En este trabajo se presenta una revisi\u00f3n de la evoluci\u00f3n tect\u00f3nica del cintur\u00f3n plegado y cabalgado de la Sierra Madre Oriental y su conexi\u00f3n con los cinturones Sevier y Laramide de la Cordillera de Norteam\u00e9rica. Se describe con detalle la estratigraf\u00eda del noreste de M\u00e9xico, estilos de deformaci\u00f3n, factores que controlan los estilos de deformaci\u00f3n, la edad de inicio y terminaci\u00f3n de la deformaci\u00f3n, as\u00ed como los principales mecanismos que han sido interpretados para su generaci\u00f3n. El cintur\u00f3n de pliegues y cabalgaduras de la Sierra Madre Oriental es inusual; est\u00e1 compuesto por rocas sedimentarias marinas de edad Jur\u00e1sico Medio-Cret\u00e1cico. Los estilos de deformaci\u00f3n 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 cintur\u00f3n y est\u00e1 representada por pliegues relacionados a fallas y cabalgaduras; el segundo estilo consiste en la reactivaci\u00f3n de fallas de basamento y ha sido reconocido en el norte y noreste de M\u00e9xico. Los cinturones de pliegues y cabalgaduras (Sevier-Sierra Madre Oriental) se desarrollaron diacr\u00f3nicamente desde Canad\u00e1 hasta M\u00e9xico, esto ocurri\u00f3 entre el Jur\u00e1sico Tard\u00edo y el Palageno. Por otro lado, la deformaci\u00f3n tambi\u00e9n es diacr\u00f3nica del margen del Pac\u00edfico hacia el interior del continente. Las edades de la deformaci\u00f3n cambian del Turoniano al Eoceno Superior, estando la deformaci\u00f3n controlada por la acreci\u00f3n de terrenos tectonoestratigr\u00e1ficos y por la compresi\u00f3n relacionada con la subducci\u00f3n subhorizontal de la placa Farall\u00f3n debajo del suroeste de Norteam\u00e9rica.<\/p>\n
Palabras clave:<\/strong> Sierra Madre Oriental, Orogenia, sevier, Laramide, fallas, pliegues.<\/p>\n ABSTRACT<\/strong><\/p>\n 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 M\u00e9xico. The fold and thrust belts (Sevier-Sierra Madre Oriental) developed diachronically from Canada to M\u00e9xico, 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.<\/p>\n Keywords:<\/strong> Sierra Madre Oriental, Sevier orogeny, Laramide orogeny, Faults, Folds.<\/p>\n La Sierra Madre Oriental (SMO) es una provincia fisiogr\u00e1fica que representa a la cadena de monta\u00f1as m\u00e1s elevada en el norte y oriente de M\u00e9xico; su longitud alcanza m\u00e1s de 1000 kil\u00f3metros, presenta entre 80 y 200 km de amplitud y un promedio de altura de 2,200 msnm. Este relieve monta\u00f1oso separa una amplia meseta elevada, al oeste, de la Planicie Costera del Golfo de M\u00e9xico, al este. Geogr\u00e1ficamente, en M\u00e9xico se extiende desde Parral, Chihuahua, hasta Zongolica, Veracruz. En sus extremos NO y SE, la SMO est\u00e1 cubierta por derrames volc\u00e1nicos y rocas pirocl\u00e1sticas del Cenozoico de la Sierra Madre Occidental y del Cintur\u00f3n Volc\u00e1nico Transmexicano (Eguiluz et al., 2000), respectivamente, y contin\u00faa m\u00e1s al NO y SE con rasgos enmascarados hacia Chihuahua-USA (King, 1939) y en la Cuenca de Veracruz (Rodr\u00edguez et al., 1997, y Viniegra, 1966; figura 1).<\/p>\n Figura 1. Extensi\u00f3n del cintur\u00f3n cabalgado cordillerano (Sevier), del cintur\u00f3n de pliegues y cabalgaduras mexicano (Sierra Madre Oriental) Estructuralmente, Campa y Coney (1983) denominaron a la SMO como el cintur\u00f3n de pliegues y cabalgaduras mexicano, esto porque su estructura tect\u00f3nica se compone esencialmente de pliegues y fallas inversas. Forma parte de la Cordillera de Norteam\u00e9rica, la cual se extiende desde Alaska, pasa por la parte occidental de Canad\u00e1 y Estados Unidos e incluye a casi todo M\u00e9xico (figura 1). La Cordillera de Norteam\u00e9rica es un relieve monta\u00f1oso desarrollado por al menos cinco orogenias: Antler, Sonoma, Nevadiana, Sevier y Laramide. Las cuales ocurrieron en los \u00faltimos 350 millones de a\u00f1os, producto de la interacci\u00f3n de las placas oce\u00e1nicas Kula y Farall\u00f3n bajo la placa de Norteam\u00e9rica (Dickinson, 2004); las orogenias Sevier (130-50 Ma) y Laramide (80-40 Ma) son las responsables de los pliegues y cabalgaduras m\u00e1s j\u00f3venes de la Cordillera en Canad\u00e1, Estados Unidos y M\u00e9xico.<\/p>\n LITOLOG\u00cdA Y ESTRATIGRAF\u00cdA DE LA SIERRA MADRE ORIENTAL Y SU BASAMENTO<\/strong><\/p>\n La SMO est\u00e1 compuesta principalmente de rocas sedimentarias marinas evapor\u00edticas, cl\u00e1sticas y calc\u00e1reas de edad Jur\u00e1sico Medio al Pale\u00f3geno (Calloviano-Eoceno et al., 1990; Goldhammer et al., 1991; Goldhammer, 1999; Michalzik, 1988).<\/p>\n La secuencia marina cubre a rocas metam\u00f3rficas del Prec\u00e1mbrico y Paleozoico, as\u00ed como a rocas volcanoplut\u00f3nicas de los arcos Permo-Tri\u00e1sico (Torres et al., 1999) y Nazas del Jur\u00e1sico, desarrollados en el oriente y centro de M\u00e9xico; as\u00ed como a rocas cl\u00e1sticas de origen continental del conocido Grupo Huizachal del Tri\u00e1sico-Jur\u00e1sico inferior en el oriente del pa\u00eds (Barbosza Gudi\u00f1o et al., 2010; figura 2).<\/p>\n Figura 2. Tabla estratigr\u00e1fica del NE de M\u00e9xico (Michalzik, 1988).<\/p><\/div>\n El basamento de la SMO y su antepa\u00eds presentan una amplia variaci\u00f3n litol\u00f3gica y de edades. Los afloramientos de rocas m\u00e1s antiguas corresponden a orto y paragneises de edad prec\u00e1mbrica, las cuales afloran en Peregrina, Tamps. (Carrillo Bravo, 1961; Ram\u00edrez, 1978; Ortega Guti\u00e9rrez et al., 1995) y en el n\u00facleo del anticlinorio de Huayacocotla (Carrillo Bravo, 1965). Tambi\u00e9n afloran esquistos de edad preoxfordiana, esparcidos en la regi\u00f3n del transpa\u00eds (Kellum, 1932; King, 1934, y C\u00f3rdova, 1965) y en el propio frente del cintur\u00f3n cerca de Ciudad Victoria, Tamps. (Esquisto\u00a0Granjeno). Por otro lado, a la secuencia marina tambi\u00e9n le subyacen discordantemente sedimentos marinos no metamorfizados del Paleozoico. Finalmente, se han documentado afloramientos de rocas plut\u00f3nicas granodior\u00edticas del Permo-Tri\u00e1sico, generadas en ambiente de arco magm\u00e1tico, producto de la subducci\u00f3n de la placa Farall\u00f3n 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 M\u00e9xico, las cuales han sido cortadas por pozos exploratorios de hidrocarburos realizados por Pemex (Torres et al., 1999).<\/p>\n EVOLUCI\u00d3N PALEOGEOGR\u00c1FICA<\/strong><\/p>\n El paquete sedimentario que compone a la SMO fue depositado durante el desarrollo de una margen pasiva relacionada con la formaci\u00f3n del Golfo de M\u00e9xico. A partir del Tri\u00e1sico Tard\u00edo, en el NE de M\u00e9xico, inici\u00f3 la fragmentaci\u00f3n de la Pangea que condujo a la generaci\u00f3n de fosas y pilares que fueron paulatinamente invadidos por el mar y que controlaron ampliamente las facies sedimentarias marinas a partir del Calloviano, deposit\u00e1ndose primero gruesas secuencias de evaporitas y posteriormente rocas calc\u00e1reoarcillosas, calc\u00e1reas y finalmente cl\u00e1stico-calc\u00e1reas durante la regresi\u00f3n marina regional, controlada por el inicio de las orogenias Sevier-Laramide en el occidente de Estados Unidos y ONO de M\u00e9xico (Padilla y S\u00e1nchez, 1982; Goldhammer et al., 1991; Goldhammer, 1999; Ch\u00e1vez Cabello et al., 2007).<\/p>\n El dep\u00f3sito relacionado al rifting consiste en secuencias continentales de capas rojas y dep\u00f3sitos volc\u00e1nicos del Grupo Huizachal (Mixon et al., 1959; Rubio Cisneros; Lawton, 2011; Barboza Gudi\u00f1o et al., 2010). La sedimentaci\u00f3n marina empez\u00f3 con el dep\u00f3sito de gruesas secuencias de evaporita dentro del Golfo de M\u00e9xico durante el Calloviano \u201cSal Werner-Louann\u201d (Oivanki, 1974), extendi\u00e9ndose hasta el mismo Kimmeridgiano en el noreste de M\u00e9xico (Minas Viejas Olvido; Goldhammer y Johnson, 2001). Durante el Kimmeridgiano y Tithoniano, el dep\u00f3sito de la Formaci\u00f3n La Casita fue generado por un periodo de influjo cl\u00e1stico mayor, su distribuci\u00f3n y espesor var\u00eda geogr\u00e1ficamente en funci\u00f3n de la proximidad con el Bloque de Coahuila (Ocampo D\u00edaz, 2013; Eguiluz, 1990; Fortunato y Ward, 1987). Durante el periodo Berriasiano-Valanginiano inici\u00f3 el dep\u00f3sito de la Formaci\u00f3n Taraises, constituida de caliza y marga de ambiente de plataforma marina abierta, salvo en el \u00e1rea de Galeana, N.L., donde aflora el miembro\u00a0Galeana, compuesto de arenisca de estratos medianos a gruesos de ambiente delt\u00e1ico con sedimentos provenientes de la Isla de Ter\u00e1n (Michalzik, 1988; Ocampo D\u00edaz et al., 2008; Ocampo D\u00edaz et al., 2012).<\/p>\n Durante el Cret\u00e1cico Temprano se desarrollaron extensas plataformas carbonatadas, representadas por la Formaci\u00f3n Cupido (Wilson, 1990; Lehmann et al., 1999) del Barremiano-Aptiano, y la Formaci\u00f3n Aurora del Albiano; cada una comprende una serie de parasecuencias c\u00edclicas de somerizaci\u00f3n separadas por una secuencia transgresiva de lutita de estratificaci\u00f3n delgada de aguas profundas, representada por la Formaci\u00f3n La Pe\u00f1a. La Formaci\u00f3n Cuesta del Cura, de edad Albiano Tard\u00edo al Cenomaniano, consiste de carbonato pel\u00e1gico 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 M\u00e9xico, al parecer relacionadas con un levantamiento regional; lo anterior dio lugar a la depositaci\u00f3n de la secuencia de carbonato de agua profunda con material arcilloso de la Formaci\u00f3n Agua Nueva en la SMO (Padilla y S\u00e1nchez, 1982; Goldhammer, 1999; Eguiluz et al., 2000). Posteriormente, en el Coniaciano-Santoniano, un ligero cambio en las condiciones ocurri\u00f3 y se depositaron carbonatos y lutitas de agua somera de la Formaci\u00f3n San Felipe y sedimentos cl\u00e1sticos producto de levantamiento en el oeste e incremento de actividad tect\u00f3nica, lo que incluy\u00f3 tambi\u00e9n el dep\u00f3sito de capas de ceniza volc\u00e1nica (Velasco Tapia et al., 2008). Finalmente, para el Campaniano-Maastrichtiano, en una etapa sinorog\u00e9nica, se deposit\u00f3 la lutita de la Formaci\u00f3n M\u00e9ndez; los sedimentos provienen de las \u00e1reas continentales de la parte oeste de M\u00e9xico (figura 2).<\/p>\n ESTRUCTURA Y ESTILOS DE DEFORMACI\u00d3N<\/strong><\/p>\n Estructuralmente, la SMO corresponde a un cintur\u00f3n plegado y cabalgado complejo que presenta toda la variedad de pliegues relacionados con fallas como pliegues de despegue, pliegues por propagaci\u00f3n de falla, pliegues por doblez de falla y pliegues h\u00edbridos o combinados entre estos modelos finales(Padilla y S\u00e1nchez 1982; Gray y Johnson 1995; Marrett y Aranda Garc\u00eda 1999; Eguiluz et al., 2000). Adicionalmente, se presentan estructuras de tipo d\u00faplex, anticlinales apilados y hojas cabalgantes que complementan la deformaci\u00f3n m\u00e1s superficial dentro del cintur\u00f3n (Eguiluz et al., 2000). Por otro lado, existen estructuras asociadas a reactivaci\u00f3n de fallas de basamento como pliegues de\u00a0s\u00e1bana (drape folds), pliegues por propagaci\u00f3n de falla de basamento e inclusive hojas cabalgantes del propio basamento (Eguiluz et al., 2000; Ch\u00e1vez Cabello, 2005; Ch\u00e1vez Cabello et al., 2007; Zhou et al., 2006).<\/p>\n Las estructuras descritas permitieron reconocer dos estilos de deformaci\u00f3n contrastantes dentro de la SMO. El m\u00e1s abundante y antiguo corresponde a una deformaci\u00f3n de cobertura \u201cthin skinned \u201d, representada por pliegues relacionados con fallas y cabalgaduras, desarrolladas exclusivamente en la cobertura sedimentaria marina del Jur\u00e1sico Medio-Eoceno, bien representada en el NE de M\u00e9xico en Torre\u00f3n, Coah., Monterrey, N.L., y Ciudad Victoria, Tamps.; estos estilos son pr\u00e1cticamente iguales a los del or\u00f3geno Sevier de USA y Canad\u00e1 (rocky mountains) de edad general Jur\u00e1sico Medio-Cret\u00e1cico Inferior, con la diferencia que la deformaci\u00f3n en M\u00e9xico es del Cret\u00e1cico Tard\u00edo-Eoceno (Gray y Lawton, 2011; Fitz D\u00edaz et al., 2014). Por otro lado, tambi\u00e9n se ha reconocido una deformaci\u00f3n tipo \u201cthick skinned\u201d, m\u00e1s joven, que involucr\u00f3 la reactivaci\u00f3n de fallas de basamento, generadas la mayor\u00eda en el Tri\u00e1sico-Jur\u00e1sico durante la apertura del Golfo de M\u00e9xico o separaci\u00f3n de Norteam\u00e9rica y Sudam\u00e9rica (Ch\u00e1vez Cabello, 2005). Las fallas de basamento reactivadas modifican, en algunos sectores de la SMO, el nivel estructural del despegue basal de la deformaci\u00f3n de cobertura, generando pliegues tipo s\u00e1bana y orientaciones ortogonales de pliegues y fallas de alto \u00e1ngulo como cl\u00e1sicamente ocurren en la provincia Laramide o durante el or\u00f3geno Laramide de USA (Ch\u00e1vez Cabello, 2005; Ch\u00e1vez Cabello et al., 2007). Este estilo de deformaci\u00f3n est\u00e1 presente en la parte central de Coahuila, a lo largo de la traza de la Falla de San Marcos (Ch\u00e1vez 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).<\/p>\n Las estructuras geol\u00f3gicas principales de la SMO presentan un transporte tect\u00f3nico hacia el antepa\u00eds, localizado hacia el oriente y norte, aunque en ocasiones se presentan vergencias opuestas (Padilla y S\u00e1nchez, 1982; Eguiluz et al., 2000; Torres Ramos, 2011). Por otro lado, el rumbo de las estructuras a nivel regional presenta cambios en su direcci\u00f3n; entre Parral, Chih., y Torre\u00f3n, Coah., la orientaci\u00f3n regional es NO-SE y cambia a ONO-ESE entre Torre\u00f3n y Saltillo, Coah., NE-SO entre Saltillo y Monterrey, N.L., y NNO-SSE entre Monterrey y la regi\u00f3n 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 S\u00e1nchez, 1982; Eguiluz et al., 2000). De acuerdo con la geometr\u00eda de las estructuras principales de la cadena plegada se identifican dos\u00a0recesos: Torre\u00f3n y Matehuala, y dos salientes estructurales: Monterrey y Villagr\u00e1n (Eguiluz et al., 2000).<\/p>\n Es importante destacar que los estilos de deformaci\u00f3n de cobertura est\u00e1n presentes dentro de todo el cintur\u00f3n (Eguiluz et al., 2000), mientras que la deformaci\u00f3n que involucra la reactivaci\u00f3n de fallas de basamento, principalmente ha sido reconocida en la parte centro oeste de USA (figura 1), norte y NE de M\u00e9xico 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; Ch\u00e1vez Cabello, 2005; Zhou et al., 2006; Ch\u00e1vez Cabello et al., 2007; Torres Ramos, 2011).<\/p>\n CONTROLES LITOTECT\u00d3NICOS SOBRE LOS ESTILOS ESTRUCTURALES<\/strong><\/p>\n 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-composici\u00f3n de las rocas, b) cambios en el espesor de los sedimentos deformados, c) variaciones en la direcci\u00f3n de acortamiento regional-geometr\u00eda de la cuenca, d) variaciones en el porcentaje de acortamiento tect\u00f3nico, y e) ocurrencia de m\u00e1s de un evento o fase de deformaci\u00f3n (Macedo y Marshak, 1999). Particularmente, dentro de la Sierra Madre Oriental, los estilos estructurales est\u00e1n principalmente controlados por las variaciones importantes de los tipos y espesores de rocas deformadas, as\u00ed como por la existencia o ausencia de rocas evapor\u00edticas en la base (Padilla y S\u00e1nchez, 1982; Eguiluz et al., 2000; Marrett y Aranda Garc\u00eda, 1999; Torres Ramos, 2011); por otro lado, para el desarrollo de la saliente de Monterrey-Villagr\u00e1n y los recesos de Matehuala y Torre\u00f3n, se interpreta que influyeron la existencia de altos de basamentos y las variaciones en la geometr\u00eda de las cuencas locales (Padilla y S\u00e1nchez, 1982; Ch\u00e1vez Cabello et al., 2004). En general, el acortamiento tect\u00f3nico dentro de la SMO no var\u00eda mucho, pasa de un m\u00e1ximo 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 variaci\u00f3n de los estilos de deformaci\u00f3n. Asimismo, las alteraciones que genera la deformaci\u00f3n m\u00e1s joven que involucra la reactivaci\u00f3n de fallas de basamento en la parte norte de la SMO, sobre la deformaci\u00f3n de cobertura m\u00e1s 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\u00a0cuencas de Chihuahua y Sabinas, donde la reactivaci\u00f3n de fallas de basamento es importante vs. la deformaci\u00f3n de cobertura (Padilla y S\u00e1nchez, 1982; Eguiluz et al., 2000; Haenggi, 2002: Ch\u00e1vez Cabello, 2005; Ch\u00e1vez Cabello et al., 2007).<\/p>\n EDAD DE LA DEFORMACI\u00d3N<\/strong><\/p>\n La edad de la deformaci\u00f3n de los cinturones orog\u00e9nicos Sevier y Laramide ha sido bien establecida a trav\u00e9s de m\u00e9todos paleontol\u00f3gicos e isot\u00f3picos. Para USA, se ha determinado que ambos cinturones son diacr\u00f3nicos de norte a sur, de igual forma, parcialmente coexisten en espacio y tiempo. El lapso m\u00e1s aceptado para el desarrollo del cintur\u00f3n Sevier en USA es de 119-50 Ma (Heller y Paola, 1989; DeCelles y Mitra, 1995) y hasta Jur\u00e1sico Tard\u00edo en Canad\u00e1 (Evenchick et al., 2007), mientras que para el cintur\u00f3n Laramide se han propuesto dos edades, \u00e9stas dependiendo del m\u00e9todo de an\u00e1lisis. Mediante la edad de sedimentos sinorog\u00e9nicos se estableci\u00f3 que la deformaci\u00f3n inici\u00f3 sincr\u00f3nicamente a los 75 Ma y culmin\u00f3 diacr\u00f3nicamente entre los 55 y 36 Ma (Dickinson et al., 1988). Con las relaciones entre emplazamiento de magmas versus estructuras deformadas y cuencas sinorog\u00e9nicas, se propuso que la deformaci\u00f3n comprende el periodo entre 80 y 40 Ma (Coney, 1976). Para Canad\u00e1, con las edades de magmatismo y las cuencas sinorog\u00e9nicas, se propone que el cintur\u00f3n Sevier inici\u00f3 desde el propio Jur\u00e1sico Tard\u00edo y se extendi\u00f3 hacia el este durante el Cret\u00e1cico (Evenchick et al., 2007).<\/p>\n Las edades de la deformaci\u00f3n regional en M\u00e9xico no difieren de forma importante si las comparamos con las edades determinadas env Estados Unidos. La deformaci\u00f3n 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 m\u00e9todos paleontol\u00f3gicos en sedimentos sinorog\u00e9nicos dentro de la provincia Laramide (Dickinson et al., 1988). La edad de la deformaci\u00f3n en el Cintur\u00f3n de Pliegues y Cabalgaduras de la Sierra Madre Oriental en el norte y oriente de M\u00e9xico es diacr\u00f3nica de la parte trasera hacia el frente del cintur\u00f3n. Las edades bioestratigr\u00e1ficas de sedimentos cl\u00e1sticos sinorog\u00e9nicos en el transpa\u00eds son Cret\u00e1cico Tard\u00edo (Turoniano Medio-Santoniano) y alcanzan edades Eoceno Temprano-Medio en el frente tect\u00f3nico (De Cserna, 1956; 1970; Humphrey, 1956; Tardy, 1980; Campa, 1985; L\u00f3pez Ramos, 1983; Hern\u00e1ndez J\u00e1uregui, 1997; L\u00f3pez Oliva et al., 1998). En las cuencas de antepa\u00eds de Parras y La Popa, localizadas en el NE de M\u00e9xico, se han determinado\u00a0edades Eoceno Medio en sedimentos sinorog\u00e9nicos 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 cintur\u00f3n plegado de Coahuila, la edad de culminaci\u00f3n de la deformaci\u00f3n regional indica edades entre 44.5 y 39 Ma (Ch\u00e1vez Cabello, 2005).<\/p>\n Una nueva t\u00e9cnica de fechamiento isot\u00f3pico mediante Ar-Ar en illita, aplicada en zonas de salbanda de las cabalgaduras mayores frontales de las monta\u00f1as rocallosas de Canad\u00e1 (Van der Pluijm et al., 2006) y USA (Solum y Van der Pluijm, 2007) y en la SMO de M\u00e9xico, arrojan edades de Maaestrichtiano a Eoceno Tempano (Gray et al., 2001). Esta misma t\u00e9cnica, implementada en zonas de cizalla paralelas a capas en pliegues, prob\u00f3 el diacronismo en una secci\u00f3n transversal de la SMO en la parte central de M\u00e9xico, y arroj\u00f3 edades entre 85 y 45 Ma del oeste hacia el este, respectivamente (Fitz D\u00edaz et al., 2014). Lo anterior permite concluir que dentro de toda la Cordillera de Norteam\u00e9rica ocurri\u00f3 la formaci\u00f3n de monta\u00f1as por lo menos entre el Cret\u00e1cico Tard\u00edo y el Eoceno Medio desde Canad\u00e1 hasta la parte central-sur de M\u00e9xico, incluyendo las monta\u00f1as en Coahuila, Nuevo Le\u00f3n y Tamaulipas.<\/p>\n Es importante destacar que el diacronismo hacia M\u00e9xico, particularmente de la orogenia Sevier, ha generado controversia. En M\u00e9xico, la deformaci\u00f3n de cobertura llega a tener edades tan j\u00f3venes como las de estructuras laram\u00eddicas cl\u00e1sicas del oeste de USA, lo que impuls\u00f3 la propuesta de que en el NE de M\u00e9xico las estructuras estar\u00edan relacionadas a otro evento orog\u00e9nico, nombrado Hidalguense (Guzm\u00e1n y De Cserna, 1963; Gray y Lawton, 2011). Sin embargo, la deformaci\u00f3n 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 M\u00e9xico. Por lo anterior, en este trabajo se sugiere no abandonar el uso de los t\u00e9rminos orogenia Sevier y Laramide, especialmente si se reconocen los estilos de deformaci\u00f3n cl\u00e1sicos relacionados a \u00e9stas orogenias que fueron generados entre el Cret\u00e1cico y el Eoceno en Norteam\u00e9rica.<\/p>\n ORIGEN DE LA DEFORMACI\u00d3N<\/strong><\/p>\n El mecanismo principal que gener\u00f3 la Cordillera de Norteam\u00e9rica es la subducci\u00f3n de las placas oce\u00e1nicas Kula-Farall\u00f3n en los \u00faltimos 350 Ma (Coney, 1976; Dickinson, 2004; DeCelles, 2004). Este fen\u00f3meno ha propiciado variaciones en la extensi\u00f3n de las diferentes\u00a0orogenias reconocidas dentro de la Cordillera por los efectos que genera la colisi\u00f3n local-regional de arcos magm\u00e1ticos, acreci\u00f3n de terrenos tect\u00f3nicos oce\u00e1nicos y las variaciones en el \u00e1ngulo con el cual las placas oce\u00e1nicas se han subducido bajo Norteam\u00e9rica. Particularmente, la orogenia Sevier en Canad\u00e1 y USA ocurri\u00f3 durante una etapa de cierre de cuencas marginales por colisi\u00f3n de terrenos tect\u00f3nicos de origen oce\u00e1nico (es decir, Wrangelia; DeCelles, 2004; Yonky et al., 2014). Esta deformaci\u00f3n se extendi\u00f3 hasta M\u00e9xico con mecanismos id\u00e9nticos (acreci\u00f3n del Terreno Guerrero; Ye, 1997). Por otro lado, la orogenia Laramide ha sido asociada a subducci\u00f3n subhorizontal que gener\u00f3 cizalla en la base de la corteza continental, levantamiento y reactivaci\u00f3n 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 \u00e1ngulo de subducci\u00f3n, que involucr\u00f3 la migraci\u00f3n del magmatismo de arco hacia adentro del continente, se debi\u00f3 a colisi\u00f3n-subducci\u00f3n de una dorsal as\u00edsmica cordillera o cresta oce\u00e1nica, incremento en la velocidad de subducci\u00f3n de la placa oce\u00e1nica y\/o por la subducci\u00f3n de una corteza oce\u00e1nica an\u00f3malamente gruesa y flotante bajo la parte SO de Estados Unidos (Bird 2002; Ye, 1997; Dickinson 2004; DeCelles y Mitra, 1995) y norte de M\u00e9xico entre los 80 y 40 Ma (Ch\u00e1vez Cabello, 2005).<\/p>\n La generaci\u00f3n del cintur\u00f3n plegado y cabalgado de la SMO de M\u00e9xico implic\u00f3 m\u00e1s de un mecanismo para su formaci\u00f3n. En el sur y centro de M\u00e9xico, la relaci\u00f3n entre el tiempo de acreci\u00f3n del Terreno Guerrero y la edad de los primeros pliegues y cabalgaduras del transpa\u00eds de la SMO, sugieren que la acreci\u00f3n del Terreno Guerrero influy\u00f3 de manera importante en la generaci\u00f3n de la deformaci\u00f3n de la cadena plegada (Fitz D\u00edaz et al., 2014). Sin embargo, en el norte y noreste de M\u00e9xico, la cadena plegada se separa claramente del l\u00edmite con el Terreno Guerrero, el diacronismo de la deformaci\u00f3n parece ser distinto, as\u00ed como sus estilos de deformaci\u00f3n si son comparados con los presentes en el sur. La existencia de una gruesa secuencia evapor\u00edtica en la base de la cobertura sedimentaria marina en el NE de M\u00e9xico (Padilla y S\u00e1nchez, 1982), mayor acortamiento en el frente tect\u00f3nico que en el transpa\u00eds (Eguiluz et al., 2000; Ch\u00e1vez Cabello et al., 2011) y la ocurrencia dominante de pliegues de despegue, sugiere que la deformaci\u00f3n debi\u00f3 ser controlada por despegues regionales, potencialmente disparados por: a) basculamiento del basamento y, b) incremento de cargas verticales de sedimentos en la parte del transpa\u00eds, ocasionado por levantamiento en el occidente de M\u00e9xico durante el inicio de la orogenia Laramide (Eguiluz et al., 2000).<\/p>\n Adicionalmente, la inversi\u00f3n de cuencas marinas como Chihuahua y Sabinas, la reactivaci\u00f3n tard\u00eda de fallas de basamento (por ejemplo, Falla San Marcos) en el antepa\u00eds de la SMO, as\u00ed 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 M\u00e9xico, pudo ser transferido durante la somerizaci\u00f3n del \u00e1ngulo de subducci\u00f3n de la placa Farall\u00f3n, la cual control\u00f3 la migraci\u00f3n de magmatismo de arco hacia adentro del continente durante el Eoceno en Chihuahua, Texas, Coahuila, Zacatecas, Nuevo Le\u00f3n e inclusive en Tamaulipas (Ch\u00e1vez Cabello 2005; Zhou et al., 2006).<\/p>\n CONCLUSIONES<\/strong><\/p>\n La Sierra Madre Oriental es un cintur\u00f3n de pliegues y cabalgaduras at\u00edpico, compuesto por rocas sedimentarias marinas del Jur\u00e1sico Medio-Cret\u00e1cico. Los estilos de deformaci\u00f3n presentes se agrupan en estilos relacionados a deformaci\u00f3n de cobertura y de basamento. El estilo de cobertura ocurre en todo el cintur\u00f3n y est\u00e1 representado por pliegues relacionados con fallas, cabalgaduras, estructuras d\u00faplex y anticlinales apilados; el estilo de basamento comprende la reactivaci\u00f3n tard\u00eda y subordinada de fallas de basamento de edad Tri\u00e1sico-Jur\u00e1sico en el norte y NE de M\u00e9xico. El cintur\u00f3n se form\u00f3 diacr\u00f3nicamente del oeste hacia el este entre el Turoniano y el Eoceno Medio, por la acreci\u00f3n de terrenos de origen oce\u00e1nico y esfuerzos transferidos durante la somerizaci\u00f3n del \u00e1ngulo de subducci\u00f3n bajo la placa de Norteam\u00e9rica en el norte de M\u00e9xico.<\/p>\n AGRADECIMIENTOS<\/strong><\/p>\n El presente trabajo fue financiado por recursos generados en los proyectos Paicyt clave: CT-315-10, \u201cAn\u00e1lisis estructural del frente tect\u00f3nico de la Sierra Madre Oriental en el Ca\u00f1\u00f3n La Boca, SW de Montemorelos, Nuevo Le\u00f3n\u201d, y Conacyt: \u201cEvoluci\u00f3n terciaria de cuencas continentales del norte de M\u00e9xico: controles tect\u00f3nicos heredados, pulsos de deformaci\u00f3n, magmatismo y registro bioestratigr\u00e1fico\u201d (clave: 129550, continuaci\u00f3n del proyecto: 47071).<\/p>\n * Universidad Aut\u00f3noma de Nuevo Le\u00f3n, FCT. Contacto: gabriel.chavezbl@uanl.edo.mx<\/p>\n REFERENCIAS<\/strong><\/p>\n Barboza Gudi\u00f1o, J.R.; et al. (2010). Late Triassic stratigraphy and facies from northeastern M\u00e9xico: Tectonic setting and provenance. Geosphere, October 2010, v. 6; No. 5, pp. 621-640.<\/p>\n Bird, P. (2002). Stress direction history of the western United States and M\u00e9xico since 85 Ma. Tectonics, v. 21, n. 3. pp. 5-1, 5-12.<\/p>\n Campa, U.M.F. (1985). The Mexican Thrust Belt. Tectonostratigraphic terranes of the Circum-Pacific region. Howell, D. G. ed. Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resources, Houston, Texas. Earth Sciences Series, n. 1, pp. 299-313.<\/p>\n Campa, U.M.F.; Coney, P.J. (1983). Tectono-stratigraphic terranes and mineral resource distribution in M\u00e9xico. Canadian Journal of Earth Sciences, v. 20, pp. 1040-1051.<\/p>\n Carrillo Bravo, B.J. (1961). Geolog\u00eda del anticlinorio Huizachal-Peregrina al NW de Ciudad Victoria, Tamaulipas. 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y la provincia Laramide dentro de la Cordillera de Norteam\u00e9rica (Ch: Chihuahua, D: Durango y M: Monterrey; figura integrada de diferentes trabajos; DeCelles, 2004; Fitz D\u00edaz et al., 2011; Bryan et al., 2013; Ferrari et al., 2012).<\/p><\/div>\n![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/06\/fig_2_tabla_estratigrafica_ne.jpg\")