La Sierra Madre Oriental de México, un cinturón orogénico de pliegues y cabalgaduras de la Cordillera de Norteamérica

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Gabriel Chávez Cabello*

CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

RESUMEN

En este trabajo se presenta una revisión de la evolución tectónica del cinturón plegado y cabalgado de la Sierra Madre Oriental y su conexión con los cinturones Sevier y Laramide de la Cordillera de Norteamérica. Se describe con detalle la estratigrafía del noreste de México, estilos de deformación, factores que controlan los estilos de deformación, la edad de inicio y terminación de la deformación, así como los principales mecanismos que han sido interpretados para su generación. El cinturón de pliegues y cabalgaduras de la Sierra Madre Oriental es inusual; está compuesto por rocas sedimentarias marinas de edad Jurásico Medio-Cretácico. Los estilos de deformación reconocidos en la Sierra Madre Oriental se agrupan en los estilos de piel delgada y gruesa (thin and thick skinned). La primera ocurre en todo el cinturón y está representada por pliegues relacionados a fallas y cabalgaduras; el segundo estilo consiste en la reactivación de fallas de basamento y ha sido reconocido en el norte y noreste de México. Los cinturones de pliegues y cabalgaduras (Sevier-Sierra Madre Oriental) se desarrollaron diacrónicamente desde Canadá hasta México, esto ocurrió entre el Jurásico Tardío y el Palageno. Por otro lado, la deformación también es diacrónica del margen del Pacífico hacia el interior del continente. Las edades de la deformación cambian del Turoniano al Eoceno Superior, estando la deformación controlada por la acreción de terrenos tectonoestratigráficos y por la compresión relacionada con la subducción subhorizontal de la placa Farallón debajo del suroeste de Norteamérica.

Palabras clave: Sierra Madre Oriental, Orogenia, sevier, Laramide, fallas, pliegues.

ABSTRACT

This paper presents a review of the tectonic evolution of the Sierra Madre Oriental fold-thrust belt and its connection with the Sevier and Laramide belts of the North American Cordillera. Stratigraphy, styles, factors controlling deformation styles, age of onset and completion, as well as the main mechanisms that have been interpreted for their generation are described in detail. The SMO fold-thrust belt is unusual, composed of marine sedimentary rocks of Middle Jurassic-Cretaceous age. The styles of deformation recognized in the SMO are grouped in thin and thick skinned styles. The first is present in the entire belt and is represented by fault related folds and thrust faults; the second style involves reactivation of basement faults and has been recognized in the North and NE of México. The fold and thrust belts (Sevier-Sierra Madre Oriental) developed diachronically from Canada to México, this happened between the Jurassic and the Palageno. On the other hand, deformation is also diachronic from the Pacific margin towards the inner part of the continent. Age of deformation changes from Turonian to Late Eocene, controlled by the accretion of tectonostratigraphic terranes and by compression related to subhorizontal subduction of the Farallon plate beneath southwestern North America.

Keywords: Sierra Madre Oriental, Sevier orogeny, Laramide orogeny, Faults, Folds.

La Sierra Madre Oriental (SMO) es una provincia fisiográfica que representa a la cadena de montañas más elevada en el norte y oriente de México; su longitud alcanza más de 1000 kilómetros, presenta entre 80 y 200 km de amplitud y un promedio de altura de 2,200 msnm. Este relieve montañoso separa una amplia meseta elevada, al oeste, de la Planicie Costera del Golfo de México, al este. Geográficamente, en México se extiende desde Parral, Chihuahua, hasta Zongolica, Veracruz. En sus extremos NO y SE, la SMO está cubierta por derrames volcánicos y rocas piroclásticas del Cenozoico de la Sierra Madre Occidental y del Cinturón Volcánico Transmexicano (Eguiluz et al., 2000), respectivamente, y continúa más al NO y SE con rasgos enmascarados hacia Chihuahua-USA (King, 1939) y en la Cuenca de Veracruz (Rodríguez et al., 1997, y Viniegra, 1966; figura 1).

Figura 1. Extensión del cinturón cabalgado cordillerano (Sevier), del cinturón de pliegues y cabalgaduras mexicano (Sierra Madre Oriental)
y la provincia Laramide dentro de la Cordillera de Norteamérica (Ch: Chihuahua, D: Durango y M: Monterrey; figura integrada de diferentes trabajos; DeCelles, 2004; Fitz Díaz et al., 2011; Bryan et al., 2013; Ferrari et al., 2012).

Estructuralmente, Campa y Coney (1983) denominaron a la SMO como el cinturón de pliegues y cabalgaduras mexicano, esto porque su estructura tectónica se compone esencialmente de pliegues y fallas inversas. Forma parte de la Cordillera de Norteamérica, la cual se extiende desde Alaska, pasa por la parte occidental de Canadá y Estados Unidos e incluye a casi todo México (figura 1). La Cordillera de Norteamérica es un relieve montañoso desarrollado por al menos cinco orogenias: Antler, Sonoma, Nevadiana, Sevier y Laramide. Las cuales ocurrieron en los últimos 350 millones de años, producto de la interacción de las placas oceánicas Kula y Farallón bajo la placa de Norteamérica (Dickinson, 2004); las orogenias Sevier (130-50 Ma) y Laramide (80-40 Ma) son las responsables de los pliegues y cabalgaduras más jóvenes de la Cordillera en Canadá, Estados Unidos y México.

LITOLOGÍA Y ESTRATIGRAFÍA DE LA SIERRA MADRE ORIENTAL Y SU BASAMENTO

La SMO está compuesta principalmente de rocas sedimentarias marinas evaporíticas, clásticas y calcáreas de edad Jurásico Medio al Paleógeno (Calloviano-Eoceno et al., 1990; Goldhammer et al., 1991; Goldhammer, 1999; Michalzik, 1988).

La secuencia marina cubre a rocas metamórficas del Precámbrico y Paleozoico, así como a rocas volcanoplutónicas de los arcos Permo-Triásico (Torres et al., 1999) y Nazas del Jurásico, desarrollados en el oriente y centro de México; así como a rocas clásticas de origen continental del conocido Grupo Huizachal del Triásico-Jurásico inferior en el oriente del país (Barbosza Gudiño et al., 2010; figura 2).

Figura 2. Tabla estratigráfica del NE de México (Michalzik, 1988).

El basamento de la SMO y su antepaís presentan una amplia variación litológica y de edades. Los afloramientos de rocas más antiguas corresponden a orto y paragneises de edad precámbrica, las cuales afloran en Peregrina, Tamps. (Carrillo Bravo, 1961; Ramírez, 1978; Ortega Gutiérrez et al., 1995) y en el núcleo del anticlinorio de Huayacocotla (Carrillo Bravo, 1965). También afloran esquistos de edad preoxfordiana, esparcidos en la región del transpaís (Kellum, 1932; King, 1934, y Córdova, 1965) y en el propio frente del cinturón cerca de Ciudad Victoria, Tamps. (Esquisto Granjeno). Por otro lado, a la secuencia marina también le subyacen discordantemente sedimentos marinos no metamorfizados del Paleozoico. Finalmente, se han documentado afloramientos de rocas plutónicas granodioríticas del Permo-Triásico, generadas en ambiente de arco magmático, producto de la subducción de la placa Farallón bajo el margen occidental de Pangea. Estas rocas de arco se han documentado en los altos estructurales del basamento en el Bloque de Coahuila (Grajales Nishimura, 1995; McKee et al., 1988 y 1999), y sepultadas en la Planicie Costera del Golfo de México, las cuales han sido cortadas por pozos exploratorios de hidrocarburos realizados por Pemex (Torres et al., 1999).

EVOLUCIÓN PALEOGEOGRÁFICA

El paquete sedimentario que compone a la SMO fue depositado durante el desarrollo de una margen pasiva relacionada con la formación del Golfo de México. A partir del Triásico Tardío, en el NE de México, inició la fragmentación de la Pangea que condujo a la generación de fosas y pilares que fueron paulatinamente invadidos por el mar y que controlaron ampliamente las facies sedimentarias marinas a partir del Calloviano, depositándose primero gruesas secuencias de evaporitas y posteriormente rocas calcáreoarcillosas, calcáreas y finalmente clástico-calcáreas durante la regresión marina regional, controlada por el inicio de las orogenias Sevier-Laramide en el occidente de Estados Unidos y ONO de México (Padilla y Sánchez, 1982; Goldhammer et al., 1991; Goldhammer, 1999; Chávez Cabello et al., 2007).

El depósito relacionado al rifting consiste en secuencias continentales de capas rojas y depósitos volcánicos del Grupo Huizachal (Mixon et al., 1959; Rubio Cisneros; Lawton, 2011; Barboza Gudiño et al., 2010). La sedimentación marina empezó con el depósito de gruesas secuencias de evaporita dentro del Golfo de México durante el Calloviano “Sal Werner-Louann” (Oivanki, 1974), extendiéndose hasta el mismo Kimmeridgiano en el noreste de México (Minas Viejas Olvido; Goldhammer y Johnson, 2001). Durante el Kimmeridgiano y Tithoniano, el depósito de la Formación La Casita fue generado por un periodo de influjo clástico mayor, su distribución y espesor varía geográficamente en función de la proximidad con el Bloque de Coahuila (Ocampo Díaz, 2013; Eguiluz, 1990; Fortunato y Ward, 1987). Durante el periodo Berriasiano-Valanginiano inició el depósito de la Formación Taraises, constituida de caliza y marga de ambiente de plataforma marina abierta, salvo en el área de Galeana, N.L., donde aflora el miembro Galeana, compuesto de arenisca de estratos medianos a gruesos de ambiente deltáico con sedimentos provenientes de la Isla de Terán (Michalzik, 1988; Ocampo Díaz et al., 2008; Ocampo Díaz et al., 2012).

Durante el Cretácico Temprano se desarrollaron extensas plataformas carbonatadas, representadas por la Formación Cupido (Wilson, 1990; Lehmann et al., 1999) del Barremiano-Aptiano, y la Formación Aurora del Albiano; cada una comprende una serie de parasecuencias cíclicas de somerización separadas por una secuencia transgresiva de lutita de estratificación delgada de aguas profundas, representada por la Formación La Peña. La Formación Cuesta del Cura, de edad Albiano Tardío al Cenomaniano, consiste de carbonato pelágico de aguas profundas, lutita acumulada enfrente del borde de la plataforma e intercalaciones con bandas de pedernal. Para el Cenomaniano-Turoniano se reconocieron cambios en las facies sedimentarias en el NE de México, al parecer relacionadas con un levantamiento regional; lo anterior dio lugar a la depositación de la secuencia de carbonato de agua profunda con material arcilloso de la Formación Agua Nueva en la SMO (Padilla y Sánchez, 1982; Goldhammer, 1999; Eguiluz et al., 2000). Posteriormente, en el Coniaciano-Santoniano, un ligero cambio en las condiciones ocurrió y se depositaron carbonatos y lutitas de agua somera de la Formación San Felipe y sedimentos clásticos producto de levantamiento en el oeste e incremento de actividad tectónica, lo que incluyó también el depósito de capas de ceniza volcánica (Velasco Tapia et al., 2008). Finalmente, para el Campaniano-Maastrichtiano, en una etapa sinorogénica, se depositó la lutita de la Formación Méndez; los sedimentos provienen de las áreas continentales de la parte oeste de México (figura 2).

ESTRUCTURA Y ESTILOS DE DEFORMACIÓN

Estructuralmente, la SMO corresponde a un cinturón plegado y cabalgado complejo que presenta toda la variedad de pliegues relacionados con fallas como pliegues de despegue, pliegues por propagación de falla, pliegues por doblez de falla y pliegues híbridos o combinados entre estos modelos finales(Padilla y Sánchez 1982; Gray y Johnson 1995; Marrett y Aranda García 1999; Eguiluz et al., 2000). Adicionalmente, se presentan estructuras de tipo dúplex, anticlinales apilados y hojas cabalgantes que complementan la deformación más superficial dentro del cinturón (Eguiluz et al., 2000). Por otro lado, existen estructuras asociadas a reactivación de fallas de basamento como pliegues de sábana (drape folds), pliegues por propagación de falla de basamento e inclusive hojas cabalgantes del propio basamento (Eguiluz et al., 2000; Chávez Cabello, 2005; Chávez Cabello et al., 2007; Zhou et al., 2006).

Las estructuras descritas permitieron reconocer dos estilos de deformación contrastantes dentro de la SMO. El más abundante y antiguo corresponde a una deformación de cobertura “thin skinned ”, representada por pliegues relacionados con fallas y cabalgaduras, desarrolladas exclusivamente en la cobertura sedimentaria marina del Jurásico Medio-Eoceno, bien representada en el NE de México en Torreón, Coah., Monterrey, N.L., y Ciudad Victoria, Tamps.; estos estilos son prácticamente iguales a los del orógeno Sevier de USA y Canadá (rocky mountains) de edad general Jurásico Medio-Cretácico Inferior, con la diferencia que la deformación en México es del Cretácico Tardío-Eoceno (Gray y Lawton, 2011; Fitz Díaz et al., 2014). Por otro lado, también se ha reconocido una deformación tipo “thick skinned”, más joven, que involucró la reactivación de fallas de basamento, generadas la mayoría en el Triásico-Jurásico durante la apertura del Golfo de México o separación de Norteamérica y Sudamérica (Chávez Cabello, 2005). Las fallas de basamento reactivadas modifican, en algunos sectores de la SMO, el nivel estructural del despegue basal de la deformación de cobertura, generando pliegues tipo sábana y orientaciones ortogonales de pliegues y fallas de alto ángulo como clásicamente ocurren en la provincia Laramide o durante el orógeno Laramide de USA (Chávez Cabello, 2005; Chávez Cabello et al., 2007). Este estilo de deformación está presente en la parte central de Coahuila, a lo largo de la traza de la Falla de San Marcos (Chávez Cabello, 2005), frente a Linares, N.L. (Torres Ramos, 2011), en Aramberri, N.L. (Eguiluz et al., 2000) y en Ciudad Victoria, Tamps. (Zhou et al., 2006).

Las estructuras geológicas principales de la SMO presentan un transporte tectónico hacia el antepaís, localizado hacia el oriente y norte, aunque en ocasiones se presentan vergencias opuestas (Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz et al., 2000; Torres Ramos, 2011). Por otro lado, el rumbo de las estructuras a nivel regional presenta cambios en su dirección; entre Parral, Chih., y Torreón, Coah., la orientación regional es NO-SE y cambia a ONO-ESE entre Torreón y Saltillo, Coah., NE-SO entre Saltillo y Monterrey, N.L., y NNO-SSE entre Monterrey y la región de Zongolica, Veracruz; asimismo, se distinguen variaciones en la longitud de onda de sus pliegues y cambios en la amplitud de la cadena deformada (Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz et al., 2000). De acuerdo con la geometría de las estructuras principales de la cadena plegada se identifican dos recesos: Torreón y Matehuala, y dos salientes estructurales: Monterrey y Villagrán (Eguiluz et al., 2000).

Es importante destacar que los estilos de deformación de cobertura están presentes dentro de todo el cinturón (Eguiluz et al., 2000), mientras que la deformación que involucra la reactivación de fallas de basamento, principalmente ha sido reconocida en la parte centro oeste de USA (figura 1), norte y NE de México en las cuencas de Chihuahua, Sabinas y en el frente de la SMO entre Linares, N.L., y Ciudad Victoria, Tamps. (Eguiluz et al., 2000; Chávez Cabello, 2005; Zhou et al., 2006; Chávez Cabello et al., 2007; Torres Ramos, 2011).

CONTROLES LITOTECTÓNICOS SOBRE LOS ESTILOS ESTRUCTURALES

En general, dentro de los cinturones de pliegues y cabalgaduras, las variaciones en los estilos estructurales resultan de varios factores: a) variaciones laterales y verticales de facies-composición de las rocas, b) cambios en el espesor de los sedimentos deformados, c) variaciones en la dirección de acortamiento regional-geometría de la cuenca, d) variaciones en el porcentaje de acortamiento tectónico, y e) ocurrencia de más de un evento o fase de deformación (Macedo y Marshak, 1999). Particularmente, dentro de la Sierra Madre Oriental, los estilos estructurales están principalmente controlados por las variaciones importantes de los tipos y espesores de rocas deformadas, así como por la existencia o ausencia de rocas evaporíticas en la base (Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz et al., 2000; Marrett y Aranda García, 1999; Torres Ramos, 2011); por otro lado, para el desarrollo de la saliente de Monterrey-Villagrán y los recesos de Matehuala y Torreón, se interpreta que influyeron la existencia de altos de basamentos y las variaciones en la geometría de las cuencas locales (Padilla y Sánchez, 1982; Chávez Cabello et al., 2004). En general, el acortamiento tectónico dentro de la SMO no varía mucho, pasa de un máximo de 50% en sus extremos NO y SE a un promedio de 33% en su parte central (Eguiluz et al., 2009); este factor no parece ser determinante en la variación de los estilos de deformación. Asimismo, las alteraciones que genera la deformación más joven que involucra la reactivación de fallas de basamento en la parte norte de la SMO, sobre la deformación de cobertura más antigua, no es muy notable (Torres Ramos, 2011). Un cambio importante en el porcentaje de acortamiento, longitud de onda y amplitud de los pliegues solamente es notoria en las cuencas de Chihuahua y Sabinas, donde la reactivación de fallas de basamento es importante vs. la deformación de cobertura (Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz et al., 2000; Haenggi, 2002: Chávez Cabello, 2005; Chávez Cabello et al., 2007).

EDAD DE LA DEFORMACIÓN

La edad de la deformación de los cinturones orogénicos Sevier y Laramide ha sido bien establecida a través de métodos paleontológicos e isotópicos. Para USA, se ha determinado que ambos cinturones son diacrónicos de norte a sur, de igual forma, parcialmente coexisten en espacio y tiempo. El lapso más aceptado para el desarrollo del cinturón Sevier en USA es de 119-50 Ma (Heller y Paola, 1989; DeCelles y Mitra, 1995) y hasta Jurásico Tardío en Canadá (Evenchick et al., 2007), mientras que para el cinturón Laramide se han propuesto dos edades, éstas dependiendo del método de análisis. Mediante la edad de sedimentos sinorogénicos se estableció que la deformación inició sincrónicamente a los 75 Ma y culminó diacrónicamente entre los 55 y 36 Ma (Dickinson et al., 1988). Con las relaciones entre emplazamiento de magmas versus estructuras deformadas y cuencas sinorogénicas, se propuso que la deformación comprende el periodo entre 80 y 40 Ma (Coney, 1976). Para Canadá, con las edades de magmatismo y las cuencas sinorogénicas, se propone que el cinturón Sevier inició desde el propio Jurásico Tardío y se extendió hacia el este durante el Cretácico (Evenchick et al., 2007).

Las edades de la deformación regional en México no difieren de forma importante si las comparamos con las edades determinadas env Estados Unidos. La deformación que se asocia al evento Laramide en el norte de Sonora fue establecida entre 75 y 39 Ma (Iriondo, 2001); estas edades fueron obtenidas fechando muscovitas con 40Ar/39Ar, siendo semejantes a las obtenidas por métodos paleontológicos en sedimentos sinorogénicos dentro de la provincia Laramide (Dickinson et al., 1988). La edad de la deformación en el Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras de la Sierra Madre Oriental en el norte y oriente de México es diacrónica de la parte trasera hacia el frente del cinturón. Las edades bioestratigráficas de sedimentos clásticos sinorogénicos en el transpaís son Cretácico Tardío (Turoniano Medio-Santoniano) y alcanzan edades Eoceno Temprano-Medio en el frente tectónico (De Cserna, 1956; 1970; Humphrey, 1956; Tardy, 1980; Campa, 1985; López Ramos, 1983; Hernández Jáuregui, 1997; López Oliva et al., 1998). En las cuencas de antepaís de Parras y La Popa, localizadas en el NE de México, se han determinado edades Eoceno Medio en sedimentos sinorogénicos del Grupo Difunta (Vega Vera y Perrilliat, 1989), hasta Oligoceno Temprano en sedimentos de la Cuenca de Burgos (Eguiluz, et al., 2000). Empleando relaciones de emplazamiento de intrusivos versus pliegues regionales dentro del cinturón plegado de Coahuila, la edad de culminación de la deformación regional indica edades entre 44.5 y 39 Ma (Chávez Cabello, 2005).

Una nueva técnica de fechamiento isotópico mediante Ar-Ar en illita, aplicada en zonas de salbanda de las cabalgaduras mayores frontales de las montañas rocallosas de Canadá (Van der Pluijm et al., 2006) y USA (Solum y Van der Pluijm, 2007) y en la SMO de México, arrojan edades de Maaestrichtiano a Eoceno Tempano (Gray et al., 2001). Esta misma técnica, implementada en zonas de cizalla paralelas a capas en pliegues, probó el diacronismo en una sección transversal de la SMO en la parte central de México, y arrojó edades entre 85 y 45 Ma del oeste hacia el este, respectivamente (Fitz Díaz et al., 2014). Lo anterior permite concluir que dentro de toda la Cordillera de Norteamérica ocurrió la formación de montañas por lo menos entre el Cretácico Tardío y el Eoceno Medio desde Canadá hasta la parte central-sur de México, incluyendo las montañas en Coahuila, Nuevo León y Tamaulipas.

Es importante destacar que el diacronismo hacia México, particularmente de la orogenia Sevier, ha generado controversia. En México, la deformación de cobertura llega a tener edades tan jóvenes como las de estructuras laramídicas clásicas del oeste de USA, lo que impulsó la propuesta de que en el NE de México las estructuras estarían relacionadas a otro evento orogénico, nombrado Hidalguense (Guzmán y De Cserna, 1963; Gray y Lawton, 2011). Sin embargo, la deformación puede ser explicada desde el punto de vista del diacronismo de las orogenias, ya que no se reconoce un mecanismo distinto como causa de las deformaciones de cobertura y basamento en el NE de México. Por lo anterior, en este trabajo se sugiere no abandonar el uso de los términos orogenia Sevier y Laramide, especialmente si se reconocen los estilos de deformación clásicos relacionados a éstas orogenias que fueron generados entre el Cretácico y el Eoceno en Norteamérica.

ORIGEN DE LA DEFORMACIÓN

El mecanismo principal que generó la Cordillera de Norteamérica es la subducción de las placas oceánicas Kula-Farallón en los últimos 350 Ma (Coney, 1976; Dickinson, 2004; DeCelles, 2004). Este fenómeno ha propiciado variaciones en la extensión de las diferentes orogenias reconocidas dentro de la Cordillera por los efectos que genera la colisión local-regional de arcos magmáticos, acreción de terrenos tectónicos oceánicos y las variaciones en el ángulo con el cual las placas oceánicas se han subducido bajo Norteamérica. Particularmente, la orogenia Sevier en Canadá y USA ocurrió durante una etapa de cierre de cuencas marginales por colisión de terrenos tectónicos de origen oceánico (es decir, Wrangelia; DeCelles, 2004; Yonky et al., 2014). Esta deformación se extendió hasta México con mecanismos idénticos (acreción del Terreno Guerrero; Ye, 1997). Por otro lado, la orogenia Laramide ha sido asociada a subducción subhorizontal que generó cizalla en la base de la corteza continental, levantamiento y reactivación de fallas antiguas del basamento hasta 1,500 km dentro del continente (Coney, 1976; Dickinson et al., 1988; Dickinson, 2004). Se ha propuesto que el cambio de ángulo de subducción, que involucró la migración del magmatismo de arco hacia adentro del continente, se debió a colisión-subducción de una dorsal asísmica cordillera o cresta oceánica, incremento en la velocidad de subducción de la placa oceánica y/o por la subducción de una corteza oceánica anómalamente gruesa y flotante bajo la parte SO de Estados Unidos (Bird 2002; Ye, 1997; Dickinson 2004; DeCelles y Mitra, 1995) y norte de México entre los 80 y 40 Ma (Chávez Cabello, 2005).

La generación del cinturón plegado y cabalgado de la SMO de México implicó más de un mecanismo para su formación. En el sur y centro de México, la relación entre el tiempo de acreción del Terreno Guerrero y la edad de los primeros pliegues y cabalgaduras del transpaís de la SMO, sugieren que la acreción del Terreno Guerrero influyó de manera importante en la generación de la deformación de la cadena plegada (Fitz Díaz et al., 2014). Sin embargo, en el norte y noreste de México, la cadena plegada se separa claramente del límite con el Terreno Guerrero, el diacronismo de la deformación parece ser distinto, así como sus estilos de deformación si son comparados con los presentes en el sur. La existencia de una gruesa secuencia evaporítica en la base de la cobertura sedimentaria marina en el NE de México (Padilla y Sánchez, 1982), mayor acortamiento en el frente tectónico que en el transpaís (Eguiluz et al., 2000; Chávez Cabello et al., 2011) y la ocurrencia dominante de pliegues de despegue, sugiere que la deformación debió ser controlada por despegues regionales, potencialmente disparados por: a) basculamiento del basamento y, b) incremento de cargas verticales de sedimentos en la parte del transpaís, ocasionado por levantamiento en el occidente de México durante el inicio de la orogenia Laramide (Eguiluz et al., 2000).

Adicionalmente, la inversión de cuencas marinas como Chihuahua y Sabinas, la reactivación tardía de fallas de basamento (por ejemplo, Falla San Marcos) en el antepaís de la SMO, así como en algunas zonas del frente de la SMO entre Linares, N.L., y Cd. Victoria Tamps., sugieren que la cizalla parcial en la base de la corteza continental o acortamiento cortical global en el norte de México, pudo ser transferido durante la somerización del ángulo de subducción de la placa Farallón, la cual controló la migración de magmatismo de arco hacia adentro del continente durante el Eoceno en Chihuahua, Texas, Coahuila, Zacatecas, Nuevo León e inclusive en Tamaulipas (Chávez Cabello 2005; Zhou et al., 2006).

CONCLUSIONES

La Sierra Madre Oriental es un cinturón de pliegues y cabalgaduras atípico, compuesto por rocas sedimentarias marinas del Jurásico Medio-Cretácico. Los estilos de deformación presentes se agrupan en estilos relacionados a deformación de cobertura y de basamento. El estilo de cobertura ocurre en todo el cinturón y está representado por pliegues relacionados con fallas, cabalgaduras, estructuras dúplex y anticlinales apilados; el estilo de basamento comprende la reactivación tardía y subordinada de fallas de basamento de edad Triásico-Jurásico en el norte y NE de México. El cinturón se formó diacrónicamente del oeste hacia el este entre el Turoniano y el Eoceno Medio, por la acreción de terrenos de origen oceánico y esfuerzos transferidos durante la somerización del ángulo de subducción bajo la placa de Norteamérica en el norte de México.

AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo fue financiado por recursos generados en los proyectos Paicyt clave: CT-315-10, “Análisis estructural del frente tectónico de la Sierra Madre Oriental en el Cañón La Boca, SW de Montemorelos, Nuevo León”, y Conacyt: “Evolución terciaria de cuencas continentales del norte de México: controles tectónicos heredados, pulsos de deformación, magmatismo y registro bioestratigráfico” (clave: 129550, continuación del proyecto: 47071).

* Universidad Autónoma de Nuevo León, FCT. Contacto: gabriel.chavezbl@uanl.edo.mx

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Recibido: 03-10-16

Aceptado: 17-10-16