Los depósitos costeros que tuvieron lu­gar en el litorial del Padfico durante el Plio ­ceno y Pleistoceno se encuentr..an sobre se­ries de terrazas desarrolladas en esas épocas, las cuales alcanzan hasta 500 metros de alti­tud. Estas terrazas han sido relacionadas con cambios glaciales del nivel del ma r (Gastil et.al., 1975) , que se desarrollaron en el marco de una serie de levantam ientos y basculamien­tos de las zonas costeras de la península, durante el periodo Plioceno-Cuaternario (Ortlieb, 1978). Por otra parte, en el interior de la península se han acumulado, en estas épocas, depósitos aluviales, eól icos y lacus­tres, muchos de los cuales siguen desarrollán­dose.

El volcanismo cenozoico de la porclon norte de la pen(nsula de Baja California pue­de ser referido principalmente a cuatro zo­nas, en donde se encuentran expuestas am­pliamente rocas volcánicas que se originaron en esta era y que marcan al M ioceno como la época de mayor actividad volcánica (ver

Fig. 1.7). La primera zona, ubicada en la parte sur de la Sierra de Juárez, entre los paralelos 31 y 32, presenta una importante

M exicali

Ensenada

300+-__

secuencia de rocas piroclásticas silt'cicas, de diversos tipos, que se encuentran coro nadas, en algunas localidades, por derrames basálti­cos del Plioceno y Pleistoceno (Fig. 1.7). La segunda zona, ubicada en el litoral del golfo de California, a la altura del paralelo 30, está representada por secuencias piroclásticas silícicas que llegan a cubr ir , en algunas loca­lidades, derrames de andesita y están coro­nados, en otras localidades, por derrames de basalto plio-cuaternarios. La tercera zona corresponde a los extensos derrames de ba­salto alcalino del Terciario Superior, ubica­dos en la parte central de la pent'nsula, a la altura de Punta Canoas; estos derrames son similares a los de menor extensión que se han localizado en la Mesa de San Carlos y San Quintín. La última zona la constitu irían los afloramientos de rocas basálticas y piro ­elásticas, princ ipalm ente rioliticas, que aflo­ran en la Isla Angel de la Guarda y al sur del paralelo 29 que cubren a gruesos espesores de rocas sedimentarias continentales e h (bri­das. Esta zona se puede considerar como una extensión hac ia el norte de las secuen­cias IIllocenicas que constituyen la Sierra de la Giganta en Baja California Sur.

114°

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Figura 1.7

cru Rocas basálticas del Pl ioceno-Pleistoceno

Distribución de los afloramientos volcánicos cenozoicos de Baja California Norte. 8

1.2.2. Sierra de la Giganta

La Sierra de la Giganta, ubicada en Baja Ca lifornia Sur, está constituida por una im­ponente secuencia de rocas piroclásicas, de­rrames lávicos y areniscas continenta les que alcanzan, en conjunto, hasta 1200 metros de espesor . Los afloram ientos de esta secuen­cia son persistentes en la mayor parte de la mitad oriental de la porción sur de la penín­sula. Originalmente, Heim (1922) denominó a estos depósitos como Formación Comon­dú (ver F ig. 1.8), Y les atribuyo una posic ión estratigráfica cor respondiente al Mioceno Superior ; posteriormente, Escandón (1977) señaló que el miembro superior de esta for­mación pertenece al Plioceno Inferior. Esta secuencia presenta fuertes variaciones hori­zonta les y está constitu ida principalmente por ag10merados volcánicos, tobas pumic(ti­cas, ignimbritas, basaltos, areniscas del tipo de las litarenitas y cong lomerados ; por otra parte, se cubre discordantemente a las se­cuencias sedimentarias marinas del Terciario que afloran más ampl iamente en las cuencas de Purísima-Iray y Vizca (no, y a las rocas plutónicas que son una cont inuación hacia el sur de los batolitos de Baja California Nor­te. Mina (1956) consideró que la fuente -suministro de esta gran cant idad de rocas volcánicas debió haberse encontrado en un cinturón volcánico ubicado al este de la actual costa del Golfo de California.

La secuencia que constituye la Forma­ción Comondú no muestra fuertes deforma­ciones tectónicas; sin embargo, acusa un acentuado levantamiento epeirogénico y un buzamiento de sus estratos ligeramente inc linados hacia el oeste.

1.2.3. Cuencas de Vizca{no y Ballenas-Iray­Magdalena

Las cuencas Vizca(no y Ballenas-Iray­Magdalena, que abarcan la mitad occidental de la mayor parte del estado de Baja Califor­nia Sur, están representadas por zonas de topografl'a suave en donde se encuentran ex­puestas secuencias cuyo rango geocronológi­co varía desde el Triásico hasta el Reciente. Estructuralmente, estas zonas constituyen dos grandes depresiones en forma de sincli­nal , de orientación general noroeste-sureste, conformadas en rocas cretácicas y cenozoi­cas (ver Fig.l.9). Lozano (1976),basadoen datos geofísicos y de perforaciones de Petró­leos Mex icanos, ha interpretado la ex istencia, a profundidad, de un bloque levantado de rocas ofiol íticas que divide a estas dos d.e­presiones estructurales; este bloque tendría una orientación perpendicular a la tendencia general de la pen(nsula y estaría ubicado en­tre los paralelos 27 y 28; sobre este alto es­tructural se acuñan las secuencias cretácicas que hacia el centro de ambas depresioneS' logran grandes espesores. El flanco surocci­dental de estas estructuras mayores está re­presentado por afloramientos de las rocas más antiguas que forman complejos ofiolí­ticos y secuencias triásico-jurásicas parcial­mente metamorfizadas (ver Fig. 1,10). En la porción axial de las estructuras se loca­lizan los afloramientos de las formaciones cenozoicas más jóvenes, mientras que en el flanco nororiental afloran algunos cuerpos del complejo batol(tico de Baja California,

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Rocas volcánicas y sedimentarias de la Formación Comondú

D Rocas sedimentarias marinas del Terciario Cabo San Lucas

Distribución de los principales afloramientos de rocas terciarias de Baja California Sur.

aunque generalmente se encuentra cubierto .por la secuencia del Mioceno y Plioceno de la Formación Comondú.

La :.ecuencia más antigua de esta región la constituyen las rocas volcánicas y sedi­mentarias, parcialmente metamorfizadas, que afloran en Punta Prieta, Punta San Hi­pólito y la Isla Cedros (Fig. 1.10). Or iginal­mente, Mina (1956) denominó Formación San Hipólito a la secuencia que aflora en la localidad homónima, y la correlacionó por si­militud litológica con la Formación Francis­can de Californ ia , por lo que ubicó tentati­va mente a estas rocas en el Jurásico; poste­riormente, Lozano (1976) reportó fauna del Triásico Superior en la cima de la secuencia, po r lo que la l..onsideró como perteneciente a este periouo.

En la Isla de Cedros, Pen ínsula de Viz­caíno y el área de la Bah ía Magdalena exis­ten conjuntos petrográficos mesozoicos que forman un mosaico intrincado de terrenos tanto de afinidad oceánica como de arco volcánico. La secuencia más antigua de la región está constituida por las rocas sedi­mentarias triásicas de la Pen ínsula de Viz· caino . Originalmente, Mina (1956) deno­mino a esta secuencia Formación San Hipólito en la localidad homónima y la correlacionó, por simi li tud litológica, con la For mación Franciscan de California, colo­cándola tentativamente en el Jurásico Su­perior. Posteriormente Finch y Abbott (1977) la ubicaron, por su cont en ido de macrofosiles y radiolar ios, en el Triásico Superior . La asociación de pedernal, lita­renitas volcánicas y bloques incluidos de

calizas arracifales, formando una secuencia subyacida por basaltos almohadillados, así como la ausencia aparente de detritos deri­vados del cratón, indican que esta unidad se depositó en una cuenca oceánica asocia­da a un arco de islas volcánico en el marco de un límite convergente (Finch et al ., 1979; Gastil et al., 1981).

Existen también afloramientos de secuen­cias de afinidad oceánica que influyen ofi­olitas y melanges y que han sido atribuidos al Jurásico, por su contenido de radiola­rios (Rangin, 1978). Estas unidades afloran tanto en la Isla de Cedros como en la Pen ín­sula de Vizcaino . En las islas Santa Marga· rita y Magdalena afloran rocas ultramáticas parcialmente serpentinizadas como una frac­ción aparente de un complejo ofiol ítico rela­cionado ~on aquéllos de Vizcaino y Cedros. Se han reconocido a demás para esta región, conjuntos volcánicos, volcanoclásticos y se­dimientarios del Jurásico Superior y Cretáci­ca Infer ior con un basamento ofiol ítico for­mando la secuencia que originalmente Mina (1956), denominó Formación Eugenia .

El Cretácico Superior está representado en esta región de Baja Cal ifornia Sur por una secuencia detrítica del interva lo Cenoma­niano- Maestrichtiano que sobreyace, en aparente discordancia angular, a las secuen­cias anteriores. Esta unidad fue denominada como Formación Valle por Mina (1956) e incluye facies turbid íticas de abanico de pie de talud (Pattersdn, 1979). Se le ha reconocido en afloramientos de Pen ínsula de Vizcaino y en el subsuelo de las dos cuencas cenozoicas de esta región.

Las formaciones sedimentarias del Ceno­zoico forman la mayor parte del relleno de las cuencas de Vizca íno y Purisima-I ray-Mag­dalena, y tienen como características prin­c ipales su poca consol idación, una posic ión subhorizontal en los estratos y carácter clás­tico marino.

Los afloramientos de los sedimentos del Paleoceno son escasos, no obstante se han llegado. a reco nocer espesores de más de 2 000 metros en el subsuelo, gracias a las perforaciones llevadas a cabo por Petróleos Mex icanos (Lozano, 1976), en donde se han cortado litolog(as diversas con predominan­cia de lutitas de facies de talud. A esta época corresponden las formaciones Santo Dom in­go y Malarrimo (Mina, 1956), la última de las cuales descansa en discordancia sobre las formaciones cretácicas. Los af loramientos del Eoceno están representados principal­mente por secuencias de areniscas y lutitas que han sido denominados como Formac ión. Bateque, en el área deVizcaíno, y como For­mación Tepetate, en el área de la Purísima, en donde la parte inferior de la secuencia pertenece al Paleoceno. Los sedimentos co­rrespo ndi entes a esta época han sido recono­c idos en las perforaciones de Pemex (Loza­no, op . cit.). principalmente en el área de la Pur ísima, en donde alcanzan hasta un espe­sor de 500 metros. En esta porción de la Baja California no existen af loramientos de rocas sedimentarias del Oligoceno, lo que atestigua un periodo de emersión para aque­lla época .

El Mioceno se encuentra ampliamente expuesto en las regiones de Vizcaíno y Purí­sima y ' cons iste en rocas sedimentarias y rocas volcánicas. El Mioceno Inferior está re­presentado, en el área de Vizca(no, por aglo­merados, areniscas y arcillas de las Forma­c iones Zacar{as, Santa Clara , La Zorra y San Joaqu(n (Mina, 1956) ; en el área de la Purí­sima, lo está por lutitas con intercalaciones de diatomita de la Formación Monterrey (Darton, 1921), y areniscas blancas de la Formación San Gregario (Heim, 1922). El Mioceno Medio está formado por diversas secuencias que tienen variaciones laterales y están constituidas de areniscas toba ceas, lutitas benton(ticas y areniscas de las forma ­cio nes Isidro (Beal, 1948), Sa,n Ignac io,.T0r­tugas y San Raymundo (Mina, 1956) que atestiguan ambientes costeros, lagu nares y de plataforma.

Las formaciones anteriores subyacen , en discordancia, a los depósitos sedimentarios continentales y volcánicos de la Formación Comondú que adquieren su máx imo desa­rrollo en la Sierra de la Giganta, ubicada al or ¡ente de la reg ió n descr ita.

Durante el Plioceno se depositaron en las cuencas de Vizca(no y Purísima, sed imentos de ambiente costero en discordancia sobre las formaciones miocénicas; éstos están re­presentados por las formaciones Almejas (M ina op. cit.) en el área de Vizca(no y Salada (Heim, 1922) en el área de laPurísi­ma.

1.2.4. Región del Cabo

El extremo sur de la península de Baja California rompe bruscamente el aspecto geológico general de las cuencas anterior -

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CUENCA DEL VIZCAINO, S.C. Figura 1.9 SECCION 1·1'

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CUENCA DE IRAY-MAGDALENA, S.C. SECCION 11-11 .

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CRETACICO INFERIOR -~ PLlO-PLEISTOCENO

CRETACICO SUPERIOR -~ IGNEO INTRUSIVU

Tomado de : Evaluación petrol lfera de la Peninsula de Baja California (F. Lozano, 1976)

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mente descritas, ya que está formado por un macizo batolítico que se expresa en for­ma de complejo montañoso el cual es inte­rrumpido en la parte central por la depre­sión del Valle deSantiago y en la parte norte por el Valle de la Ventana.

El batolito que constituye esta zona mon­tañosa presenta características similares a aquéllos que afloran en la porción norte de Baja Cal ifornia y está integrado por grano­dioritas y granitos. Los bordes rectil íneos de estas montañas sugieren fallas de gran desplazam iento que yuxtaponen y elevan la .región por encima del ni~el de las áreas de afloram ientos cenozo icos.

En las porciones septentrional y occiden­tal de la Sierra de la Laguna se ha reconoci­do la existencia de un complejo metamórfico prebatol ítico formado por rocas principa l­mente metasedimentarias derivadas de luti­tas, areniscas y calizas con algunos cuerpos aparentemente metavolcánicos Con epidota y anfibol. En la secuencia metasedimentaria Ortega-Gutiérrez (1982) ha iden tificado una rápida sucesión de las isógradas de biotita, andalucita, sillimanita y cordierita. Existen también franjas cataclásticas e intrusiones dior íticas y gabroides que forman linea­ciones de orientación norte-sur . En las in ­mediaciones del cuerpo batol ítico pri ncipal se presentan, dentro del complejo meta­mófico. zonas de migmátitas y numerosas intrusiones de carácter félsico aparentemente asociadas al batol ita.

El Valle de Santiago es estructuralmente una fosa tectónica en donde se han desarro ­llado las principales secuencias sedimentarias de la región. La base de estas secuencias la forman los depósitos conglomeráticos que se correlacionan con la Formación Comondú y que descansan sobre el basamento crista­lino representado por las rocas intrusivas cretácicas; los afloramientos de estos depó­sitos se localizan principalmente en el extre­mo norte del Valle de Santiago. Sobre la secuencia anterior descansan en discordancia angular los sedimentos de la Formación Tri­nidad del Plioceno (Pantoja y Carrillo, 1966) que forma una secuencia de lutitas areniscas y limolitas con algunos horizontes de diato­mitas. todo lo cual atestigua un medio de depósito marino. Sobre esta unidad descansa, en concordancia . una secuencia de areniscas marinas que representa a la Formación Sala­da (H'eim, 1922) que cuenta con afloramien ­tos aislados a lo largo del Valle de Santiago. La secuencia cenozoica sedimentaria que rellena esta fosa tectónica está cubierta dis­cordantemente por una serie de depósitos areno -conglomeráticos pleistocénicos que se encuentran conformando antiguos abanicos y. fajas de piedemonte.

1.2.5. Resumen tectónico

Los principales elementos tectónicos de la Pen ínsula de Baja California se pueden resumir de lasiguiente manera (ver Fig. 1.11): 1) En el borde occidental, correspondiente a la Isla de Cedros. Pen ínsula de Vizcaino y las islas de la Bah ía Magdalena, se reconoce la presencia de conjuntos petrotectónicos de afinidad oceánica que influyen porciones de complejos ofiol íticos y secuencias tipo melange que abarcan desde el Triásico hasta

Figura 1.10.

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Cabo San Lucas

Distribución de los principales afloramientos de rocas mesozoicas de Baja California Sur.

el Jurásico Superior. Estos conjuntos han sido interpretados como el resultado de la evolución estructural de una paleocorteza oceánica y marcan un antigüo límite conver­gente. Se les ha relacionado además con con­juntos similares de California que influyen a la Formación Franciscan. 2) Al este de los conjuntos anteriores se observa una fraAja volvánico - plutónica del Jurásico - Cretá­cica Inferior que se desarrolló. al menos par­cialmente, sobre corteza oceánica y cons­tituye un antiguo arco volcánico con afinidad calcoalcalina. como los que se desarrollan tpicamente en las franjas paralelas a los límites convergentes. Esta franja volcánico­plutónica aflora en la mitad occidental de la Baja California Norte, se extiende debajo de la cubierta volcánica de la Sierra de la Giganta y alcanza probablemente la región del Cabo . 3) Al or iente del dominio anterior aparece una franja de secuencias metasedi­mentarias elásticas de borde continental (Gastil etal.. 1981) traslapada parcial­mente por el conjunto volcánico-p lutónico. Esta franja es de edad probablemente triásica y se encuentra formando la mitad oriental de la Baja California Norte. En el extremo este se presentan algunos afloramientos aislados de rocas calcáreas y detríticas muy

deformadas que han sido atribuidas al Paleozoico.

La evolución tectónica de Baja California durante el Paleozoico parece haber estado relacionada a la margen continental cordi­llera na del -borde occidental de Norte­américa, sin embargo ofrece algunos detalles distintos en su evolución . Las escasas se­cuencias expuestas en el oriente de Baja California Norte, además de las secuencias calcáreas y detríticas de Sonora, revelan la presencia durante esta era de un.. dominio de margen pasiva para el noroeste de México. Este tipo de situación tectónica ha sido también interpretada para gran parte de la Cordillera Norteamericana, sin embargo se han identificado dos episodios de deforma­ción orogénica para esta región; el primero de ellos ocurrió en el Devónico Carbon i­fero (Orogenia Antier), y el segundo. en el Permo-Triásico (Orogenia Sonoma). Ambos eventos han sido interpretados recientemen­te como sendas colisiones de arcos intra­oceánicos contra la margen pasiva de Norte­américa. lo que provocó el emplazamiento de los alóctonos de las montañas Roberts y Galconda sobre las secuencias del miogeo­c linal de la Cordillera (Dickinson, 1981).

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CINTURONES TECTONICOS DE BAJA CALIFORNIA

1. Dominio de afinidad oceánica

2. Dominio volcánico volcanoclástico y sed i mentar io del Jurásico-Cretácico.

3. Dominio metasedimientario del Paleo­zo ico (?) -- Triásico

12

Entre estos dos eventos se reconoce, sin embargo, la incidencia de condiciones de margen pasiva. En Baja California Norte no han sido identificados episodios de colisión ni secuencias de arco alóctonas, sin embargo Gastil y colaboradores (1981) han sugerido la posible existencia de una trinchera o cuenca marginal en el borde del cratón.

Para el Triásico persisten en Baja Cali­fornia Norte condiciones de margen pasiva evidenciadas por una apa rente estabilidad tectónica en Sonora y por la ausencia de componentes volcánicos de arco en la secuencia metasedimentaria de la Pen ínsula . Solo la Formación San Hipólito de l Triásico Superior, en la región de Vizcaino, revela un límite convergente probablemente de­sarrollado hacia el interior del oceano y pos­terio rmente acrecionado (Gastil et. al., op. ¡;it.l.

Para el Jurásico se inicia el desarro llo de un dominio de arco insular al oeste del I í­mite del cratón y su cuña sedim ientaria triásica. Este arco evoluciona, al parecer, contemporáneamen te al que se ha reportado

sobre la corteza conti nental de Sonora (Ran­gin, 1978l. Gastil et al. (1981) consideran a estos dos arcos asociados a diferentes zonas de subducc ión que evo lucionaron en forma paralela, uno de ellos relacionado a una trinchera intraoceán ica y el o tro, a una trinchera del borde de l cratón (ver Fig. 1.5.l.

La colisión de l arco intraocéan ico de la Formación Alisitos contra la margen del cratón , ocu rrió aparentamente en distintos episodios deb ido a la presencia de fallas de transformación entre trincheras que despla­zaban los distintos segmentos de arco. El episodio principal de colisión parece haber ocurrido en Baja California durante el Ce­nomaniano. Este fenómieno generó una pri · mera fasde de dformación que plegó, meta ­morfizó y levantó las secuencias volcánicas, volcanoclásticas y sedimentarias anteriores, al tiempo que continuaban los principales emplazamientos batol íticos (Gastil et al. op. cit.).

Para el Cretácico Superior y parte de l Ce­nozoico perisitio solo una zona de subduc­cion ubicada en la margen occidental de Baja California y marcaba el limite conver­gnete entre la Placa Farallón y la Placa Norteameri ca na Los levantam ientos de la región de Baja California y el noroeste de Mexico en genera l propicia ron, durante el Cretácico Superi o r, un importante aporte de detritos hacia el oriente en un marco ge­neral de regresión marina hacia el est e .. EI vol canismo asociado a la subducción en la margen occidental de Baja California duran­te el Cretácico Superior y Pa leógeno , ha sido reconocido pr incipalmente en la por­ción continental de México y es hasta el Mioceno, cuando se expresa en la Penín ­su la con secu~nc i as piroclásticas de la Sierra de la Giganta y otros centros erupti ­vos en Baja California Norte.

En el Oligoceno se inic ió la colisión de la dorsal del Pacífico con la Placa Norte­americana. Esta dorsal divid ía a la Placa Farallón, ahora extingu ida, de la Placa Pac ífi ca y se encontraba aparentemente formada de segmentos desplazados por nu­merosas fallas de transformación . Según un mode lo de Makenzie y Morgan (1969), y Atwater (1970), la colisión del primer segmento de la dorsal contra la placa Nor­teameri cana, se inicio hace aproximada ­mente 30 millones de años, en un punto ubicado en la actual Baja California. A par­tir del primer contacto de las Placas Pací­fica y Norteamericana se inicia un movi­miento lateral derecho a lo largo del limite creciente de ambas placas con una velocidad de 6 c·m. por año (ver Fig. 1.12.). Este movimiento lateral puede haber ocurrido , en sus etapas ini ciales, a lo largo del borde continental de Norteamérica, y posterior ­mente, pudo haber ocupado la franja actual del Sistema San Andrés y Golfo de Cali ­fornia. (Atwater, 1970). La apertura del Golfo de California y el desarrollo de su sis­tema dorsal se inicia hace 4 millones de años. Este sistema es la manifestación del movi ­miento relativo entre la Placa Norteameri ­cana y la Placa del Pacífico y encuentra su prolongación meridional en el Sistema S<Jn Andrés . Al movimiento de Baja California hacia el noroeste están posiblemente ligados

los lineamientos tectonlcos que la cortan diagonalmente y las emisiones basálticas alcalinas de l pliocuaternario que se encuen­tran en numerosas localidades de la Pen ínsula .

1,2.6. Yacimientos económicos

De acuerdo con Gastil et al. (1975), la porción norte de la peninsula de Baja Cali­fornia se puede dividir en cinco provincias minerales (ver . Fig. 1.13) .

La más occidental de ell as corresponde a los yacimientos de su lfuros mesotermales de hierro y cobre, así como a los óx idos de hierro. Estos yac imientos se encuentran em­plazados en la secuenc ia volcánica parcial­mente metamorfizada del mesozoico y se les ha atribuido un origen hidrotermal relacio­nado con las intrusiones gran(ticas del Cretá­cico. Las principales loca lidades conoc idas que presentan manifestaciones de este tipo

Son: la mina E I Sueño (loc . 1), San Antonio (loc. 4), Misión San Vicente (Ioc. 11). Punta San Isidro (loc . 10). Rancho El Rosarito (loc. 12), las zonas al este de El Rosario (Iocs_ 17 y 18), Y al sureste de San Fernando (locs. 19 , 20 y 21) . A esta prov inc ia pertenecen los ya ­cimientos de la mina El Arco (loc. 29), la cual cuenta con una de las reservas más im ­portantes de cobre en el pa (s.

La segunda provincia corresponde a ve­nas de oro, contenido en rocas metasedi­mentarias que se encuentran distribuidas a lo largo del eje de la peninsu la. Su ocurren­cia, restringida a las rocaS metasedimentarias, ofrece la posibi lidad_de que hallan sido retra­bajadas de antiguos placeres anteriores al metamorfismo. Las principales loca lidades conoc idas con este tipo de yacimientos son: la mina Las Cruces (Ioc. 7), El Alamo (Ioc. 9), Socorro (Ioc. 13), Arroyo Calamajué (loc. 23), Cerro San '_ uis (loc. 24), Desen­gaño (Ioc. 25), León Grande (loc . 26) y mina Columbia (Ioc. 27).

La tercera provinc ia comprende los de­pósitos de tu ngsteno, relacionados con el metamorf ismo de co nta,cto en rocas calcáreas prebatol íticas donde se l18Qan a encontrar piedras preciosas. Los intrusivos que afectan a las secuencias calcáreas corresponden a aquéllos emplazados principalmente en el Cretácico. Las local idades conocidas son: La Olivia (Ioc. 3), La Pelita, Los Gavilanes y El Fenómeno (loc. 6), as! como en la Sie­rra de los Cucapá, Sierra Mayor y Sierra San Pedro Mártir.

La cuarta provincia corresponde a los de­pósitos superficiales de travertino, a los. sul ­furos de manganeso, cobre, plata y plomo, así como a depósitos de wulfenita, estibinita y otros minera les. Estos yacimientos tienen la pecul iaridad de haberse formado en el Ce­nozo ico y de esta r cercanosal borde del Golfo de California. La distribución de estos depó­sitos es muy comp leja y las localidades son muy numerosas.

La última provincia comprende los depó­sitos de placer de oro desarrollados en el Cenozoico. Las principales localidades son : Campo Juárez (Ioc. 2), Los Pinos y Campo Nacional (Ioc. 8), Socorro (loc. 12), Valle­dores (Ioc. 36), Los Enjambres (loc.40), Real del Castillo (Ioc. 14) y Pozo Alemán (Ioc. 28).

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Evolución tectónica del noroeste de México en el Terciario Diferentes etapas en la colisión de la cresta oceánica del Pacífico del. Este y el desarrollo del movimiento lateral derecho entre la Placa Norteamericana y la Placa del Pacffico. SF=San Francisco, LA=Los Angeles, GS=Guaymas MZ=Ma.zatlán (según Atwater, 1970)

PLACA PACIFICA

10 millones de años antes del presente

4 ACA PACIFICA

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20 millones de años antes del presente

Figura 1.12

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30 millones de años antes del presente

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40 millones de años antes del presente

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manantiales termales o

Principales depósitos minerales conocidos de Baja California.

Figura 1.13

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Por lo que respecta a la porción sur de la pen(nsula de Baja California, las manifesta­ciones de yacimientos minerales son menos frecuentes ya que las rocas mesozo icas están menos expuestas (Fig. 1.1 4 ).

En la costa del Golfo de California exis­ten algunos yacimientos de manganeso, de pequeña importancia, en forma de óx idos que se encuentran conformando vetas hidro­termales. Las principales localidades son: Lucifer (Ioc. 1), Mulegé (Ioc. 2) y Misión de San Juan (loc. 3).

Por lo que respecta a los yacimientos de cobre, la más importante manifestación la constituyen los sulfuros de la mina El Boleo (loc. 4), desarrollados en rocas volcánicas mesozo icas del área de Santa Rosal ía. Otros yacim ientos metá I icos están representad os por los depósitos h idrotermales de oro y plata de la Región del Cabo (Iocs. 5,6 y 7), así como los de la región de Vizca¡'no.

Ex isten varias manifestaciones de yaci­mientos no metálicos, entre los que se en­cuentran los yacimientos de mag nesita de la Bahia Magdalena (Iocs. 8 y 9) y Punta Eu­gen ia (Iocs. 10 y 11), los yacimientos de tal­co de Comondú (toc. 12) y los depósitos fosfon'ticos del área de San Hilario. Estos últimos constituyen los yacimientos de fos­forita con mayores reservas ·en la República Mex icana.

En el reng lón petrolero, las más impor­tantes manifestaciones se han localizado en sed imentos del Paleoceno de la Cuenca de la Pur ¡sima, en perforacio nes de ex pi 0-

ración, llevadas a cabo por Petróleos Me­xicanos (Lozano, 1976). y en algunas cha­popoteras de esta misma región.

1.3. Sonora y Sinaloa

En los estados de Sonora y Sinaloa se observa, como en Baja California, una fuerte complejidad de afloramientos roco­sas debido a lo intrincado de las estructuras que se encuentran conformando y a la gran heterogeneidad litológica de las diferentes unidades, sobre todo las preterciarias, que forman las diferentes columnas estrat igráfi ­cas de esta región. Este paisaje geológico contrasta marcadamente con el que se obser­va al oriente de la Sierra Madre Occidental donde las estructuras son más regulares y las columnas más homogéneas.

Para efecto de describir las caracteristi­cas geológicas de esta región , se ha atendido a la división de provincias fisiogrMicas de la DGG, que brinda limites naturales adecua­dos para su mejor descripción .

1.3. 1. Desierto sonorense

Esta zona está caracterizada por la pre­sencia de montañas complejas, separadas por valles aluv iales que se vuelven más am­plios hacia la porción noroeste del estado, en donde se han desarrollado importantes depósitos eólicos. Las montañas complejas se encuentran conformando terrenos preter­ciarios que son cubiertas ha'cia el este por los cuerpos volcánicos cenozoicos que forman

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Principales depósitos minerales conocidos de Baja California Sur (tomado del mapa metalogenético de la República Mexicana.lng. Guillermo P. Salas, 1975).

la Sierra Madre Occidental y en donde llegan a aparecer, pero ya en forma de afloramien ­tos aislados, debajo de la cubierta ignimbd­tica.

En el estado de Sonora afloran unidades de roca con un rango geocronológico que varia desde el Precámbrico hasta el Reciente.

El Precámbrico está representado por dos conjuntos de rocas bien definidas (ver Fig. 1.15). Un conjunto antiguo constituido de rocas metamórficas derivadas de roc;as ígneas y sedimentarias, y un conjunto más reciente compuesto de secuencias sedimen­tarias de cuarcita y dolomia que cubren en discordancia al anterior.

El Precámbrico metamórfico viene a ser una extensión, hacia el noroeste de México, del Zócalo Precámbrico que aflora amplia­rr¡ente en Estados Unidos y Canadá. Este basamento precámbrico muestra en Norte­américa una serie de provincias que son más antiguas hacia el núcleo del cratón, lo que sugiere un desarrollo acrecional de la cor­teza continental de esta región. En el norte de Sonora ex isten dos terrenos metamórfi­cos precámbricos, de diferente edad, yuxta­puestos estructuralmente a lo largo de una zona de corrimiento lateral, originada en el Jurásico, que cruza diagonalmente el norte de Sonora con una orientación NO-SE ; esta zona de corrimiento ha sido propuesta por

Silver y Anderson (1974) como el "Mega­shear Mojave-Sonora" con un movimiento lateral izquierdo que se prolonga hasta los estados de Arizona y California (ver Fig. 1. 16).

El 'Jloque precámbrico ubicado al sur­oeste de la zon.a del "megashear" está repre­sentado por los afloramientos metamórficos del área de Caborca, en donde se local.izan las rocas más antiguas conocidas en la Repú­blica Mex ica na. Este bloque tiene limites rectillneos, tanto al sur como al oeste, mar­cados por la desaparición súbita de los aflo­ramientos precámbri cos; es hasta Sinaloa en donde aparentemente vuelven a aflorar rocas de esta era, representadas por el complejo Sonobari (Rodríguez y Córdoba, 1978) cu­ya edad no ha sido confirmada.

Los afloramientos precámbricos meta­mórficos del área de Caborca están represen­tados por rocas ígneas y sed imentarias meta­morfizadas, a facies esquistos verdes y anfi­boli ta (Anderson et al ., 1978), du ra nte un periodo que fluctuó entre los 1800 y 1700 millones de años (Silver y Anderson, 1979). Estas unidades metamórficas han sido deno­minadas por Longoria et . al. (1978) como complejo Bamori y han sugerido que la exis­tencia de rocas anortosíticas de tipo masivo pueden corresponder a la unión de dos con­tinentes precámbricos.

En contraposición con las unidades ante­riores, ex isten al noreste de la zona de "me­gashear" rocas metamórficas precámbr icas , como las que afloran en la Sierra de los Ajos, cuyas edades fluctúan entre 1 600 y 1 700 millones de años, las cuales han sido co rrela­c ionadas con los esquistos Pinal del Sur de Arizona.

El conjunto sedimentario del Precámbri ­co Tard lO aflora en el área de Caborca, y cubre, en discordancia tectónica, al Precám­brico metamórfico (Longoria et al. 1978 1. Or igina lmente esta secuencia fue denominada por Keller y Wellings (1922) como Capas Gamuza y posteriormente Stoyanow (1942), con base en la existencia de arrecifes de alga ColleniéJ, la ubicó en el Precámbrico Tardío. La secuencia incluye a las formaciones Pit i­qu ito y Gamuza (Longar ia y Pérez, 1978) y está constitu ida principalmente por dolo­mias con estromatolitos, areniscas de cuarzo y lutitas. El contacto superior de la Forma­ción Gamuza es discordante con respecto a la secuenc ia pa leozo ica que le sobreyace.

La secuencia paleozoica aflora en nume­rosas loca l idades del estado de Sonora y está compuesta principalmente por ca l izas yare­niscas que se depositaron en un ambiente de plataforma (ver F ig. 1.17). Esta antigua plata­forma continental seria una continuación hacia el sur de la faja miogeosinclinal del Geo­sinclinal Cordill erano. Fries (1962) propuso el nombre de "Fosa Sonorana" para esta ex­tensión meridional del Geosincl inal Cordille­rano , y señalóquedurantetodoel Paleozoico esta zona sufrió un hundimiento lento e ininterrumpido. Según F. Rangin (1978), al nivel de los periodos que van del Cámbrico al Ordov lcico ex iste una graduación de facies de p lataforma, en el norte del estado, a fa ­cies más intern'as, hacia el su r del estado , en donde las secuencias paleozoicas conforman un estilo tectónico de deformación mucho más intenso. Para los periodos que van delCar­bonífero al Pérmico las secuenc ias ca lcáreas representan fac ies homogéneas en todo el estado . Los dos intervalos anter iormente c itados están separados por una fase de de­formación mayor ocurrida en el Devónico.

El Paleozoico del área de Caborca está representado, en orden estrat igráf ico ascen­dente, por las formaciones Puerto Blanco, Cuarcita Proveedora, Buelna , Cerro Prieto, Arrojos y Tren, las cuales pertenecen al Cám­brico (Cooper et al. , 1952) y constan de secu enc ias pr i ncipa I m ente ca I cáreo-detr It j­cas; ex isten, además, en eLárea de Bisani, pe­queños afloramientos aislados, de secuencias calcáreas, que representan parcialmente a los sistemas Ordovlcico, Silúrico, Devónico y Misisípico (Cooper y Arellano, 1946). En las cercanías del Antimonio aflora una secuen­cia pérmica de capas de lutitas y areniscas con lentes de cal iza que fu edenominada For­mación Monos por Cooper y Arellano (1946). En el distr ito minero de Cananea ex iste una secuencia de cuarcita y caliza del Cámbrico, que está compuesta por las formaciones Cuarcita Capote y Caliza Esperanza (Mul­chay y V elazco, 1954 ; V alentine, 1936). así como por las calizas del Devónico, Mi­sisípico, Pensilvánico y Pérmico . En el nores­te de Sonora ex isten af lorami entos ca lcáreos del Paleozo ico en Cabullona (Ta l iefferro,

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