completas. No 
obstante, Mina-Unick (1957) sugirió tomar como localidad tipo la secuencia que aflora 
en el arroyo Colorado; sugerencia que han seguido la mayoría de los autores sucesivos. 
Empero, Carreño et al., (2000) sugieren no tomar esta sección como su localidad tipo ya 
que solo representa una parte de la unidad. 
En cuanto al ambiente de depósito Carreño et al., (2000) infieren, con base en asociación 
faunística y evidencia litológica para el área del arroyo Colorado, que esta unidad se 
depositó en un ambiente nerítico de alta energía, con dos eventos transgresivo-regresivos 
y en un mar con profundidades promedio de 150 m. Mientras que para el área de Las 
Pocitas los depósitos representan facies distales de un abanico turbidítico en el nivel 
batial superior. 
En cuanto a su posición estratigráfica esta unidad cubre discordantemente al batolito 
Cretácico y su contacto superior es transicional con la Fm Comondú (Hausback, 1984). 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
16 
2.3.1.3 Fm. El Salto 
McFall (1968) reconoce por primera vez esta unidad y propone como localidad tipo la 
sección que aflora en el arroyo Amolares a 3 km del Rancho El Salto, al centro-este de 
la península Concepción (Figura 2.5). En la localidad tipo esta unidad consiste en 
secuencias de areniscas tobáceas con intercalación de tobas y a la base presenta capas 
ligeramente conglomeráticas. Toda la secuencia exhibe coloraciones rojizas y presenta 
estratificación cruzada a gran escala. McFall (1968) considera, además, que ésta es la 
unidad más antigua del Grupo Comondú. Posteriormente Hausback (1984) sugiere que 
esta unidad es contemporánea con la Formación San Gregorio y la excluye del Grupo 
Comondú. 
En el área de Timbabichi, Plata-Hernández (2002) documenta afloramientos de la 
Formación El Salto, la cual describe y subdivide en dos subunidades: la subunidad I está 
constituida por conglomerados, areniscas conglomeráticas y areniscas de grano fino a 
grueso. Los clastos de los conglomerados son principalmente de granito, rocas 
metamórficas, basaltos y areniscas. La subunidad II la constituyen areniscas fluviales, 
areniscas eólicas, fangolitas y tobas de flujo. Esta unidad cubre discordantemente a la 
Fm Los Pargos y al batolito Cretácico, mientras que su contacto superior es concordante 
o transicional con el miembro Timbabichi de la Fm El Cien, a su vez correlacionable 
con la Fm San Gregorio, (Plata-Hernandez 2002). 
Más recientemente, Alvarado-Gastelum (2007) reportó afloramientos de esta formación 
en el área de Valle Coyote al noreste de la ciudad de La Paz, donde propone separarla 
en dos miembros: el miembro inferior Coyote y el miembro superior Los Hornos. Las 
rocas que conforman estos miembros anteriormente fueron consideradas como unidades 
distintas a la formación El Salto, incluso el miembro inferior había sido considerado 
como una unidad mucho más joven (Gastil et al., 1979; Hausback, 1984; Aranda y Pérez, 
1988; Puy-Alquiza, 2006). El miembro Coyote está constituido por un conglomerado 
heterolitológico con clastos de composiciones predominantemente silícicas (granitos, 
riolitas, ignimbritas riolíticas y tobas) y presenta diferentes facies. La autora lo interpreta 
como depósitos originados por flujos de escombro e inundaciones de avenida, en un 
ambiente de abanico aluvial. El miembro Los Hornos está constituido por areniscas con 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
17 
estratificación cruzada, areniscas conglomeráticas, conglomerados, fangolitas y tobas 
(Alvarado-Gastelum, 2007). 
En cuanto a la edad, una toba de la parte superior de esta unidad datada por McFall, 
(1968) en el área de península Concepción, arroja una edad de 28.1 ± 0.9 Ma (en biotita 
por el método K-Ar). Por su parte Hausback (1984) fecha también una toba intercalada 
en la porción superior de esta unidad pero en San Telmo obteniendo una edad de 28± 
0.7 Ma (en sanidino por el método K-Ar). Finalmente, Godinez et al. (2010) datan dos 
tobas intercaladas con las areniscas en Península Concepción que arrojan edades de 23.9 
± 1.36 Ma y 25.76 ± 0.64 Ma Mientras que una arenisca de esta secuencia presenta en 
su cristal más joven una edad de 25.6 ±0.7 Ma 
2.3.1.4 Fm. El Cien 
La Formación El Cien es una secuencia sedimentaria marina expuesta al noroeste de La 
Paz, en el área de El Cien y en San Juan de la Costa (Figura 2.5). Con base en su 
contenido fosilífero se le ha asignado una edad Oligoceno tardío-Mioceno temprano 
(Appelgate, 1986; Carreño et al. 1992; Fischer et al. 1995). La formación está compuesta 
por capas de lutitas y areniscas fosilíferas, limolitas, tobas, calizas fosfáticas, areniscas 
fosfáticas, fosforita granular, coquinas y conglomerados (Fischer et al. 1995). Fue 
inicialmente propuesta por Appelgate (1986) en el área de Cerro Colorado, lugar que se 
propuso como su localidad tipo. Con base en las secciones estudiadas, el autor propuso 
dividir la formación en tres miembros: miembro Cerro Tierra Blanca, miembro San 
Hilario y miembro Cerro Colorado. Sin embargo, trabajos posteriores de Gidde (1992), 
Carreño (1992), Schwennicke (1992) y Fischer et al. (1995) documentan que los 
miembros Cerro Tierra Blanca y San Hilario carecen de elementos confiables para ser 
considerados unidades distintas y sugieren eliminar esta división. Como resultado 
Fischer et al. (1995) dividen la Formación El Cien en dos miembros:el miembro basal 
San Juan (propuesto como nueva unidad estratigráfica en sustitución de los miembros 
Cerro Tierra Blanca y San Hilario) y el miembro Cerro Colorado. 
El miembro San Juan está constituido por capas de conglomerado arenoso rico en fósiles 
(principalmente dientes de tiburón), areniscas de grano fino, tobas, fangolitas 
ligeramente fosfáticas (algunas presentan diatomeas), areniscas y limolitas fosfáticas, 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
18 
conglomerados y abundantes intercalaciones de fosforita granular (Appelgate, 1986; 
Galli et al. 1990; Schwennicke, 1992). 
El miembro Cerro Colorado está compuesto por una secuencia de limolitas arcillosas y 
areniscas de grano fino, con intercalaciones de coquinas; las cuales representan una 
secuencia progradacional de ambientes marinos a no marinos (Gidde, 1992 en Fischer 
et al. 1995). 
Adicionalmente, Plata-Hernández (2002) propone al miembro Timbabichi, que aflora 
en las cercanías del poblado de Timbabichi, como parte de la Formación El Cien, 
describiendo a esta unidad como una secuencia de limolitas, fangolitas, areniscas 
fosfáticas, dolomías, fosforitas y coquinas arenosas. Anteriormente Grimm (2000), 
trabajando en esa misma área, había reconocido esta unidad y propuso para esas capas 
el rango de Formación, sin embargo Plata-Hernández (2002) argumenta que no hay 
suficientes diferencias litológicas con respecto a la Formación El Cien como para 
considerar estas capas una formación distinta, pero sí reconoce rasgos característicos 
suficientes para asignarles el rango de Miembro. Con base en las facies que ella reconoce 
en esta unidad, sugiere un paleoambiente de depósito de plataforma externa a costero. 
En cuanto a sus límites estratigráficos, la Formación el Cien descansa discordantemente 
sobre la Formación Tepetate. Mientras que el contacto superior es transicional o erosivo 
con la Formación Comondú (Fischer et al. 1995). En San Juan de la Costa, esta secuencia 
tiene un espesor de 175 m. 
2.3.1.5 Fm. San Gregorio 
Beal (1948) asigna este nombre a la secuencia de lutitas fosfáticas, diatomitas, areniscas 
fosfáticas con pellets y tobas riolíticas que afloran en el arroyo La Purísima a unos 
kilómetros del poblado con el mismo nombre (en la parte oeste de la península; Figura 
2.5). Esta unidad anteriormente fue nombrada como Formación Monterrey debido a su 
similitud litológica con la Formación Monterrey en California, EUA (Darton, 1921; 
Heim, 1922). 
Pese a que la unidad está expuesta en pequeños afloramientos, su distribución es amplia 
encontrándose tanto en la costa este como la costa oeste de la península, en el área de 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
19 
La Purísima, al norte de San Juan de la Costa, en Timbabichi, Santa Rita, San Hilario 
y El Cien. 
Para el área de San Juan de la Costa, Gamiño-Aguilera (1987), Garduño, (1987) y Galli 
et al., (1990) proponen dividir esta formación en dos miembros. El miembro inferior está 
compuesto principalmente por capas de areniscas fosfáticas, lutitas y fosforita granular; 
a este miembro pertenece la capa fosfática denominada Humboldt, que la paraestatal 
Roca Fosfórica Mexicana (ROFOMEX) comenzó a explotar en 1978, (Escandón, 1978 
en Carreón-Diazconti y Jacques-Ayala, 1989)-. El miembro superior está compuesto por 
areniscas fosfáticas, coquinas, conglomerados y lutitas silíceas. Las facies identificadas 
sugieren un paleoambiente de depósito que va desde sublitorales hasta la parte superior 
del talud continental (Galli et al. 1990). 
En cuanto a la edad, fechamientos isotópicos de tobas intercaladas por debajo de la capa 
de fosforita reportados por Hausback (1984) y McLean et al. (1987), así como datos 
paleontológicos descritos por Vanderhoof (1942), Kim y Barron (1986) y Kim (1987) 
asignan a esta formación una edad del Oligoceno tardío. 
Finalmente, esta formación es considerada como correlacionable con el miembro San 
Juan de la Formación El Cien (Fischer et al. 1995). Por lo que su contacto inferior es 
discordante con la Formación Tepetate y su contacto superior es también discordante 
con la Formación Isidro. 
2.3.1.6 Fm. Isidro 
En el arroyo La Purísima donde fue definida por primera vez, Heim (1922) describe a 
esta formación como una secuencia de areniscas verdosas, areniscas amarillas y 
blanquecinas con intercalaciones de lutitas verdes, que en algunos afloramientos 
presentan capas de coquinas. Posteriormente Beal (1948) utiliza para esta unidad el 
nombre de Formación Ysidro y la reporta para el área de Bahía Magdalena, en los 
arroyos Liebre y Colorado (en el suroeste de la península). En estas localidades el autor 
divide en dos miembros a esta formación: el miembro inferior (lutítico) compuesto por 
lutitas y lutitas fosilíferas (que correlaciona con la parte superior de la Formación San 
Gregorio) y el miembro superior compuesto por secuencias de areniscas de grano fino y 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
20 
limolitas fosilíferas que ocasionalmente presenta tobas intercaladas. Debido a esta 
división, en ese mismo trabajo el autor hace uso de este nombre para depósitos similares 
observados en las áreas de Timbabichi y San Juan de la Costa. En esta última agrega un 
tercer miembro constituido por capas de areniscas gruesas de coloración azul y marrón 
con lentes de conglomerado y que presenta en la cima dos capas potentes de tobas 
retrabajadas de color rosa. Trabajos posteriores no consideran que los depósitos en 
Timbabichi y San Juan de la Costa, sean correlacionables con los depósitos del miembro 
inferior (lutítico), ya que éstos son parte de las formaciones San Gregorio y El Cien, 
(Appelgate, 1986; Grimm, 2000; Plata-Hernández, 2002). 
En cuanto a su edad, datos bioestratigráficos sugieren un intervalo de depósito del 
Mioceno temprano al Mioceno medio (Hertlein y Jorda, 1927; Smith 1984 en McLean 
et al. 1987). 
En cuanto a su posición estratigráfica Heim (1922), describe que en el arroyo La 
Purísima esta unidad cubre concordantemente a la Formación Monterrey (Fm. San 
Gregorio). Por su parte Beal (1948), al sur del arroyo La Purísima reporta que esta 
unidad está en contacto discordante con la Formación San Gregorio. Ésta misma 
relación es observada en el arroyo San Gregorio, en el arroyo San Hilario y en el arroyo 
San Raymundo (Carreño y Smith, 2007). De la misma manera, la Formación Isidro 
cubre discordantemente a la Formación Tepetate en Bahía Magdalena y la zona costera 
que va de La Purísima hasta San Ignacio (Beal, 1948). Su contacto superior es también 
de carácter discordante con los depósitos de la Formación Comondú (Heim, 1922; 
McLean et al. 1987). 
2.3.2 Grupo Comondú 
Se le denomina Grupo Comondú a una secuencia volcánica, volcanoclástica y 
volcanosedimentaria del Oligoceno superior al Mioceno medio, depositada en la margen 
occidental de México cuando Baja California aún estaba unida al continente (Hausback, 
1984; Umhoefer et al. 2001). La estratigrafía de estos depósitos ha sido estudiada a 
diferentes escalas y bajo diferentes enfoques por Heim (1922), Beal (1948), McFall, 1968, 
Gastil, et al. (1979), Hausback (1984), Appelgate (1986), McLean, et al. (1984-1988), 
Aranda-Gómez y Pérez-Venzor (1988), Fischer et al. (1995), Bigioggero et al. (1996), 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
21 
Umhoefer et al. (2001), Plata-Hernández (2002), Drake (2005), Hosack (2006). 
Inicialmente el nombre de Formación Comondú fue empleado para referirse a las 
areniscas y conglomerados que afloran en las cercanías del poblado de Comondú, al 
oeste de Loreto. Posteriormente se incluyeron los flujos de lava y brechas que conforman 
la Sierra La Giganta (Heim, 1922). Más recientemente Umhoefer et al. (2001), para el 
área de Loreto, propusieron asignar el rango de Grupo a la Formación Comondú (como 
lo hiciera McFall, 1968 para Bahía Concepción) y lo subdividen en tres unidades 
principales: 1) unidad clástica inferior, 2) unidad mediade brechas y flujos de lava y 3) unidad 
superior de flujos de lava y brecha. 
En cuanto a su distribución, estas tres unidades afloran a lo largo de buena parte de la 
península, siendo la unidad clástica inferior la que presenta una distribución más 
extensa. Las unidades media y superior afloran principalmente en el borde este del área 
de estudio y su mayor exposición es en la Sierra La Giganta (Mapa 1 en el anexo). 
2.3.2.1 Unidad clástica inferior 
De composición predominantemente silícica, esta unidad está constituida por 
secuencias clásticas de areniscas fluviales y eólicas, areniscas tobáceas resedimentadas, 
conglomerados e intercalaciones de tobas. Fechamientos de las unidades volcánicas 
intercaladas y de circones detríticos de las areniscas, constriñen su emplazamiento o la 
edad máxima de depósito entre ~30 y ~19.5 Ma (McFall, 1968; Hausback, 1984; 
Umhoefer et al. 2001; Drake, 2005; Godínez et al. 2010). 
El contacto inferior de esta unidad es con las formaciones El Cien, San Gregorio y El 
Salto (ésta última presenta facies similares a la unidad clástica inferior, así como edades 
de máximo depósito contemporáneas; Godínez et al. 2010) y es de naturaleza 
transicional (McFall, 1968; Hausback, 1984; Umhoefer et al. 2001). El contacto superior 
con la unidad media de brechas y flujos de lava es concordante y abrupto o transicional 
(Umhoefer et al. 2001). 
Recientemente se ha documentado que esta unidad es correlacionable temporal y 
composicionalmente con el pulso ignimbrítico del Mioceno inferior de la Sierra Madre 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
22 
Occidental (Umhoefer et al. 2001; Drake, 2005; Ferrari et al. 2013; Bryan et al. 2014) 
considerándola como depósitos de facies distales. 
2.3.2.2 Unidad media de brechas y flujos de lava 
La unidad media está expuesta principalmente en la Sierra La Giganta, donde se pueden 
observar hasta 700 m de brechas volcanosedimentarias y flujos de lava (Umhoefer et al. 
2001). Esta unidad representa un cambio litológico y composicional muy marcado, con 
respecto a la unidad inferior. Está constituida principalmente por potentes capas de 
brecha sedimentaria masiva de origen volcánico, algunos flujos de lava y domos, en 
general de composición intermedia (andesitas-dacitas) (Hausback, 1984; Umhoefer et al. 
2001). Así mismo presenta abundantes diques de composición intermedia siendo los 
dominantes diques de dacitas porfídicas con fenocristales de hornblenda, piroxeno y 
plagioclasa (McLean, 1988; Bigioggero et al. 1996; Umhoefer et al. 2001). 
De acuerdo con varios autores la parte basal de esta unidad está intercalada con la parte 
superior de la unidad clástica inferior (ver Hausback, 1984; Sawlan y Smith, 1984; 
McLean et al. 1987). Por otro lado el contacto con la unidad superior en el Cerro 
Microondas es transicional (Umhoefer et al. 2001). 
Las edades obtenidas por U-Pb y Ar-Ar (en biotita), para diques y domos emplazados 
van de 18.94 ±0.38 Ma a 16.3 ± 0.49 Ma, (Godínez et al. 2010) 
 
2.3.2.3 Unidad superior de flujos de lava y brecha 
Esta unidad está compuesta predominantemente por lavas y en menor proporción 
brechas sedimentarias de origen volcánico, así como diques y domos. La composición 
de las lavas es intermedia, dominando las andesitas. Es diferenciada de la unidad media 
principalmente porque presenta una mayor cantidad de coladas de lavas (Umhoefer et 
al. 2001). Las edades obtenidas para algunos flujos de lava dentro de esta unidad varían 
entre ~15 y ~11 Ma, (Umhoefer et al., 2001; Drake, 2005; Godínez et al., 2010). Esta 
unidad está intrusionada por una serie de diques porfídicos (Hausback, 1984; Sawlan y 
Smith, 1984; Umhoefer et al. 2001; Godínez et al. 2010). 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
23 
En cuanto al ambiente de depósito del Grupo Comondú, tradicionalmente se ha 
considerado a la unidad clástica inferior como depósitos de antearco y a las unidades 
media y superior como asociadas al acercamiento progresivo de un arco volcánico hacia 
Baja California. En esta interpretación el Grupo Comondú se habría depositado antes 
de la apertura del Golfo de California como parte de un arco de supra-subducción típico 
(Hausback, 1984; Umhoefer et al. 2001; Drake, 2005; Godínez et al. 2010). Esta 
interpretación ha sido cuestionada por Bryan et al. (2014) y Duque et al. (2015) debido a 
la ausencia de aparatos volcánicos centrales bien definidos (estratovolcanes) tanto en 
Baja California como en las partes sumergidas del Golfo. 
 
2.4 El problema de la nomenclatura 
 
Las relaciones estratigráficas y la nomenclatura de las formaciones anteriormente 
descritas que van del Eoceno al Mioceno medio en Baja California Sur, han sido en parte 
ambiguas y por ende tópico de debate. La razón de esta ambigüedad reside en tres puntos 
principales: el primero es que los trabajos pioneros se realizaron antes de que el Código 
de Nomenclatura Estratigráfica entrará en vigor, por lo que los límites estratigráficos se 
definieron sin seguir un estricto orden. El segundo punto, que es consecuencia del 
primero, es que se usó de manera indiscriminada la nomenclatura de las formaciones 
definidas al oeste de la península para definir unidades “correlacionables” en la parte 
oriental, lo cual no siempre era justificado y creó cierta confusión. El tercer y último 
punto es que no todos los trabajos describen de manera detallada la columna litológica 
de cada formación propuesta y aún menos proporcionan edades confiables de cada 
unidad obtenidas por métodos isotópicos. La mayoría de los trabajos se enfocan en la 
parte sedimentológica y paleontológica, que si bien ayudan a limitar la edad, suelen 
presentar errores más grandes que los métodos isotópicos, por la superposición en la 
temporalidad de algunas especies. 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
24 
En este sentido algunas de las unidades que afloran en Baja California Sur presentan 
esta problemática de nomenclatura. Veamos el caso de algunas de las formaciones pre-
Comondú y del Grupo Comondú. 
2.4.1 Formación San Gregorio. 
Esta unidad fue originalmente definida por Beal (1948) en el área del arroyo la Purísima 
(en el oeste de la península) (Mapa1). Beal (1948) define a la Formación San Gregorio 
como una secuencia de “lutitas diatomáceas color chocolate, lutita silicíficada verdosa 
dispuesta en pequeñas capas y lutita silicíficada verdosa masiva, cuyo único registro fósil 
son las diatomitas presentes en la porción basal”. Darton, (1921) y Heim, (1922), habían 
descrito también esta formación pero la llamaron “Monterrey Beds o Monterrey 
formation”, por su parecido con la Formación Monterrey definida en California, Estados 
Unidos de Norteamérica. Sobre el arroyo La Purísima cerca del poblado de La Ventana 
(al oeste de la península), Heim (1922) describió a esta unidad como una secuencia de 
“lutitas esquistosas, silíceas y amarillas, lutitas amarillezcas, lutitas blanquecinas y 
violetas, una capa masiva de yeso, una capa de pedernal con presencia de escamas de 
peces, así como foraminíferos, y una capa masiva de lutita silicíficada”. Más tarde 
Hausback (1984) usa el nombre de Formación San Gregorio para referirse a los depósitos 
que en el área de La Purísima donde se componen por “una intercalación de lutita silícea 
comúnmente fosfática, diatomita, arenisca fosfática peletoidal y toba riolítica” y adopta 
el mismo nombre para depósitos similares en el área de San Juan de la Costa, los cuales 
se componen de “arenisca tobácea, limolita medianamente diatomácea, arenisca con 
ostrácodos, arenisca fosfática peletoidal (que contiene abundantes huesos de mamífero 
y dientes de tiburón)”. 
Appelgate (1986) hace un análisis detallado de la problemática en la nomenclatura de 
esta Formación y, con base en observaciones de campo en los distintos afloramientos de 
esta unidad, sugiere que este nombre es viable para aplicarse a los depósitos del área de 
La Purísima, mientrasque para los depósitos de San Juan de la Costa y El Cien, propone 
usar el nombre de Formación El Cien que inicialmente contempla tres miembros (Tierra 
Blanca, San Hilario y Cerro Colorado). Fisher et al. (1995) documentan que la 
Formación El Cien no se divide en tres miembros si no en dos (miembro San Juan y 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
25 
miembro Cerro Colorado) mismos que para el área del Cien, San Juan de la Costa y el 
Aguajito corresponden a lo que Heim (1922), Beal (1948), Mina (1957) y Hausback 
(1984) llaman Formación San Gregorio y Formación Isidro respectivamente. 
Finalmente, Grimm (2000) y Plata-Hernández (2002) agregan un nuevo miembro a la 
Formación El Cien para el área de Timbabichi, nombrándolo miembro Timbabichi. 
Considerando lo anterior y con la finalidad de homogeneizar la nomenclatura geológica 
para las unidades antes mencionadas, en este trabajo se usará la definición de Formación 
El Cien propuesta por Fischer et al. (1995) y Plata-Hernández (2002) para los depósitos 
en el área de El Cien, San Juan de la Costa, el Aguajito y Timbabichi, y la Formación 
San Gregorio propuesta por Beal (1948) para el área de La Purísima 
2.4.2 Formación Isidro. 
Así como la Formación San Gregorio, la Formación Isidro presenta problemas en su 
nomenclatura. Ésta fue inicialmente propuesta por Heim (1922) quien la describió en el 
área del arroyo La Purísima como una secuencia de “areniscas verdosas, areniscas 
amarillas y blanquecinas con intercalaciones de lutitas verdes, que en algunos 
afloramientos presentan capas de coquinas”. Más tarde Beal (1948) caracteriza esta 
unidad en el área de Bahía Magdalena, en los arroyos Liebre y Colorado, y la divide en 
dos miembros, uno lutítico y otro arenoso, siendo el miembro lutítico correlacionable 
con la porción superior de la Formación San Gregorio. Este autor usa esta división y la 
aplica para clasificar los depósitos del área de San Juan de la Costa, donde incluye un 
tercer miembro, al que describe como una secuencia de capas de areniscas gruesas color 
azul y marrón con lentes de conglomerado, así como dos capas potentes de areniscas 
tobáceas de color rosa. Ojeda-Rivera (1979) y Gamiño-Aguilera (1987) también 
consideran que esta unidad aflora en el área de San Juan de la Costa y en Timbabichi, 
pero la nombran Formación San Isidro. Por su parte Hausback (1984) considera que la 
Formación Isidro aflora en San Juan de la Costa y la documenta como “una secuencia 
de tobas verdosas, areniscas gruesas, capas de coquina y conglomerado, intercaladas con 
una toba rosa retrabajada”. Nuevamente las unidades definidas en el oeste son 
extendidas al este. Posteriormente Appelgate (1986) consideró a la Formación Isidro (en 
su porción superior) como miembro Cerro Colorado de su Formación El Cien, descrita 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
26 
en la localidad de El Cien. Fisher et al. (1995) avalan esta consideración y además la 
documentan para las áreas de San Juan de la Costa y el Aguajito. Consistentemente el 
miembro inferior de la Formación el Cien (de Fisher et al. 1995), corresponde a los 
depósitos que anteriormente habían sido descritos como Formación San Gregorio o 
Monterrey, en San Juan de la Costa, El Cien y Aguajito. Para el área de Timbabichi, 
Plata-Hernández (2002), consideró que los depósitos documentados anteriormente 
como Formación Isidro, en realidad son parte del miembro Timbabichi de la Formación 
El Cien. 
De lo anterior se puede resumir, que los depósitos descritos en San Juan de la Costa, El 
Cien, San Hilario, Aguajito y Timbabichi (centro-este de la península) que fueron 
documentados como Formación Isidro por Beal (1948), Ojeda-Rivera (1979), Hausback 
(1984), McLean et al. (1987), Gamiño-Aguilera (1987), Sánchez-Alvarado y Maraver-
Romero (1993) corresponden a la Formación El Cien (sensu Fischer et al. 1995). Mientras 
que los depósitos originalmente descritos en el oeste (en el arroyo La Purísima) siguen 
siendo considerados como parte de la Formación Isidro de Heim (1922). 
2.4.3 Formación El Salto 
En su localidad tipo, en el arroyo Amolares en península Concepción, McFall (1968) 
describe esta formación como una secuencia de “areniscas tobáceas intercaladas con 
tobas claras, las cuales presentan estratificación cruzada y en su conjunto exhiben un 
color rojizo. A la base de esta secuencia se presenta una capa ligeramente 
conglomerática con algunos clastos subangulosos de esquisto y granito, mientras que a 
la cima las intercalaciones y espesor de las tobas aumentan”. Desafortunadamente como 
ocurre con las unidades anteriormente descritas, la Formación El Salto también fue 
extendida más allá de su definición original. Si bien es cierto que en la región es muy 
común encontrar capas de areniscas rojas con estratificación cruzada, cada afloramiento 
debería analizarse de manera cuidadosa antes de ser agrupado en la misma formación 
ya que este tipo de depósitos se puede formar en distintos ambientes (Einsele, 2000). 
Después de que la Formación El Salto fue definida en península Concepción, varios 
autores describieron capas similares de areniscas cuarzosas con estratificación cruzada, 
(McLean, 1988), areniscas rojas cuarzofeldespáticas (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
27 
1988), areniscas arcósicas o cuarzoareniscas con estratificación cruzada (Umhoefer et al. 
2001) en diferentes partes de Baja California Sur. Cabe mencionar que Umhoefer et al. 
(2001) consideraron a estas areniscas como parte de la unidad clástica inferior del Grupo 
Comondú, ya que no pudieron diferenciar cuáles de éstas correspondían a la Formación 
El Salto y cuales a las areniscas per se de la unidad clástica inferior. Hausback, (1984) 
reporta estas capas cerca de La Paz, pero las incluye en su miembro Salinas de la 
Formación Comondú. Posteriormente Plata-Hernández (2002) documenta areniscas 
rojas con estratificación cruzada en el área de Timbabichi y las considera como 
Formación El Salto. Sin embargo en su trabajo ella divide en dos subunidades, la 
subunidad I compuesta por fanglomerados y la subunidad II compuesta por areniscas 
eólicas y fluviales. Recientemente Alvarado-Gastelum (2007) reestudió las areniscas 
rojas y conglomerados que afloran en Valle Coyote (al norte de La Paz) y los consideró 
como Formación El Salto, también constituido por dos miembros: Coyote y Los 
Hornos, correspondientes a las dos subunidades que Plata-Hernández (2002) describe 
en Timbabichi. El miembro Coyote (conglomerático) descansa discordantemente sobre 
el basamento granítico y su contacto está expuesto sobre toda la zona de estudio, sin 
embargo el conglomerado basal de la subunidad I de Plata-Hernández (2002) está 
compuesto por clastos de basalto, granito, rocas metamórficas y areniscas, mientras que 
los clastos de los que está constituido el miembro Coyote, son predominantemente de 
riolitas, tobas e ignimbritas. 
En resumen, las capas rojas con estratificación cruzada presentes a lo largo del margen 
este de Baja California Sur, deberían ser definidas como unidades independientes y no 
ser consideradas todas como parte de la Formación El Salto hasta que exista una clara 
evidencia de una correlación litológica, estratigráfica, sedimentológica y sobretodo 
geocronológica. 
 
2.4.5 Grupo Comondú 
El Grupo Comondú fue inicialmente definido por Heim (1922) con el término de 
Formación Comondú, la cual está compuesta por depósitos sedimentarios 
(conglomerados y areniscas) y epiclásticos (brecha sedimentaria de origen volcánico) 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
28 
que afloran cerca de la comunidad de Comondú y en la Sierra La Giganta y cuyo 
intervalo de edad va del Mioceno al Plioceno. A pesar de que el autor emplea este 
nombre para describir a los depósitos “similares” que afloran en el arroyo La Purísima, 
menciona que lo hace con reserva porque no definió una buena correlación con las otras 
áreas.Posteriormente Beal (1948) usa el nombre de Formación Comondú para referirse 
a toda la sección de rocas sedimentarias y volcánicas miocénicas que conforman la Sierra 
la Giganta, he incluye a los basaltos que coronan la secuencia con edades hasta el 
Cuaternario. En su trabajo sobre la geología del área de Península Concepción, McFall 
(1968) describe seis formaciones que conforman a las que sugiere nombrar Grupo 
Comondú. Desde la parte inferior, este grupo está compuesto por una secuencia de 
areniscas rojas con estratificación cruzada e intercalaciones de toba (Fm Salto), le siguen 
aglomerados intercalados con flujos de lava basálticos, algunas tobas y ocasionalmente 
conglomerados (Fm Pelones), conglomerados tobáceos que en ocasiones a la base 
presentan tobas yesíferas (Fm Minitas), basaltos escoráceos, basaltos compactos, ambos 
tanto afaníticos como porfídicos (Fm Pilares), conglomerados tobáceos gruesos (Fm 
Hornillas) y flujos de lava basálticos, aglomerados y tobas (Fm Ricasón). 
Por su parte, Demant (1975), sugiere utilizar el término Formación Comondú para 
referirse a los depósitos volcánicos y volcaniclásticos que componen la Sierra La 
Giganta, mientras que Gastil et al., (1979) usa este término para referirse a los flujos de 
lava que rellenan cañones y forman mesas en el área de Comondú. 
Posteriormente Hausback (1982, 1984) restringe el uso de Formación Comondú para 
referirse a los depósitos miocénicos de origen volcánico y volcaniclástico de 
composición silícica e intermedia de la Sierra La Giganta, excluyendo a los basaltos del 
Mioceno superior y Plioceno que los cubren. Así mismo considera como parte de esta 
Formación a los depósitos volcánicos y volcaniclásticos que afloran en la costa desde La 
Paz hasta San Juan de la Costa. Pese a que el autor denomina a toda esta secuencia 
como formación y no como Grupo, sugiere que la Formación El Salto, considerada 
como parte inferior del Grupo Comondú por McFall (1968), no es parte de este Grupo 
ya que es correlacionable con la Formación San Gregorio. 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
29 
Sawlan y Smith (1984) consideran el nombre de Formación Comondú como un término 
muy ambiguo y que abarca muchas litologías por lo que sugieren utilizarlo solamente 
para referirse a las areniscas y conglomerados que afloran en las cercanías de la 
comunidad de San José Comondú (donde inicialmente fue definida). En su lugar 
proponen usar nombres informales, por lo que utilizan el nombre de Andesita Santa 
Lucía para referirse a los depósitos volcánicos y volcaniclásticos en los que predominan 
brechas sedimentarias de origen volcánico, que afloran desde Agua Verde hasta la Sierra 
de San Francisco. Del mismo modo, Aranda-Gómez y Perez-Venzor, (1988) y 
Bigioggero et al. (1996) optan por no utilizar el término de Formación Comondú y en su 
lugar usan nombres informales o simplemente usan términos descriptivos. 
En su revisión de la estratigrafía de la zona de Loreto Umhoefer et al. (2001) proponen 
asignar (al igual que lo hizo McFall, 1968 para la península Concepción) el rango de 
“Grupo” a la Formación Comondú, utilizando la definición de Demant, (1975) y 
Hausback (1984). En ese trabajo, Umhoefer et al. (2001) no proponen nombres 
formacionales formales, pero dividen al Grupo Comondú tres unidades, con miras a 
establecerlas posteriormente como formaciones. Consideran además, que éstas son 
correlacionables con las formaciones El Salto, Pelones y Ricasón descritas en península 
Concepción. Más recientemente Drake (2005) y Hosack (2006) excluyen del Grupo 
Comondú a la Formación El Salto y, siguiendo la división general de Umhoefer et al. 
(2001), afinan la estratigrafía interna del Grupo Comondú proponiendo varias 
formaciones y miembros entre Agua Verde y San Juan de la Costa, incluyendo a las islas 
Francisquito y San José. En resumen, se puede concluir que el Grupo Comondú es el 
que más revisiones y cambios ha tenido, dificultando su interpretación genética. Las 
últimas definiciones tienden a incluir en el Grupo Comondú a todas las secuencias 
volcanosedimentarias epiclásticas con intercalaciones de rocas volcánicas primarias que 
anteceden el cese de la subducción y que, automáticamente, se consideraron como parte 
de un arco volcánico continental. 
 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
30 
2.5 Los límites y litología de la unidad clástica inferior 
 
Dentro de la problemática del Grupo Comondú uno de los principales inconvenientes 
para definir su estratigrafía, es que los contactos y las facies de las unidades suelen no 
ser homogéneos a lo largo de la península. Veamos el caso la unidad clástica inferior, 
cuya distribución de norte a sur presenta las siguientes características litoestratigráficas: 
en la zona de Península Concepción McFall (1968) considera que el Grupo Comondú 
está representado a la base por una secuencia de areniscas rojas con estratificación 
cruzada y tobas pertenecientes a la Formación El Salto, la cual cubre discordantemente 
al Batolito Peninsular (tonalita cretácica) y donde una toba intercalada en la porción 
superior de la secuencia, es fechada por K-Ar en biotita en 28.1 ± 0.9 Ma Hacia el sur, 
en el área de Loreto Umhoefer et al. (2001) reportan que el contacto inferior de la unidad 
clástica inferior es tanto con el batolito cretácico, como con las unidades pre-Comondú 
y generalmente es discordante. Sin embargo el problema nace del hecho que las unidades 
“pre-Comondú” no siempre son diferenciables de la unidad clástica inferior debido a 
que presentan las mismas facies (p.ej., Fm El Salto; McLean, 1988; Hausback, 1984; 
Umhoefer, 2001). En su totalidad en la zona de Loreto-Nopoló Umhoefer et al. (2001) 
reconocen cinco litofacies que componen a la unidad clástica inferior: 1) Areniscas y 
conglomerados ligeramente estratificados. 2) Conglomerados y areniscas con 
estratificación cruzada. En ambas litofacies, la dirección de la estratificación indica una 
paleocorriente hacia el oeste. 3) Areniscas finas con estratificación tabular planar y capas 
muy delgadas de fangolita. 4) Areniscas arcósicas a cuarzosas con estratificación 
cruzada tabular planar cuyas paleocorrientes, expresadas en la estratificación es en 
dirección hacia el este (contrario a las demás facies). Esta litofacies se interdigita 
lateralmente con las facies de conglomerado y arenisca o con la facies de areniscas con 
estratificación tabular planar. 5) Tobas de caída y flujos de lava, esta litofacies es la que 
se intercala lateralmente con la unidad media de brecha y flujos de lava. 
En el área de Agua Verde Hosack (2006) reconoce que la unidad clástica inferior, está 
compuesta por la Formación Cosme y por la Formación San Isidro. La Formación 
Capítulo 2. Antecedentes 
 
31 
Cosme está representada por capas de areniscas rojas moderadamente estratificadas con 
lentes de brecha volcánica y conglomerado, el contacto inferior no está expuesto y el 
contacto superior es con la Formación San Isidro, la cual está compuesta por 
conglomerado rojizo, heterolitológico y moderadamente estratificado. Una toba rosa a 
la base de la Formación Cosme, muestreada en la isla de Francisquito fue datada por el 
método de Ar-Ar en biotita, arrojando una edad de 24.16 ± 0.10 Ma El contacto superior 
de la Formación San Isidro está dado por coladas de lava y una toba rosa a verde que 
datada en biotita arrojó una edad de 16.60 ±0.08 Ma; esta toba se tomó a 40 m por 
encima del contacto entre la Formación Agua Verde y la Formación San Isidro y 
representa el límite entre la unidad clástica inferior y la unidad media. 
Para Timbabichi, Plata-Hernández (2002) describe a las unidades A, B y C de la 
Formación Comondú como limolitas y areniscas finas con estratificación cruzada, 
areniscas tobáceas, areniscas conglomeráticas finas y algunas brechas sedimentarias de 
origen volcánico con tobas intercaladas, respectivamente, que podrían representar en esa