DeCserna-Vulcanismo

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V. Nevado de Toluca
V. Pico de Orizaba
Co. La Malinche
Monte Tláloc
Co. Telapón
V. Iztaccíhuátl
V. Popocatépetl
Co. del Ajusco
Vulcanismo, Riesgo sísmico y estRatigRafía
Imagen satelital de la parte centro-oriental de la Faja Volcánica Transmexicana, en la que se muestra los princi-
pales edificios volcánicos de la misma. Tomada de Google Earth.
InstItuto de GeoloGía, unaM sIMposIo dr. Zoltan de Cserna lIbro de resúMenes
 
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geología y estRatigRafía de la poRción suR de la sieRRa de las cRuces, 
en su inteRsección con el campo Volcánico chichinautzin
Arce, J.L.1; Layer, P.W.2; Valdez, G.3; 
Pérez, R.3; Macías, J.L.4; y Delgado, N.3
La porción sur de la Sierra de las Cruces (Figura 1) está representada por los volcanes po-
ligenéticos La Corona (0.9-1 Ma) y Zempoala (0.4-1.2 Ma), constituidos por derrames de 
lava y depósitos piroclásticos de composición andesítica y dacítica (plg+Px+Anf+Bt). Am-
bos volcanes están rodeados por domos, derrames de lava y conos cineríticos del Campo 
Volcánico de Chichinautzin (>40,000 a 1,600 años A.P.) de composición química variable 
(basalto-dacita). Estratigráficamente, el sustrato volcánico en esta zona está representado por 
lavas dacíticas con fenocristales de plagioclasa, piroxeno, anfíbol y biotita, que afloran en 
Temixco, Morelos, fechadas en 26.5 Ma, mismas que se correlacionan con la Formación Til-
zapotla (Fries, 1960). Encima, se encuentra la Formación Tepoztlán (Fries, 1960; De Cserna 
y Fries, 1981), que consiste en una secuencia de depósitos de flujos de escombros, fluviales, 
intercalados con lavas y depósitos piroclásticos, con una edad de 24 a 19 Ma (Lenhardt et al., 
2010). Cubriendo a la Formación Tepoztlán, se encuentran andesitas basálticas del Mioceno 
fechadas en 7.5 Ma (García-Palomo et al., 2000). Enseguida, se tiene a la Sierra de las Cru-
ces, que consiste en varios aparatos volcánicos (ver Figura 1), con derrames de lava, domos 
y depósitos piroclásticos de composición andesítica y dacítica, con edades que varían de 3.7 
(en el norte) hasta 0.4 Ma (Zempoala), cuya erosión dio lugar a la Formación Cuernavaca 
definida por Fries (1956, 1960) y, finalmente, se tienen los productos del vulcanismo mono-
genético de Chichinautzin.
La presencia de vulcanismo poligenético y monogenético, en esta misma zona, apa-
rentemente se debe a sistemas de fallas. En los volcanes Zempoala y La Corona, se han iden-
tificado tres sistemas de fallas, el más antiguo con dirección N-S y movimientos laterales, 
seguido por un sistema NE-SW, con movimiento normal, y el sistema más reciente, con clara 
expresión morfólogica tiene dirección E-W con movimiento normal. En cambio, el vulcanis-
mo monogenético ha sido asociado con sistema de fallas en dirección E-W con movimiento 
normal (Delgado-Granados et al., 1995; García-Palomo et al., 2000; Siebe et al., 2004) 
consistente con el alineamiento de conos. La intersección de sistemas de fallas facilita el es-
tablecimiento de cámaras magmáticas, donde ocurren procesos de evolución, dando lugar a 
períodos largos de actividad y provoca la variación de andesitas a dacitas en los volcanes La 
Corona y Zempoala. Para el vulcanismo monogenético, el sistema E-W ha facilitado el as-
1Departamento de Geología Regional, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, 
Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 D. F. E-mail: jlarce@geologia.unam.mx
2Geophysical Institute and Department of Geology and Geophysics, University of Alaska, Fairbanks, AK 
99775-7320, USA.
3Unidad Académica de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Guerrero, Taxco el Viejo, Guerrero.
4Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Unidad Michoacán, Morelia, Mich.
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Arce et al. GeoloGía y estratIGrafía de la porCIón sur de la sIerra de las CruCes
 
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censo relativamente rápido de los magmas, sin la formación de un reservorio y, por lo tanto, 
sin reactivación de este tipo de estructuras.
El presente trabajo representa un avance en el conocimiento de la evolución volcánica 
que ha tenido lugar en esta parte del centro de México, especialmente los datos radiométricos 
ayudan a establecer las relaciones espaciotemporales de las distintas unidades volcánicas que 
iniciaron su formación desde el Oligoceno tardío. Además, la zona de Chichinautzin es vol-
cánica y tectónicamente activa, por lo cual no se debe descartar el surgimiento de un nuevo 
volcán, que pondría en peligro a la población de los alrededores y dañaría la infraestructura 
de manera importante.
Figura 1. (a) Mapa de distribución del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano (CVTM), donde se muestra la 
ubicación de la Sierra de las Cruces; (b) Imagen de satélite de la Sierra de las Cruces, donde se muestra la ubi-
cación de las ciudades de Toluca y México. Las estructuras volcánicas y datos radiométricos fueron tomados de 
Mora-Álvarez et al., 1991; Osete et al., 2001; Romero-Terán, 2001; Mejía et al., 2005; Arce et al., 2008; y 
este trabajo. Abreviaturas: NT = Nevado de Toluca, Ze = Zempoala, LC = La Corona, Aj = Ajusco, SM = San 
Miguel, Sa = Salazar, Ch = Chimalpa, It = Iturbide, Ca = La Catedral, LB = La Bufa.
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Arce et al. GeoloGía y estratIGrafía de la porCIón sur de la sIerra de las CruCes
 
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algunas contRibuciones a la eValuación de los peligRos 
Volcánicos en méxico
Carrasco-Núñez, Gerardo1,#; 
Macías, José Luis2; y 
Capra, Lucia1
Las erupciones volcánicas ocurridas en tiempos recientes, particularmente a partir de la dé-
cada de los 80, han sido valiosas experiencias que han proporcionado avances significativos 
en lo que respecta al funcionamiento de los volcanes, lo que ha contribuido al desarrollo de 
laVulcanología moderna a nivel mundial. Dichos avances han sido fundamentales para el 
estudio de los volcanes mexicanos, ya que han marcado las directrices a seguir de una manera 
más sistemática y empleando un marco conceptual y metodológico más adecuado, aspectos 
que han tenido un notorio desarrollo a partir de la década de los 90. Es así como las investiga-
ciones realizadas en las últimas dos décadas representan importantes contribuciones al cono-
cimiento de los principales volcanes mexicanos, particularmente en lo que respecta al enten-
dimiento sobre su evolución geológica, la reconstrucción de su historia eruptiva en el tiempo, 
la identificación de los principales eventos eruptivos, su magnitud y tiempo de ocurrencia, 
los procesos eruptivos y, en menor medida, los procesos petrológicos que los han originado. 
Es evidente que la mayor parte de las investigaciones han sido enfocadas, de manera prefe-
rencial, al estudio de los volcanes potencialmente activos, particularmente a los volcanes del 
centro de México pertenecientes al Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM), debido a la 
amenaza que representan a las poblaciones cercanas a ellos, ya que es precisamente la parte 
central de México la zona que presenta la mayor densidad de población del país. 
Las investigaciones desarrolladas en esos volcanes parten de estudios dirigidos al es-
tablecimiento de una estratigrafía volcánica detallada, apoyada por una cronología más pre-
cisa de los eventos eruptivos, lo cual permite caracterizar los estilos eruptivos dominantes de 
cada centro volcánico y determinar parámetros como magnitud y frecuencia de los diferentes 
eventos eruptivos, que son de gran utilidad para proponer los posibles escenarios eruptivos 
en relación con la actividad futura de alguno de los volcanes activos. Esta información, re-
sultado de años de investigación por diferentes grupos, ha servido de base para la elaboración 
de los mapas de peligros de varios de los volcanes activos del centro de México, mismos que 
han sido utilizados por las autoridades de protección civil para el desarrollo de sus planes 
de emergencia, tal como ha ocurrido para los casos concretos de los volcanes Popocatépetl 
(Macías et al., 1995) y Colima (Martín del Pozzo et al., 1995; Navarro et al., 2003). Volca-
nes como el Citlaltépetl o Pico de Orizaba (Sheridan et al., 2002), Chichón (Macías et al., 
2008) y Nevado de Toluca (Capra et al., 2008) cuentan también con su respectivo mapa de 
1Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, 76100 
Qro.
#E-mail: gerardoc@geociencias.unam.mx
2Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Morelia, Michoacán.
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cArrAsco-Núñez et al. alGunas ContrIbuCIones a la evaluaCIón de los pelIGros volCánICos
 
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peligros. Algunos peligros han sido también evaluados, de manera individual, como eventos 
asociados a flujos piroclásticos (Saucedo et al., 2005) o a proyectiles balísticos (Alatorre-
Ibargüengoitia et al., 2001, 2006). Es indiscutible que estos mapas representan una de las 
contribuciones más importantes para la vulcanología de México. 
Además de ello, es importante destacar que existe una gran cantidad de volcanes que, 
por no haber tenido registro histórico alguno de su actividad y/o por desconocimiento de su 
evolución geológica, se sabe poco sobre su más reciente actividad eruptiva, las característi-
cas de su estilo eruptivo y la duración de sus períodos de reposo. Investigaciones detalladas 
en algunos de esos volcanes han proporcionado no sólo interesantes hallazgos acerca de su 
evolución, sino que también, en algunos casos, se ha ha podido identificar que han tenido 
actividad reciente; tal es el caso de los volcanes La Malinche (Castro et al., 2008), Jocotitlán 
(Siebe et al., 1992) y Nevado de Toluca (Macías et al., 1997) en donde se ha documentado 
con gran precisión episodios de actividad explosiva dentro de los últimos 3 mil a 4 mil años, 
o bien que sus periodos de reposo han sido tan prolongados que podrían volver a activarse 
en el futuro y por lo tanto no es posible considerarlos como volcanes extintos, tal como se 
ha documentado para el volcán Cerro Pizarro (Carrasco-Núñez y Riggs, 2007). En algunos 
otros casos se ha encontrado evidencia de eventos catastróficos relacionados con el colapso 
sectorial de alguno de los flancos del edificio volcánico, ocurridos en forma muy posterior al 
cese de su actividad eruptiva, como es el caso del volcán Cofre de Perote (Carrasco-Núñez et 
al. 2010). Esto tiene implicaciones muy importantes para la evaluación del peligro volcánico 
de volcanes que aunque aparentemente extintos, representan un gran peligro para sus alrede-
dores, ya que eventos de colapso pueden ser generados sin previo aviso y sin relación alguna 
con actividad volcánica contemporánea. Asimismo, se han reconocido numerosos eventos de 
colapso sectorial en la mayoría de los grandes estratovolcanes mexicanos (Capra et al. 2002) 
y muchos de estos eventos no muestran evidencia de haber sido disparados por actividad 
eruptiva contemporánea, como sucede en los volcanes que conforman la Sierra Citlaltépetl-
Cofre de Perote (Carrasco-Núñez et al., 2006); de hecho, se han encontrado algunos ejem-
plos que han generado depósitos con contenidos muy altos en arcillas de origen hidrotermal 
asociados con sistemas hidrotermales fósiles, como es el caso del Nevado de Toluca (Capra 
y Macías, 2000) y el Citlaltépetl o Pico de Orizaba (Carrasco-Núñez et al., 1993), en donde 
se ha propuesto que la intensa alteración encontrada en esos depósitos fue favorecida por la 
presencia de un glaciar, lo cual tiene interesantes implicaciones en referencia a los cambios 
climáticos ocurridos en el pasado, particularmente en el Pleistoceno tardío. 
Asimismo, se ha podido confirmar la edad reciente de numerosos volcanes, particu-
larmente conos cineríticos, llegando algunos de ellos a ser hasta de edad histórica (con menos 
de 2,000 años), como por ejemplo en la Sierra de Chichinautzin (Siebe, 2000; Siebe et al., 
2004) o, bien, el campo volcánico del Cofre de Perote-Xalapa (Siebert y Carrasco-Núñez, 
2002). Esto tiene implicaciones importantes al confirmar que esos campos volcánicos se 
encuentran activos y nuevos volcanes pueden surgir en cualquier momento. La erupción 
simultánea de magmas de composición contrastante muestra que la naturaleza de los conos 
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cineríticos no es tan simple como se conoce, como en el caso de El Volcancillo (Carrasco-
Núñez et al., 2006). Por otra parte, se han documentado aspectos relevantes que van desde el 
impacto de erupciones explosivas asociadas a grandes volcanes como el Popocatépetl sobre 
asentamientos prehispánicos ubicados en sus alrededores (Siebe et al., 1996), hasta trabajos 
que discuten el papel de los sistemas de alerta en tiempos de crisis volcánicas (De la Cruz y 
Tilling, 2008)
Éstos son tan solo algunos ejemplos de estudios que se destacan de otras múltiples 
aportaciones que se han realizado sobre la vulcanología del país, tan solo para enfatizar la 
relevancia que ésta tiene, tanto desde el punto de vista científico, como en lo que respecta a 
la evaluación de los peligros naturales.
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alta fRecuencia de eRupciones monogenéticas en el áRea de 
tacámbaRo-puRuaRán, michoacán*
Guilbaud, Marie Noelle1,#;Siebe, Claus1; Layer, P.2; y Salinas-Sánchez, S.,1
*Traducción del inglés del resumen de un artículo extenso actualmente en revisión en el Geological Society of 
America Bulletin (proyecto financiado por DGAPA y CONACYT).
Se estudió un área de 690 km2, localizada en el frente del Cinturón Volcánico Mexicano 
(CVM) en la región donde se ubican los poblados de Tacámbaro y Puruarán en el estado de 
Michoacán. Se analizaron 97 rocas volcánicas para determinar su composición química y 
mineralógica y se fechó radiométricamente (Ar-Ar y 14C) un total de 39 muestras con el fin 
de reconstruir la evolución del vulcanismo en esta zona, que no había sido estudiada a detalle 
anteriormente.
Las rocas volcánicas más antiguas (51.9±0.6 Ma, 42.2±1.3 Ma) pertenecen al Eoceno 
y están asociadas a un magmatismo de arco que precedió al CVM en esta región. La actividad 
temprana del CVM en esta zona dio origen a domos en el Plioceno (4.18±0.08 Ma, 2.68±0.03 
Ma) y conos de escoria y lavas en el Pleistoceno temprano (1.81±0.03 hasta 1.51±0.04 Ma). 
Se identificaron 118 volcanes que pertenecen al Cuaternario (<2 Ma). De éstos, el 48% (en 
volumen) son conos de escoria y lavas asociadas, 26% son flujos de lava viscosos, 18% son 
escudos de lava y 8% son lavas que forman mesas (lava plateaus). Además, se encontró una 
cresta de aglutinados (spatter ridge) y un cráter freato-magmático de explosión (maar)que 
suman 0.4%.
Por su composición, los productos son dominantemente andesitas basálticas (41% 
vol) o andesitas (17% vol) o cubren ambos rangos (21% vol). De manera subordinada, hay 
basaltos (10% vol), dacitas (5% vol), shoshonitas (2% vol) y otras rocas alcalinas (<4% vol). 
La frecuencia de las erupciones y las tasas volumétricas de erupción se incrementaron expo-
nencialmente a lo largo del tiempo desde el Plioceno, alcanzando cifras de dos erupciones y 
volúmenes de 0.4 km3 por cada 1,000 años durante el Holoceno. Estas cifras se encuentran 
entre las más altas a nivel mundial para campos monogenéticos asociados a zonas de sub-
ducción. Cuatro erupciones holocénicas pudieron ser fechadas con mayor precisión (14C) y 
tienen edades de 11,000, 8,000, 4,000 y 1,000 RCYBP.
El vulcanismo durante el Pleistoceno temprano fue bimodal (dacitas y basaltos), 
mientras que durante el último millón de años fue dominantemente intermedio en composi-
ción. Finalmente, es pertinente resaltar que los volcanes, en su mayoría, están alineados a lo 
largo de fallas con una orientación NE-SW. Por lo anteriormente expuesto, esta región tiene 
un potencial alto de experimentar una nueva erupción monogenética en el futuro.
1Departamento de Vulcanología, Instituto de Geofísica, Ciudad Universitaria, Universidad Nacional Autónoma 
de México, Delegación Coyoacán, 04510 D.F.
#E-mail: m.guilbaud@geofisica.unam.mx
2Geophysical Institute, University of Alaska, Fairbanks, Alaska, USA.
InstItuto de GeoloGía, unaM sIMposIo dr. Zoltan de Cserna lIbro de resúMenes
 
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new middle JuRassic u-pb ziRcon age foR a felsic ignimbRite 
inteRcalated with the clastic plomosas foRmation 
in chihuahua, noRtheRn mexico
Iriondo, Alexander 1,2,# and 
McDowell, Fred W.2
The Plomosas Formation of central Chihuahua is one of the most important and best described 
Permian sedimentary sequences in Mexico. The fossiliferous lower part of this clastic conti-
nental- marine sequence has been assigned a Permian age based on the presence of fusulinid 
faunas (i. e., Bridges, 1962; Armin, 1987; Montgomery, 2004). The mostly conglomeratic 
upper half of the sequence, also known as the Green Formation, is non-fossiliferous, but has 
been assigned to the Permian based on a (270 ± 30 Ma) Pb-alpha zircon age determination 
on intercalated felsic volcanic rocks from Cerro de Enmedio (De Cserna et al., 1970). In the 
Plomosas region, the clastic Plomosas Formation is capped discordantly by a fossiliferous 
transitional-marine Upper Jurassic sequence (Bridges, 1962; La Casita Fm. of Imlay, 1936). 
A new U-Pb zircon determination by the LA-ICP-MS technique on a rhyolitic ignim-
brite collected by Dr. Dan Bridges (deceased) from the same location as the previously dated 
sample at Cerro de Enmedio, has provided a surprising Middle Jurassic age of 172 ± 1 Ma. 
In addition, this sample contains a significant quantity of inherited zircons with Mesopro-
terozoic (~1.1 Ga), Neoproterozoic (~640 Ma), Devonian (370-400 Ma), and Pennsylvanian 
(302-320 Ma) ages. The mixture of Middle Jurassic and inherited Proterozoic and Paleozoic 
zircons present in the sample could explain the mixed Permian age obtained in the sixties 
by the, now obsolete, Pb-alpha counting technique of dating. The possibility that the dated 
sample is a sill (or dike) is rejected based on textural (petrographic) evidence, and on the 
presence of numerous (up to 80%) clasts of rhyolite at the base of the conglomeratic unit 
stratigraphically above the volcanic rock (Bridges, 1962). This means that the unfossiliferous 
(Bridges, 1962, p. 113) portion of the Plomosas Formation above the volcanic rock is Juras-
sic, but older than the Kimmeridgian La Casita Formation. Therefore, at least the upper part 
of the current Plomosas Formation is of Middle- to Late-Jurassic age. 
This new age for the Plomosas area volcanism has important implications, not only at 
the local level, but also for establishing timing for Cordilleran arc development in northern 
and central Mexico. At this point, we would like to propose that these volcanic rocks were 
related to Triassic-Jurassic magmatism that formed the continental Nazas arc in response to 
NNE-facing subduction (i. e., Blickwede, 2001; Bartolini et al., 2003; Barboza-Gudiño et 
1Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, 76230 Querétaro, 
México.
#E-mail: iriondo@jsg.utexas.edu
2Department of Geological Sciences, Jackson School of Geosciences, The University of Texas at Austin, Austin, 
TX 78712, USA.
100
InstItuto de GeoloGía, unaM sIMposIo dr. Zoltan de Cserna lIbro de resúMenes
IrIomdo ANd mcdowell MIddle JurassIC u-pb ZIrCon aGe for an IGnIMbrIte of ploMosas forMatIon
 
100
al., 2008). Therefore, it appears that volcanic rocks at Plomosas are not related to the Perm-
ian magmatic arc created during the closing of the Rheic Ocean, before the final collision of 
Laurentia with continental Gondwana and/or with peri-Gondwanan Mexican terranes. Future 
geochemical and isotopic studies as well as additional U-Pb zircon geocronology of these 
volcanic rocks from the Plomosas and surrounding areas should provide a robust test of this 
idea. Combined with future stratigraphic studies of the clastic sedimentary sequence, includ-
ing detrital U-Pb zircon geochronology, should provide a significantly revised late Paleozoic 
to Mesozoic regional paleogeography. 
acknowledgments
Iriondo is thankful for support from CONACYT for a sabbatical leave fellowship (F453990) 
to attend the University of Texas in Austin. This research was done, in part, with CONACYT 
funding from grant CB129370 to Iriondo.
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InstItuto de GeoloGía, unaM sIMposIo dr. Zoltan de Cserna lIbro de resúMenes
 
101
eVolución espacio-tempoRal de los Volcanes tláloc y telapón,sieRRa de Río fRío
Macías, José Luis1; 
Arce, José Luis2; 
Layer, W.P.3; Tenorio, F.4; 
Reyes, G.4; y Rueda, H.5
Tláloc y Telapón son dos estratovolcanes del Cuaternario que conforman la Sierra de Río 
Frío. Regionalmente, esta sierra forma parte de la Sierra Nevada, que tiene una orientación 
general norte-sur y que, además, incluye a los volcanes Téyotl, Iztaccíhuatl y Popocatépetl, 
en su parte sur. Durante varias décadas, se ha considerado que el vulcanismo de la Sierra 
Nevada ha migrado de norte (Tláloc) a sur (Popocatépetl), como ha ocurrido en otras sierras 
con la misma orientación dentro del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano. El magmatismo 
de la Sierra Nevada es predominantemente andesítico-dacítico con escasos eventos riolíticos 
ocurridos en el volcán Tláloc.
Durante los últimos años, se ha estado realizando un estudio cartográfico, estratigrá-
fico y cronológico con fechamientos de 40Ar/39Ar de la Sierra de Río Frío para establecer su 
historia eruptiva. Tláloc (4,120 msnm) es un estratovolcán compuesto por lavas y productos 
piroclásticos. El inicio de su actividad es incierto, las edades más antiguas reportadas para 
este volcán provienen de dos bloques dentro de un depósito de flujo piroclástico que dieron 
edades de 1.82 y 1.58 Ma, respectivamente (Cadoux et al., 2011, edades K/Ar). La edad más 
antigua reportada in situ en la Sierra de Río Frío es de una roca dacítica de 1.4 Ma, expuesta 
al sur del volcán Telapón. Si existió un edifico volcánico antiguo, éste se encuentra sepultado 
por productos más jóvenes . El vulcanismo fue seguido por la extrusión de domos y lavas, so-
bre todo de composición dacítica, hace ~1.1 a 0.8 Ma, alrededor del aparato volcánico prin-
cipal. Varias lavas dacíticas del volcán Tláloc fueron emitidas entre 0.94 y 0.68 Ma (Cadoux 
et al., 2011). Casi contemporáneamente, hace 0.8 Ma, el volcán Telapón (4,080 m) inició su 
construcción mediante la emisión de lavas dacíticas y aparatos volcánicos en su flanco sur de 
composición andesítica y dacítica y concluyó con la emisión de un domo dacítico en la cima 
hace 0.3 Ma, aproximadamente (Cadoux et al., 2011; este trabajo). Hace 0.13 Ma, Tláloc 
retomó su actividad con una fase importante de magmatismo riolítico, único en la Sierra de 
Río Frío, con la emisión de lavas y domos, que continuó hasta hace aproximadamente 21,000 
años (Rueda et al., 2011). Durante este período, Tláloc generó al menos cinco erupcio-
1Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Morelia, Michoacán (macias@
geofisica.unam.mx)
2Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacá. 
04510 D.F., México.
3Geophysical Institute, University of Alaska Fairbanks, Fairbanks, AK, 99775, USA.
4Escuela de Ciencias de la Tierra, Instituto Politécnico Nacional, Ticomán, D.F., México.
5Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad 
Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 D.F., México.
102
InstItuto de GeoloGía, unaM sIMposIo dr. Zoltan de Cserna lIbro de resúMenes
mAcíAs et al. evoluCIón espaCIo-teMporal de los volCanes tláloC y telapón, sIerra de río frío
 
102
nes explosivas (Rueda et al., 2007) que tuvieron lugar hace ~44,000 (Secuencia Valentín), 
~38,000 años (Secuencia La Joya; Huddart y González, 2006), ~33,000 (Secuencia PEMEX; 
Meier, 2007), ~31,000 (Secuencia Multicapas) y 25,000 años (Secuencia Cuauhtémoc; Re-
yes, 2011), o flujo piroclástico blanco de Río Frío reportado por Heine y Heide-Weise (1973). 
Por lo tanto, el volcán Tláloc tuvo erupciones contemporáneas a las del volcán Popocatépetl 
(Siebe y Macías, 2006). Las cimas de Tláloc y Telapón están cubiertas por morrenas proba-
blemente producidas durante el máximo glacial registrado en otros volcanes entre 14,000 y 
21,000 años (Vázquez-Selem y Heine, 2004) y por la Pómez Ocre producida hace ~4,965 
años por el volcán Popocatépetl (Siebe et al., 1996; Arana et al., 2010).
Por su parte, la actividad del volcán Iztaccíhuatl aparentemente inició entre ~1.09 
Ma (Cadoux et al., 2011) y 0.9 Ma (Nixon, 1989) mediante la emisión de lavas andesíticas 
y dacíticas y continuó de forma compleja con la construcción de cinco aparatos volcánicos 
orientados N-S que, de sur a norte, son Los Pies, Las Rodillas, El Pecho, La Cabeza y Teyótl 
(Nixon, 1989; García-Tenorio, 2002) hasta el Holoceno con la emisión de una lava andesítica 
dacítica cubierta por la Pómez Ocre del Popocatépetl >4,965 años cerca de Paso de Cortés 
(Siebe et al., 1995). Las rocas más antiguas fechadas para el volcán Popocatépetl se remon-
tan solamente a 0.32 Ma de una muestra de lava de Nexpayantla (Cadoux et al., 2011) hasta 
el Reciente con diversos colapsos del edificio volcánico (Siebe y Macías, 2006). Esta edad 
del volcán Popocatépetl es contemporánea con la última fase de formación del volcán Tela-
pón. Sin embargo, se requiere de una mejor cartografía y estratigrafía del volcán Popocatépe-
tl, apoyada por abundantes fechamientos radiométricos para poder definir su evolución. 
Las edades más antiguas reportadas de rocas in situ de la Sierra Nevada no superan 
1.5 Ma por lo que son casi contemporáneas con las edades más jóvenes de la porción sur de 
la Sierra de las Cruces (Arce et al., 2011; este simposio). Esta disincronía de la migración del 
magmatismo entre ambas sierras es un aspecto interesante que debería explorarse en el futuro 
con una base cartográfica detallada y fechamientos geocronológicos.
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InstItuto de GeoloGía, unaM sIMposIo dr. Zoltan de Cserna lIbro de resúMenes
 
104
actualización de la actiVidad sísmica en la zona de cizallamiento 
tenochtitlán: 1989–2008
Mitre-Salazar, Luis Miguel*
La obra del Dr. Zoltan de Cserna de Gömbös por su número, pero, sobre todo, por la temática 
abordada en más de 60 años que lleva geologizando en México, tiene un valor incalculable 
para el acervo del conocimiento de la geología mexicana, resultando prácticamente imposi-
ble desglosarla durante este importante evento.
Una de las aportaciones más valiosas que este gran científico mexicano nos ha brin-
dado es su innata disciplina, ética y arte reflejados en sus trabajos de cartografía geológica, 
los cuales a lo largo de su vida profesional pueden ser considerados como estudios con ca-
racterísticas e implicaciones “visionarias y un tanto premonitorias”, que se han adelantado en 
su tiempo. Dentro de tales implicaciones, por nombrar sólo algunas, está la de la trinchera de 
Acapulco (de Cserna, 1967), rasgo tectónico definido antes de que surgiera la propuesta de la 
Teoría de la Tectónica de Placas, y una segunda, relacionada con el descubrimiento de la ac-
tividad tectónica reciente del Golfo de México [de Cserna, 1981 (1984)], que ha modificado 
los modelos de reconstrucción tectónica de esa zona de nuestro país.
Su inquietud por la investigación lo ha llevado al estudio de aspectos de gran impor-
tancia para el conocimiento básico sobre la compleja evolución geológica de nuestro territo-
rio y a la propuesta de soluciones en el campo de la Geología Aplicada. Las investigaciones 
realizadas han tocado prácticamente el territorio nacional en su conjunto, lo cual le ha per-
mitido contar con una visión integral del mismo y el pleno conocimiento de lo que él nos ha 
enseñado como la “Mecánica Nacional”.
Dentro de la enorme gama de sus publicaciones, y como una apreciación muy perso-
nal, es posible destacar dos de ellas: La primera, una obra clásica de la geología mexicana, 
es sobre la Tectónica de la Sierra Madre Oriental de México entre Torreón y Monterrey, 
publicación hecha para el xx Congreso Geológico Internacional celebrado en México en el 
año de 1956. La segunda, no menos importante por sus implicaciones en la evaluación de pe-
ligros geológicos, trata sobre la “Estructura geológica, gravimetría, sismicidad y relaciones 
neotectónicas regionales de la Cuenca de México”, publicada en el Boletín 104 del Instituto 
de Geología de la UNAM [De Cserna et al., 1987 (1988)].
Cabe reflexionar que entre el espacio temporal entre estas dos magnas obras, De 
Cserna realizó activamente innumerables proyectos de investigación evidentemente con re-
sultados importantes, los cuales en su conjunto le proporcionaron al “Doctor” la madurez y 
el señorío científico que muestra en el presente.
*Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, Qro., 
México. E-mail: lmitre@geociencias.unam.mx
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mItre-sAlAzAr aCtualIZaCIón de la aCtIvIdad sísMICa en la Zona de CIZallaMIento tenoChtItlán
 
105
Dentro de la amplia gama de temas, regiones, mapas y trascendencia de los productos 
“De Csernianos”, he considerado presentar en este trabajo una actualización de la distribu-
ción superficial de los sismos ocurridos en el período después de la publicación del Boletín 
104, en la cual tuve la enorme oportunidad y satisfacción de colaborar bajo su liderazgo.
El proyecto de investigación propuesto por De Cserna después del terremoto devasta-
dor de 1985 tuvo como objetivo fundamental el conocer la estructura geológica de la Cuenca 
de México y, en particular, la del subsuelo de la zona urbana, para poder determinar si ésta 
pudiera tener influencia de manera adversa en las obras civiles y en la infraestructura urbana 
existentes en aquel entonces o en las que en un futuro puedan construirse.
Tomando en cuenta el enfoque geológico estructural del proyecto, se llevó a cabo el 
estudio poniendo particular énfasis en las fallas, fracturas y los patrones de fracturas, ana-
lizando en cada caso el grado de actividad o inactividad y su posible continuación hacia el 
subsuelo, con base en la configuración gravimétrica de la parte central de la Cuenca y, por 
supuesto, en el análisis de toda la información sísmica disponible.
Cabe recordar que dentro de los objetivos originales de la investigación, una vez 
que se hubiera contado con el conocimiento de la Cuenca, estaba el encontrar y evaluar las 
posibles relaciones con regiones aledañas que hubieran sufrido daños importantes durante el 
terremoto. 
Para lograr este objetivo, se llevó a cabo el estudio desde la Cuenca hasta la zona de 
subducción a lo largo de la costa de Guerrero y Michoacán, con énfasis en los rasgos tectó-
nicos mayores; sin embargo, como sucede en estos casos, de acuerdo con la filosofía “De 
Cserniana”, debido a la “Mecánica Nacional” no fue posible realizarlo en su totalidad por no 
haber contado con la información de los sondeos profundos perforados expresamente para 
estos propósitos. 
Los avances tecnológicos, tanto en la recuperación de información como en el tra-
tamiento de la misma, facilitan el poder llevar a cabo la actualización de la sismicidad en la 
región donde ocurren las estructuras que conforman la Zona de Cizallamiento Tenochtitlán.
Para ello, se recurrió a la base de datos del Servicio Geológico de los Estados Unidos 
de América del Norte en su página de internet, en la cual, de manera simple, se obtiene la 
información en forma inmediata, introduciendo las coordenadas del área deseada y el período 
de tiempo requerido; en este caso, se recabaron 781 eventos.
Los datos obtenidos fueron tratados en un ambiente de un sistema de información 
geográfica (ArcView 3.0) para su georreferenciación. Con esta herramienta, igualmente se 
construyó un modelo de elevación del área de estudio.
Como era de esperarse, la información obtenida luego de estos tratamientos digitales, 
mostró evidencias de actividad sísmica dentro del sector de cizallamiento Tenochtitlán, co-
rroborando de inmediato que se trata, como se demostró en su momento, de una zona tectó-
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mItre-sAlAzAr aCtualIZaCIón de la aCtIvIdad sísMICa en la Zona de CIZallaMIento tenoChtItlán
 
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nicamente activa [De Cserna et al., 1987 (1988)], mostrando en algunos casos la alineación 
de sismos de acuerdo con la dirección preferente N45E, asociada a los rasgos tectónicos 
mayores de la región (Figura 1).
Algunas publicaciones sobre la actividad sísmica en la Cuenca de México coinciden 
en la relación que tienen estos eventos con la conformación geológico-estructural propuesta 
por De Cserna (op. cit.), como es el caso de Huesca-Pérez (2008), quien realizó una investi-
gación sobre la sismicidad y el campo de esfuerzos en la Cuenca de México (Figura 2).
Desde el punto de vista únicamente de los aspectos geológico-estructurales, García et 
al. (2008), al realizar estudios morfoestructurales en la Sierra de Las Cruces, reconocen los 
patrones de fallas previamente cartografiados y coinciden con el arreglo tectónico propuesto 
por De Cserna et al. (op. cit.).
A manera de conclusión y tomando en cuenta el escenario inicial de la generación 
del proyecto en un momento sumamente difícil para nuestro país por sus efectos, tanto en la 
destrucción física como por los problemas sociales que se derivaron, seguidos por la premura 
y cierta urgencia en su realización y de los objetivos originales que estuvieron orientados a 
la aplicación de los resultados como un componente importante en la prevención de futuros 
riesgos, en una zona sísmica y tectónicamente activa, la única explicación para tratar de com-
prender el porqué éstos no han sido adecuadamente incorporados en los diferentes programas 
de protección civil (federales, estatales y municipales), sería aduciendo el concepto de la 
“Mecánica Nacional”.
Figura 1. Imagen satelital que muestra la distribución de sismos (período 1989-2008) en la Cuenca de México, 
exhibiendo en la Ciudad de México el alineamiento según la dirección de la Zona de Cizallamiento Tenochti-
tlán.
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mItre-sAlAzAr aCtualIZaCIón de la aCtIvIdad sísMICa en la Zona de CIZallaMIento tenoChtItlán
 
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Precisamente quienes hemos tenido la fortuna, a veces inmerecida, de acompañarlo 
en el desarrollo de proyectos de investigación hemos podido descifrar la importancia que tie-
ne la “Mecánica Nacional” para la no aplicación de los resultados en el diseño y planeación 
de obras civiles en nuestro país.
Sus enseñanzas y su ejemplo están en su obra, no únicamente en el aspecto profe-
sional, de gran valor pero de menor importancia que el aspecto humano, cultivado por un 
hombre que ha sabido, mediante una vida plena, encontrar el éxito y el pleno reconocimiento 
de todos los que de él hemos aprendido, precisamente, la forma de valorarlo.
Figura 2. Mapa de fallas del Valle de México cartografiadas por distintos investigadores. (Modificado de Hues-
ca, 2008).
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108
¡MUCHAS GRACIAS, DR. ZOLTAN DE CSERNA DE GÖMBÖS!
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InstItuto de GeoloGía, unaM sIMposIo dr. Zoltan de Cserna lIbro de resúMenes
 
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el compleJo Volcánico la gloRia, al oRiente de la faJa Volcánica 
tRans-mexicana: geología, geomoRfología y peligRos 
geológicos más fRecuentes
Rodríguez-Elizarrarás, Sergio R.1 y 
Morales-Barrera, Wendy V.2
Uno de los rasgos geomorfológicos más visibles del sector oriental de la Faja Volcánica 
Trans-Mexicana (FVTM), lo constituye una cordillera formada por volcanes alineados en 
dirección NNE-SSW, que son, de sur a norte: Sierra Negra, el volcán activo Pico de Orizaba, 
en su parte central los complejos volcánicos de Las Cumbres y La Gloria, y en su extremo 
norte el estratovolcán Cofre de Perote y los diferentes centros volcánicos de Las Lajas, en 
los alrededores de la ciudad de Xalapa. En su conjunto, los puntos más altos de estos centros 
volcánicos conforman un parteaguas que divide a las corrientes que fluyen hacia el Golfo de 
México, de aquéllas que escurren hacia la cuenca lacustre de Serdán-Oriental, en el Altiplano 
Mexicano.
El nombre de complejo volcánico de La Gloria fue usado por primera vez por Hös-
kuldsson y Robin (1993), para referirse a dos estructuras semicirculares muy erosionadas 
que previamente Negendank et al. (1985) habían reportado como “caldera sur” y “caldera 
norte”.
El objetivo de este estudio es describir los rasgos geológicos y geomorfológicos que 
caracterizan al complejo volcánico de La Gloria (CVLG), así como los procesos geológicos 
más importantes que condicionan la ocurrencia de procesos de remoción en masa dentro del 
área de influencia de sus depósitos, especialmente aquéllos de origen piroclástico.
Tres de los volcanes que constituyen la cordillera, el Pico de Orizaba, Las Cumbres 
y el Cofre de Perote, presentan evidencias morfológicas que sugieren eventos de colapso 
parcial de sus flancos orientales, lo cual se confirma con la existencia de potentes depósitos 
de avalancha de detritos distribuidos sobre las barrancas que bajan a la costa (Concha-Dimas 
et al., 2005; Carrasco-Núñez et al., 2006).
Tanto la “caldera sur” como la “caldera norte”, definidas por Negendank et al. (1985), 
conforman las estructuras más visibles que distinguen al CVLG. Ambas están conformadas 
por lavas masivas muy erosionadas y falladas de composición dacítica y andesítica, emitidas 
por diferentes centros eruptivos asociados con el emplazamiento de domos. 
En este trabajo se realizaron ocho fechamientos radiométricos por el método de 40Ar/
39Ar en muestras de lava recolectadas en los diferentes centros de emisión, los cuales indican 
edades entre 0.6 y 1.5 Ma para el CVLG.
1Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 
04510 D.F., México. E-mail: srre@servidor.unam.mx
2Centro de Ciencias de la Tierra de la Universidad Veracruzana, Francisco J. Moreno 207, Col. E. Zapata, 91090 
Xalapa, Ver., México.
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rodríguez-elIzArrArás y morAles-BArrerA el CoMpleJo volCánICo la GlorIa, al orIente de la fvtM
 
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Las evidencias geomorfológicas y geológicas indican que el CVLG estuvo sometido 
a intensos procesos erosivos que generaron potentes depósitosde lahares que se distribuye-
ron sobre los cauces de lo que actualmente constituye la cuenca del río Huitzilapan-Los Pes-
cados. Se trata de depósitos heterolitológicos, de regular a bien consolidados, en una matriz 
arenosa de estructura masiva. El espesor en zonas cercanas a la fuente puede alcanzar los 100 
m, y en zonas intermedias y distales varía entre 30 y 5 m.
El basamento sobre el cual se encuentran tanto las lavas como los depósitos piroclás-
ticos de La Gloria, varía a lo largo de su distribución. En zonas proximales, se encuentran 
sobre calizas deformadas y falladas del Cretácico Superior, y en zonas intermedias y distales 
sobreyacen a depósitos de la ignimbrita El Castillo del Plioceno, cuya fuente de emisión aún 
no se conoce (Morales-Barrera, 2009).
Por las características texturales y estructurales de los depósitos, aunado a las condi-
ciones morfológicas y climáticas de la región, cada año ocurren diferentes eventos de remo-
ción en masa, como son flujos de detritos, de lodo y desprendimientos de bloques. Aquí se 
presenta un caso ocurrido en el mes de septiembre de 2008 en la localidad de Barranca Gran-
de, municipio de Ixhuacán de Los Reyes, en el estado de Veracruz, donde a consecuencia de 
las intensas lluvias se desprendieron grandes bloques de roca y se formaron flujos de lodo 
que afectaron considerablemente a una parte importante de Barranca Grande (Rodríguez-
Elizarrarás y Morales-Barrera, 2008). Un antecedente catastrófico en esta región ocurrió en 
el mes de enero de 1920, cuando precipitaciones pluviales intensas se combinaron con la 
ocurrencia de un sismo de Ms 6.2, cuyo epicentro se localizó al sur del CVLG, entre las 
poblaciones de Patlanalán, Quimixtlán y Chilchotla, en el estado de Puebla (Comisiones del 
Instituto Geológico de México, 1922). Los flujos de lodo y detritos que se originaron como 
consecuencia del sismo y la saturación de agua en el suelo, prácticamente arrasaron con la 
comunidad de Barranca Grande y con otras ubicadas dentro de la cuenca del río Huitzilapan-
Los Pescados. 
Debido a la alta recurrencia de los procesos de remoción en masa y al alto riesgo que 
representan para sus habitantes, se recomendó la reubicación total de Barranca Grande (Ro-
dríguez-Elizarrarás y Morales-Barrera, 2008). 
RefeRencias bibliogRáficas
Carrasco-Núñez, Gerardo; Días-Castellón, Rodolfo; Siebert, Lee; Hubbard, Bernard; Sheridan, M.F.; y Rodrí-
guez, S.R., 2006, Multiple edifice-collapse events in the Eastern Mexican Volcanic Belt—The role 
of sloping substrate and implications for hazard assessment: Journal of Volcanology and Geothermal 
Research, v. 158, p. 151-176.
Comisiones del Instituto Geológico de México, 1922, Memoria relativa al terremoto mexicano del 3 de enero 
de 1920: Instituto Geológico de México, Boletín 38, 107 p.
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rodríguez-elIzArrArás y morAles-BArrerA el CoMpleJo volCánICo la GlorIa, al orIente de la fvtM
 
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Concha-Dimas Aline; Cerca, Mariano; Rodríguez, S.R.; y Watters, R.J., 2005, Geomorphological evidence of 
the influence of pre-volcanic basement structure on emplacement and deformation of volcanic edifices 
at the Cofre de Perote-Pico de Orizaba Chain, Mexico—Implications for avalanche generation: Geo-
morphology, v. 72, p. 19-39.
Höskuldsson, A., y Robin, C., 1993, Late Pleistocene to Holocene eruptive activity of Pico de Orizaba, eastern 
Mexico: Bulletin of Volcanology, v. 55, p. 571-587.
Morales-Barrera, W.V., 2009, Estudio geológico de un depósito ignimbrítico en la región de Xalapa, Veracruz—
Distribución, estratigrafía, petrografía y geoquímica: Universidad Nacional Autónoma de México, 
Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geología, tesis de maestría (inédita).
Negendank, J.F.W.; Emmermann, R.; Krawczyk; Mooser, F.; Tobschal, H.J.; y Werle, D., 1985, Geological and 
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especial sobre el Cinturón Volcánico Mexicano, Parte 2: Geofísica Internacional (México), v. 24, p. 
477-575.
Rodríguez-Elizarrarás, Sergio, y Morales-Barrera, Wendy, 2008, Informe presentado a la Secretaría de Pro-
tección Civil de Veracruz, sobre la visita realizada a la población de Barranca Grande, municipio de 
Ixhuacán de Los Reyes, Veracruz el día 13 de septiembre de 2008. Informe técnico inédito, Secretaría 
de Protección Civil del estado de Veracruz.
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sedimentación en ambientes tRansicionales y Volcanismo en el cRetácico 
tempRano: ¿un aRco Volcánico en el maRgen occidental de oaxaquia?
Sierra-Rojas, María Isabel1, y 
Molina-Garza, Roberto S.2
Para la región occidental de México, se ha propuesto la existencia de un arco, o un sistema de 
arcos, separados del resto de México por una cuenca marginal (la cuenca de Arperos). Este 
sistema de arco oceánico conforma el superterreno Guerrero, con edades del Jurásico Tardío 
al Cretácico medio (Centeno-García et al., 2008). Sin embargo, la relación entre magmatis-
mo y sedimentación en el margen autóctono de Oaxaquia para este tiempo aún no está claro. 
La Formación Zicapa (De Cserna et al., 1980) compuesta por capas rojas, conglomerados 
polimícticos, areniscas, lutitas, calizas y rocas volcánicas intercaladas, contemporáneas con 
evaporitas, registra un ambiente de sedimentación continental cercano a la costa, el cual fue 
afectado por cambios eustáticos regionales desde el principio del Cretácico Temprano hasta 
el Aptiano, sobre el cual se desarrolló un margen pasivo con depósito en el área de la Plata-
forma Guerrero-Morelos.
Además de la Formación Zicapa, existen otras unidades que también registran mag-
matismo en el occidente de México en el Neocomiano. Estas son la Formación Chapolapa 
en Guerrero (De Cserna et al., 1980; Fitz-Díaz y Campa, 2002), San Juan de La Rosa en 
Querétaro (Dávila-Alcocer et al., 2009), la Roca Verde Taxco Viejo, el Esquisto Tejupilco, 
el Esquisto Taxco, unidades volcaniclásticas informales en la sierra de Los Cuarzos en Gua-
najuato y en San Miguel de Allende y unidades volcánicas sin nombre en la sierra de Pinos, 
en Zacatecas.
En trabajos previos, la Formación Zicapa ha sido interpretada como sedimentación 
continental en ambientes transicionales cercanos a la costa asociados a regresiones y trans-
gresiones marinas producto de deformación extensional asociada con la apertura del Golfo 
de México (Salinas, 1986; Cerca, 2004; Gómez y López, 2005), depósito basal de aulacó-
genos (Campa y Fitz, 2002) y evolución sedimentaria de una secuencia de rift (Figueroa y 
Gómez, 2010). 
El presente trabajo pretende evaluar la hipótesis de que entre 140 y 125 Ma para la 
parte occidental de Oaxaquia se desarrolló un margen activo con un arco magmático cercano 
a la costa, de carácter subaéreo, el cual aportó gran cantidad de sedimentos a los sistemas 
fluviales. Igualmente, la cercanía a la costa hizo que se intercalaran con las secuencias fluvia-
les, capas de caliza y marga que fueron subsecuentemente fragmentadas y erosionadas para 
formar parte de los conglomerados polimícticos que caracterizan la Formación Zicapa. Se 
1Universidad Nacional Autónoma de México, Posgrado en Ciencias de la Tierra, Centro de Geociencias, Campus 
Juriquilla, Querétaro, Qro., México. E-mail: misierra@geociencias.unam.mx
2Universidad Nacional Autónoma de México, Centro de Geociencias, Campus Juriquilla, Querétaro, Qro., 
México.
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sIerrA-rojAs y molINA-gArzA ¿un arCo volCánICo en el MarGen oCCIdental de oaxaquIa?
 
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propone, a partir de la distribución espacial, delimitación de límites estratigráficos y estruc-
turales, determinar la distribución de la Formación Zicapa y, a partir de análisisde circones 
detríticos y magnetoestratigrafía, inferir procedencias y paleogeografía, respectivamente. El 
análisis se llevará a cabo en las localidades de Chilapa-Oztotitlán y Tlapa de Comonfort.
RefeRencias bibliogRáficas
Campa, M.F., y Fitz, D.E., 2002, Fechamiento de lavas andesíticas de la Fm. Zicapa, en el límite oriental de la 
Plataforma Guerrero-Morelos: GEOS, v. 22, núm. 2 (resumen).
Centeno-García, Elena; Guerrero-Suástegui, Martín; y Talavera-Mendoza, Ósccar, 2008, The Guerrero compo-
site terrane of western Mexico—Collision and subsequent rifting in a supra-subduction zone: Geolo-
gical Society of America Special Paper 436, p. 279-398.
Cerca, M.L.M., 2004, Deformación y magmatismo Cretácico Tardío-Terciario temprano en la zona de la Pla-
taforma Guerrero-Morelos: Juriquilla, Qro., Universidad Nacional Autónoma de México, Centro de 
Geociencias, Posgrado en Ciencias de la Tierra, disertación doctoral, 175 p. (inédita).
Cserna, Zoltan de; Ortega-Gutiérrez, Fernando; y Palacios-Nieto, Miguel, 1980, Reconocimiento geológico de 
la parte central de la cuenca del alto Río Balsas, estados de Guerrero y Puebla, in Del Arenal-C., Ro-
dolfo, Libro-guía de la excursión geológica a la parte central de la cuenca del alto Río Balsas: Sociedad 
Geológica Mexicana, Convención Geológica Nacional, 5, p.1-33.
Dávila-Alcocer, V.M.; Centeno-García, Elena; Valencia, Víctor; y Fitz-Díaz, Elisa, 2009, Una nueva interpreta-
ción de la estratigrafía de la región de Tolimán, estado de Querétaro: Boletín de la Sociedad Geológica 
Mexicana, v. 61, p. 491-497.
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Zicapa (Cretácico Inferior) en la región de Zicapa y San Juan de Las Joyas, Guerrero: Taxco, Univer-
sidad Autónoma de Guerrero, 103 p.
Gómez, V.F.A., y López, C.S., 2005, Propuesta para el manejo de los recursos hídricos y la conservación de 
suelos en San Juan de las Joyas, municipio de Ahuacuotzingo, estado de Guerrero: Taxco, Universidad 
Autónoma de Guerrero, Escuela Regional de Ciencas de la Tierra, tesis profesional, 92 p. (inédita).
Salinas-Prieto, J.C., 1986, Estudio geológico de la porción occidental de la región de La Montaña, estado de 
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tesis profesional, 85 p. (inédita).
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foRmación la moRa, unidad estRatigRáfica nueVa del tRiásico en el 
teRReno mixteca (noRoeste de huaJuapan de león, oax., méxico): 
sedimentología y su significado
Silva-Romo, Gilberto1,#; 
Mendoza-Rosales, Claudia C.1,2; 
Campos-Madrigal, Emiliano1; y 
Centeno-García, Elena2
Se propone denominar como Formación La Mora a la sucesión clástica expuesta en aflo-
ramientos aislados entre San José Chapultepec y San José Ayuquila, Pue, al noroeste de 
Huajuapan de León, Oax. La sucesión en cuestión es distinta a la Formación Tecomazúchil 
dentro de la cual se le ha considerado previamente. La nomenclatura se deriva de la Barranca 
La Mora localizada en el límite estatal entre Puebla y Oaxaca. La Formación La Mora pre-
senta un contacto discordante sobre el Complejo Acatlán y aparece cubierta por un lag de sus 
propios detritos. La unidad tiene una edad máxima de depósito correspondiente al Cárnico a 
partir de su contenido de circones detríticos con edades U/Pb de 252, 235 y 227 Ma.
La unidad tiene colores rojos y morados con tonos de ocre; está constituida por grau-
vacas líticas y feldespáticas, por lo general de grano fino a medio, que presentan laminación 
paralela y cruzada, y estructuras flaser. En algunos estratos, se presenta gradación granode-
creciente, sobre todo en los estratos más gruesos; se observan intraclastos de lutitas y algunos 
lentecillos gravillentos. Las limolitas se presentan en estratos delgados con laminación. Las 
areniscas y las limolitas presentan clastos de cuarzo metamórfico y feldespato, así como 
abundantes líticos de rocas metamórficas; en tanto que los escasos niveles conglomeráticos 
presentan estructuras de corte y relleno y consisten en clastos subredondeados de cuarzo 
metamórfico, de esquisto y algunos de granito. Por lo general, los estratos son delgados; 
sin embargo, la sucesión incluye algunos estratos medianos y esporádicamente gruesos. La 
asociación de facies permite proponer un probable modelo sedimentario de planicies de inun-
dación con pequeños canales de drenaje.
La Formación La Mora presenta una deformación compresiva manifiesta en pliegues 
menores apretados y algunos cerrados con vergencia hacia el oeste y noroeste y con charne-
las inclinadas hacia el norte y noreste. Esta deformación no afecta al resto de la secuencia 
clástica continental mesozoica de la Cuenca de Huajuapan. De acuerdo con la posición actual 
de las estructuras menores, se trata de pliegues inclinados moderadamente y suavemente 
buzantes.
1 Departamento de Ingeniería Geológica, Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional Autónoma de México, 
Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 D.F., México. 
#E-mail: silvarg@unam.mx
2Departamento de Geología Regional, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, 
Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 D.F., México.
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sIlvA-romo et al. forMaCIón la Mora, unIdad estratIGráfICa nueva del trIásICo en el terreno MIxteCa
 
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Así, la Formación La Mora es una unidad litoestratigráfica claramente diferente a 
la Formación Tecomazúchil. Con su reconocimiento, se extiende el registro continental del 
terreno Mixteca al Triásico Tardío y se documenta una fase de deformación por acortamiento 
anterior al Jurásico Medio, mismo que es atestiguado por la paleoflora previamente reportada 
en la región.
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el gRaben de bledos: un eJemplo de Vulcanismo piRoclástico y tectónica 
extensional sincRónicos en el campo Volcánico de 
san luis potosí, méxico
Torres-Hernández, José Ramón1,#; 
Saucedo-Girón, R.1,2; y Macías, José Luis3
El Graben de Bledos (GB) es una estructura de 7 km de ancho y 15 km de largo, orientada al 
N60°W. Está ubicado 40 km al SSW de la capital del estado de San Luis Potosí, e intercepta 
el Graben de Villa de Reyes (GVR) de dirección N30°E a la altura del poblado del mismo 
nombre. El GB está levantado respecto del GVR por lo que se observa claramente parte de su 
relleno, el cual, casi en su totalidad, está constituido por una secuencia de flujos piroclásticos 
estratificados dentro de los que se intercalan tres horizontes muy extendidos de lavas basálti-
cas. Esto señala que la formación del graben estuvo ligada a una etapa de vulcanismo bimo-
dal en la región. Una lava del horizonte superior fue datada en 27.5 ± 0.6 Ma. No se observan 
conglomerados entre ambos tipos de depósitos. El emplazamiento de una ignimbrita de alto 
grado de 26.8 ± 1.3 Ma (ignimbrita Panalillo Superior), cuyas fuentes no se han podido pre-
cisar, terminó por rellenar el graben y cubrió las fallas marginales del mismo. Una secuencia 
conglomerática posterior (Conglomerado Halcones) presente sobre todo en la parte oeste del 
GB, descansa discordantemente sobre las unidades antes mencionadas, siendo la unidad más 
joven de esta estructura tectónica. El espesor de la secuencia piroclástica estratificada dentro 
del graben cortado por pozos perforados para agua es de 270 m. En contraste, el espesor de 
la misma secuencia en los hombros de esta estructura tectónica es de sólo 20 m. Esto sugiere 
un proceso de relleno en el que la mayoría del material piroclástico emitido durante las erup-
ciones quedó atrapado dentro de la depresión tectónica; el proceso es de manera semejante a 
lo que ocurre en las calderasde colapso, donde el espesor de ignimbritas dentro de la caldera 
es mucho mayor que fuera de ella. El carácter estratificado de los depósitos piroclásticos 
(principalmente flujos de ceniza y escasos depósitos de caída) sugiere que su emisión se dio 
a través de eventos sucesivos bien definidos, con la subsidencia intermitente del piso del gra-
ben, más que por una erupción cataclísmica masiva; en esto difiere de las calderas de colapso, 
donde la subsidencia del bloque ocurre de manera más dinámica.
1Instituto de Geología, Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Manuel Nava núm. 5, Zona Universitaria, 
San Luis Potosí, 78240 S.L.P., México.
#E-mail: jrtorres@uaslp.mx
2Facultad de Ingeniería, Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Manuel Nava núm. 5, Zona Universitaria, 
San Luis Potosí, 78240 S.L.P., México.
3Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Morelia, Michoacán.