GEOLOGIA CENOZOICA ÜEL NOROESTE ÜE SONORA INCLUYENDO A SU MAR PATRIMONIAL

Alfredo E. Guzman *

R E S U M E N

La geología cenozoica del noroeste de Sonora, incluyendo a su mar patrimonial, se esta­

blece a partir de la interpolación de datos geológicos entre el suroeste del Estado de Ari­

zona, E.U.A., suroeste del Estado de California E.U.A. y costa del Estado de Sonora, ya

que para gran parte del Terciario esta región se encontraba intermedia entre las otras tres

áreas.

El área se caracteriza por un desarrollo tectónico típico de una franja de convergen­

cia entre placas litosféricas, mismo que a partir del Oligoceno cambió a una interacción

prácticamente tangencial entre las placas, dando como resultado la deriva de la Península

de Baja California hacia el noroccidente, así como el depósito de una secuencia estrati-

gráfica caracterizada por rocas continentales asociadas en su parte media y superior con

importantes paquetes de rocas volcánicas y vulcanoclásticas, que sobreyacen discordan­

temente a un basamento de granitos y rocas metasedimentarias y que subyacen también

con discordancia a una secuencia siliciclástica predominantemente marina, que hacia su

cima se hace de facies más someras, llegándose a convertir en depósitos continentales.

Esta última secuencia de rocas sedimentarias tiene excelentes posibilidades de haber

generado y entrampado hidrocarburos.

A B S T R A C T

The Cenozoic geology of nortwest Sonora includig it 's continental shelf is tablished

from the interpolation of geologic data from southwestern Arizona, southwestern Cali­

fornia and the Sonoran Coast, since this region was located intermediate within the three

others for most of the Tertiary.

The tectonic development is typical of a convergence belt between lithospheric

plates which changed in the Oligocène to a tangential interaction which resulted in the

northwestward drift of the Baja California Peninsula and in the deposit of a stratigraphie

sequence, represented by continental rocks associated in their middle and upper part with

Superintendencia. General de Distritos de Explora­ción, Zona Noreste, Petróleos Mexicanos.

B O L . A S O C . MKX. G l i O L . PCTR.

thick volcanic and volcanoclastic rocks, which cover uncorformably a granitic and meta-sedimentary basement and which underly also unconformably a mostly marine siliciclas-tic sequence, which grades upwards to shallower and continental facies.

This latter sedimentary sequence has excelent possibilities of having generated and trapped oil.

INTRODUCCIÓN

Actualmente Petróleos Mexicanos está ini­ciando la exploración de la región norocci-dental del Estado de Sonora, incluyendo a su plataforma continental localizada en el extremo septentrional del Golfo de Cor­tés. En dos trabajos anteriores (Guzman, 1978; 1980) se delinearon las posibilida­des petroleras en el Estado de Sonora; con el presente estudio se pretende apor­tar a los conocimientos tectónicos que se tienen de esta región y así ayudar en las evaluaciones e interpretaciones geológicas y geofísicas que se tengan que hacer al empezarse a obtener información del sub­suelo. La Fig. 1 muestra la localización del área a la que se refiere el presente es­tudio.

A pesar de que es poco lo que se co­noce de la geología cenozoica del nor­oeste del Estado de Sonora incluyéndose a su mar patrimonial, se pueden alcanzar algunas conclusiones con base en interpo­laciones entre la geología del suroeste del Estado de Arizona, E.U.A., la geología del suroeste del Estado de California, E.U.A. y la geología de la costa del Estado de Sonora a la altura de la Isla del Tiburón, ya que para gran parte del Terciario, la región comprendida en el presente estudio se encontraba intermedia entre estas loca­lidades (Fig. 2 y Tabla I).

Este trabajo se elaboró durante la comisión del suscrito por parte de Petró­leos Mexicanos a la Universidad de Sono­ra.

PROVINCIAS GEOLÓGICAS Si analizamos transversalmente desde

el Océano Pacífico hacia el suroccidente de Arizona, podemos distinguir cuatro provincias geológicas bastante bien defi­nidas;

1) La Cuenca Marginal Continental ("Continental Borderland") que a pesar de encontrarse bajo aguas del Océano Pa­cífico, se caracteriza por estar constituida de corteza continental complejamente de­formada y fallada, formando fosas y blo­ques levantados.

2) El Sur de California que se carac­teriza por una compleja geología de anti­gua margen de subducción de tipo cor­dillerano, sobre la cual en el Terciario se sobrepone un sistema de cizallamientos laterales ("Wrench Fault Tectonics") lo que ha dado lugar a la formación de cuen­cas у sierras a la manera descrita рог CrowelI(1974).

3) La región que cubre el presente estudio, corresponde a una provincia geo­lógica de interacción entre dos placas li­tosféricas y hasta cierto punto es transi-cional entre la provincia del Sur de Cali­fornia y la provincia más al oriente.

4) Esta última provincia geológica es la conocida como de Cuencas y Sierras ("Basin and Range") y se caracteriza por bloques altos alineados y separados por amplios y profundos bolsones. Fisiográ-ficamente la regió i enmarcada en la Fig. 1 se encuentra comprendida dentro de la provincia denominada Fosa del Golfo de

3 3 ° —

3 / ° -

2 9° -

K M

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Fig. 1. Plano de localización.

FUENTES:

DICKINSON. 1979, FIG. 6

NASON ET AL., 1979-, FIG. 4

MOORE, 1973- FIG. 4 (MODIF)

GUZMAN, 1980; FIG. 10

KM.

o w o r

Fig. 2. Relación entre el NW de Sonora, el SW de Arizona, EUA y el SW de California, EUA hasta hace 10 M.A.

V O L . X X X I I I , N U M . I , 1 9 8 1 .

CO SUROESTE DE ARIZONA

@ ISLA TIBURÓN Y COSTA

DE SONORA

® OESTE DEL VALLE

IMPERIAL CALIFORNIA

LAGO SALTÓN

Tabla 1. Correlación litoestratigráfica.

B O L . A S O C . Ml iX. G L O L . I>LTR.

California (Allison, 1964 p. 6) o Fosa de Saltón (Mattick et al, 1973 p. 2) abarcan­do hacia el oriente al extremo occidental de la provincia del Desierto de Sonora (Allison, op. cit. ) misma que es la prolon­gación suroccidental de la provincia de "Basin and Range" del suroccidente de los E.U.A.

Hacia el occidente la provincia de la Fosa del Golfo de California está limitada por la provincia de las Sierras Peninsula­res (Allison, op. cit. ).

ESTRATIGRAFÍA

La estratigrafía cenozoica del extre­mo noroccidental del Estado de Sonora, incluyendo a la parte de su plataforma continental que se encuentra al oriente del sistema tectónico de fallas de transforma­ción y de centros de creación de nueva corteza que separa a las placas del Pacífico y de Norteamérica (Fig. 4) se puede deli­near como sigue (Tabla 1):

Las rocas cenozoicas más antiguas están constituidas por pintones graníti­cos, que se emplazaron durante las pri­meras pulsaciones del plutonismo laramí-dico, entre los 70 y 60 millones de años antes del presente (en adelante m.a.). Estas rocas intruyen a rocas precámbricas, paleozoicas y mesozoicas tanto ígneas como metasedimentarias que han sido descritas por Cooper y Arellano (1946), Sumner (1972), Eells (1972), Gastil et al. (1979), Gastil y Krumenacher (1977), Merriam y Eells ( 1978), Anderson y Silver (1978) y algunos más.

Al terminar en esta área los emplaza­mientos graníticos se inicia, entre los 60 y 50 m.a., un período de quietud durante el cual todas las rocas preexistentes son denudaiias. dando lugar localmente a po­tentes depósitos de sedimentos continen­

tales, que se caracterizan por ser arenas arcósicas de grano grueso y fanglomerados con abundantes minerales oxidados. La distribución de estas rocas no es uniforme, siendo depósitos potentes en algunos depocentros y estando ausentes en otras zonas. Esto se debe a que estas rocas se depositaron en ambientes de abanicos alu­viales, valles fluviales y lagos, por lo que pueden llegarse a presentar calizas con estructuras de algas.

Un ejemplo de depósitos potentes (mas de cientos de metros) es reportado en el suroeste de Arizona, por Eberly y Stanley (1978), en la formación Locomo­tive del Eoceno—Oligoceno (53 a 31 m.a.).

En la región de la Isla Tiburón y la costa de Sonora adyacente, Gastil y Kru­menacher (1977, p. 193) describen rocas más antiguas a los 22 m.a. (Unidad Tj ) constituidas de rocas volcánicas de com­posición riolítica a andesítica, intercala­das con capas de sedimentos clásticos y en algunas localidades con calizas y pe­dernal, todas de origen no marino.

En la Fosa de Saltón y áreas aleda­ñas, estas rocas están ausentes (Woodard, 1974, p. 522; Sylvester y Smith, 1976 p. 2085).

Sobreyaciendo a los sedimentos con­tinentales o a las rocas graníticas y meta-mórficas se depositó ampliamente una potente secuencia de tobas, brechas y derrames andesíticos y riolíticos que localmente presentan areniscas, areniscas conglomeráticas y fanglomerados, así co­mo depósitos lacustres con calizas bióge-nas (Eberly y Stanley, 1978; Gastil y Krumenacher, 1977). Dentro de estas secuencias se llegan a presentar discor­dancias internas.

La edad de este evento magmàtico según Eberly y Stanley (1978, p. 8), varía entre el Oligoceno y el Mioceno temprano

V O L . X X X I I I , N U M . 1, 1 9 8 1 .

(31 a 17 m.a.) pero fue hace 28 m.a. cuando alcanzó su máxima intensidad (Damon y Mauger, 1966 in Gastil y Kru­menacher, 1977, p. 194). Damon (1964 Tn Eberly y Stanley, 1978, p. 5) denomina a este período de levantamiento y vulca­nismo como la "Orogenia del Terciario Medio". Este evento es correlacionable con la Formación Salada de la parte sur de la Península de Baja California que McFall (1968 in Gastil y Krumenacher, 1977, p. 194) fechó como de 28.1 i .9 m.a. dato que modifica la edad de Plioce­ne Medio a Superior que Pantoja (1966 in Lozano, 1975, p. 223) le asigna. Así mis­mo este evento se correlaciona con algu­nos estratos de la Sierra Madre Occidental en Sinaloa y Durango que McDowell (1975 in Gastil y Krumenacher, 1977, p. 194) fechó entre los 32 y 23 m.a. Esta unidad está ampliamente distribuida en el suroccidente del Estado de Arizona (Eber­ly y Stanley, 1978, p. 8) donde modificó mucha de la topografía preexistente pues se plegaron, fallaron, intrusionaron y ero­sionaron los sedimentos continentales del Eoceno—Oligoceno.

Hacia el sur estas rocas se observan en la Isla Tiburón y costa occidente de Sonora donde Gastil y Krumenacher (1977, p. 194) la denominan Unidad T2.

En la región del Valle Imperial de California este evento no parece estar do­cumentado (Woodard, 1974, Sylvester y Smith, 1976, p. 2085).

Al disminuir la intensidad de este vulcanismo, en el Mioceno medio, tiene lugar hacia Arizona (Eberly y Stanley, 1978, p. 9) el depósito de sedimentos con­tinentales consistentes de arenas color ca­fé pobremente litificadas, fanglomerados con abundantes clastos volcánicos y tobas sedimentarias (Formación Daniels). Rocas de esta misma edad están representadas

al sur de la Isla Tiburón y en algunos aflo­ramientos cercanos a Puerto Libertad de la costa de Sonora, por una secuencia con-glomerática rojiza identificada por Gastil y Krumenacher (1977, p. 194) quienes la denominan unidad T 3 . Estos autores re­portan que en el extremo suroccidental de la Isla Tiburón por lo menos 1,000 metros del conglomerado es fosilífero de origen marino lo que indica que para el Mioceno medio—tardío ya existían zonas parcial­mente inundadas por aguas marinas por lo menos hasta la altura de la Isla Tiburón. No se sabe de evidencias de esta inunda­ción más hacia el norte.

En la región occidental del Valle Im­perial, California, este tiempo está repre­sentado por una unidad de fanglomerados graníticos y areniscas arcósicas que cons­tituyen a la Formación Anza, definida por Woodard (1974, p. 522). Dentro de esta formación, Downs y Merriam (1972 in Gastil et ai.. 1979, p. 839) obtuvieron un valor de 20 i 2 m.a., en un bloque de an-desita, lo que le marca un límite de edad inferior.

Hacia la cima de las localidades ante­riormente descritas (Tabla I) se presenta una unidad volcánica constituida predo­minantemente de dacitas, andesitas y rio-litas aunque en algunas áreas aledañas pre­dominan los basaltos.

En el extremo suroccidental de Ari­zona estas rocas reciben el nombre de An-desita Batamote y han sido fechadas entre los 15 y 10 m.a. (Eberiy y Stanley, 1978, p. 9); en la región de la Isla Tiburón y Costa de Sonora Gastil y Krumenacher (1977, p. 194) las asignan a la unidad T4 y les reportan una edad entre los 12 y 10 m.a., mientras que en la región occidental del Valle Imperial, una unidad correlacio­nable, la Andesita Alverson ha sido fecha­da entre los 13 m.a. (Sylvester y Smith,

HOI . . A S O C . Mi;x. G i : oL . I ' E T R .

l')7fi. p. 2085) y los 16 m.a. (Gastil et al.. 1979, Tabla 1; Eberly y Stanley, 1978, p. 18). Diblee (1954 in Woodard; 1974, p. 523) se refiere a estas rocas anterior­mente llamadas Formación Alverson Ca­nyon como Andesita Alverson. Posterior­mente Woodard (1974, p. 523) redefinió la unidad, asignando las capas de material clástico a la Formación Anza y denotando que la andesita es sólo una litofacies de la misma formación.

Durham y Allison (1964, in Lozano, 1975, p. 218) correlacionan a la Andesita Alverson con la Formación Comondú de la Península de Baja California y Gastil y Krumenacher (1977) hacen ver que ro­cas equivalentes a estas extrusivas son co­munes a lo largo de toda la Península de Baja California.

Limitando en su cima a todas las uni­dades anteriormente descritas hay una marcada discordancia angular causada por un período de deformación y fallamiento en bloques, de extensión regional que Eberly y Stanley (1978, p. 26) sitúan en­tre los 13 y 10 m.a., mientras que Gastil et al. (1979, p. 856) lo sitúan alrededor de hace 10 m.a. Es posible que en algunas localidades esta discordancia represente un hiatus considerable (Faull, 1980).

Encima de la superficie de discor­dancia, se deposita en la región una se­cuencia marina que en el extremo sep­tentrional del protogolfo (Moore, 1973, p. 1895) se inicia con el depòsito de rocas continentales con evaporitas asociadas lo­calmente (miembros inferiores de la For­mación Split Mountain de la región del Valle imperiai, California, Tabla 1). El depòsito de evaporitas es mucho más ex­tenso en fosas formadas al noreste en el Estado de Arizona, donde no alcanzó a llegar la inundación marina (Eberly y Stanley. 1976).

Con la excepción de los afloramien­tos de las Formaciones Split Mountain e Imperial en la región del Valle Imperial, California, todas las rocas de esta edad se conocen sólo por información del sub­suelo.

En la región de Yuma del extremo suroccidental del Estado de Arizona, en el pozo Exxon Yuma—Federal No. 1, Eberly y Stanley (1978, p. 15) reportan una sec­ción de sedimentos marinos de 488 me­tros de espesor constituidos de lodolitas color gris, verde y rosado claro con abun­dantes foraminíferos, fragmentos de pele-cípodos y equinodermos. La parte inferior presenta estratos de arenisca de grano fino color gris claro, tobácea. En los 40 metros básales presenta una arenisca de grano me­dio a grueso conglomerática Entre la fau­na identificada estos autores reportan 5 o livina sp., Cibicides sp., Nonion sp., así co­mo especies de Di'ir^ Spimplectami-na. Gyroidina, Planulina, y ejemplares po­bremente preservados de Globigerina y Sphaeroidinella en los 10 metros básales. En el pozo Colorado Basin Associates Inc. Federal No. 1, situado 10 Km al noreste del pozo antes mencionado, estos mismos autores reportan una unidad similar con un espesor de 826 metros, pero no reco­nocen la fauna arriba descrita. Faull (1980) reporta a siguiente fauna para este intervalo en este pozo: Hanzawaia nitidu-la, Nonionella basispinata, N. stella, Boli-vina acuminata, Cancispanamensis, Cibici­des moiiannai, Epistominella cf. sandiego-ensis y afirma que las tres primeras espe­cies son de un ambiente nerítico interno. Hacia la base reporta Valvulineria inae-qualis y Bolivina plicata.

A esta unidad Eberly y Stanley (1978, p. 16) le asignan una edad del Mio­ceno tardío (Entre 10 y 7 m.a.) basados en sus relaciones estratigráficas y estruc-

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V O L . X . X X I H . N I : M . I , 1 9 8 1 .

turales. La identificación de Spliaeroidine-Ua (si es que pertenece a la especie S. dehiscens; ver comentario más adelante) situaría a la base de esta unidad en el Plio-ceno temprano, sin embargo no se consi­dera que éste sea el caso, ya que en la base de la sobreyaciente Formación Bou­se, Damon (1972, in Eberly y Stanley, 1978, p. 17) reporta una edad de 5.4 m.a. para una toba, lo que sitúa a toda esta secuencia marina en el Mioceno tar­dío. Hacia la costa de Sonora, en pozos perforados por la Secretaría de Recursos Hidráulicos, se identificaron 570 metros en el pozo PHB 17 al occidente de la Ciu­dad de Hermosillo, 360 metros en el pozo PCB 4 del área de Caborca y 160 metros en el pozo PGB 15 del área de Guaymas (Lozano, 1975, plano paleogeográfico del Mioceno), de sedimentos marinos, a los que Gómez (1971) les ha asignado una edad del Mioceno temprano a medio; sin embargo Gastil et al. (1979, p. 846) ha­cen ver que como estos sedimentos no se encuentran aflorando, es probable que se hayan depositado posteriormente a la de­formación que dio lugar a la discordancia antes mencionada (menos de 10-9 m.a.), por lo que no pueden ser más antiguos que el Mioceno tardío. Estos mismos au­tores reportan que Ingle (1973, en comu­nicación personal) ha revaluado la fauna reportada por Gómez (1971) y considera que toda pueda ser de edad Mioceno tar­dío.

En la región del Valle Imperial, Cali­fornia, éstas rocas están representadas por la ya mencionada Formación Split Moun­tain, la que fue redefinida por Woodard (1974, p. 524) quien la divide en cuatro miembros (Tabla I):

a) un fanglom erado basal al que le sobreyace,

b) una secuencia evaporítica deno­

minada miembro Fish Creek,

c) una arenisca de grano medio, bien estratificada de origen marino, sobre la que descansa,

d) un fanglomerado masivo. Woo­dard (1974, fig. 2) asigna a esta formación una edad del Mioceno tardío. Gastil et al. (1979, p. 840) hacen la ob.servación de que "las Formaciones Split Mountain e Imperial, incluyendo las capas especta­culares de yeso y de megabrechas, indi­can la primera aparición del mar en el Mioceno tardío o Pliocene temprano". Sin embargo Faull (1980 y en comunica­ción personal abril, 1980) considera que la Formación Split Mountain es de edad Pliocene temprano y cita el reporte de Gastil et al. (1979, p. 839) quienes en­viaron para su análisis en los laborato­rios de la Mobil Oil Co., muestras de una lutita incluida dentro de la formación, habiendo detenido la opinión de que su edad es probablemente pliocènica.

Entre 7 y 4 m.a., tiene lugar, en el área de la Isla Tiburón y costa de Sonora, un período de vulcanismo de composición basáltica, riolítica y andesítica, que Gas-til y Krumenacher (1977, p. 194) deno­minan unidad T5 . Eberly y Stanley ( 1978, p. 28) hacen mención que hay un incre­mento en la actividad volcánica del sur­oeste del Estado de Arizona entre los 6 y 3 m.a. pero no la reportan para el área de Yuma en el extremo más suroccidental del estado.

Al iniciarse el Pliocene hace 5 m.a., la sedimentación marina era franca, depo­sitándose en la región del Valle del Ri'o Colorado en el extremo suroccidental de Arizona, una secuencia que Eberly y Stan­ley (1978, p. 16) asignan a la Formación Bouse y que describen como una secuen­cia que en su base presenta una caliza a veces tobácea, color crema a la que so­

l í

B O L . A S O C . M L X . G i ; O L . P L T R .

breyacen lodolitas color verde olivo a gris. La unidad presenta cantidades menores de limolita, arena y grava. En el pozo Exxon Yuma—Federal No. 1 esta unidad presentó 661 metros de lodolitas fosilífe-ras color gris claro, conteniendo ocasiona­les capas delgadas de arenisca de grano fino color gris claro, con cantidad varia­ble de material tobáceo. Presenta ocasio­nales foraminíferos, ostrácodos, carofitas y moluscos, más comunmente hacia la cima. Como se había mencionado ante­riormente Damon (1972 in Eberly y Stanley, 1978, p. 17) reporta una edad de 5.4 m.a. para una capa de toba dentro de la caliza basal de esta formación.

Según Eberly y Stanley (1978, p. 16) la Formación Bouse descansa con li­gera discordancia angular sobre los sedi­mentos de la unidad marina del Mioceno tardío.

Faull (1980 en comunicación perso­nal de abril, 1980) considera que el depó­sito fue continuo y que la angularidad entre ambas unidades, que es claramente identificable en secciones sísmicas, se debe a cambios de echado deposicional entre ambas unidades y no a la existencia de una discordancia.

En la región de la costa del Estado de Sonora no se tiene suficiente informa­ción para poder evaluar la existencia de esta unidad, pero las rocas presentes en algunos de los pozos reportados por Lo­zano (1975, plano paleogràfico del Mio­ceno), bien pueden incluir a equivalentes de las unidades presentes al norte.

En la región del Valle Imperial, Ca­lifornia, esta edad está representada por rocas de la Formación Imperial consti­tuida por tres miembros (Woodard, 1974, p. 524):

a) El inferior es una arenisca fosilí-fera masiva de 60 metros de espesor.

b) El intermedio es una intercala­ción de lutitas limolíticas y de arenita de cuarzo de grano fino de 750 metros de espesor.

c) El superior es una alternancia he­terogénea de limolitas y areniscas, que llegan a presentar calizas biostromales masivas y areniscas calcáreas, teniendo este miembro 390 metros de espesor. La edad de las Formaciones Bouse e Impe­rial se considera del Plioceno y Smith (1970, p. 1417) у Lucchitta (1972 in Eberly у Stanley, 1978, p. 18) proveen evidencias de que las dos formaciones se depositaron en la misma cuenca como una sola unidad y de que sus diferencias se deben solamente a que la Formación Imperial representa una facies de depó­sito más profunda que la Formación Bouse que en general es nr» depósito más somero. Smith (1970) hace ver que la distribución actual se debe a цие las lo­calidades de ambas formaciones están separadas por el sistema de fallas de trans­formación de San Andrés. Moore (1973, p. 1897) apoya esta afirmación y consi­dera que el desplazamiento ocurrido en­tre ambas formaciones es del orden de 170 Km.

Faull (1980) afirma que la transi­ción entre las rocas sedimentarias mari­nas depositadas en medios neríticos a batiales, anteriormente a la apertura del Golfo de Cortés (hace más de 4 m.a.) y las rocas depositadas posteriormente a la apertura del Golfo, en medios ambientes más neríticos a litorales, influenciados fuertemente por los materiales aportados a la cuenca por el antiguo río Colorado (y su afluente el río Gila) es reconocible por un cambio abrupto en el porcentaje de testas de foraminíferos planctónicos, así como en el número de especies y en el

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V O L . X X X I I I , N U M . 1, 1 9 8 1 .

número total de foraminíferos (no aclara en que dirección tienen lugar estos cam­bios). Además dice que este cambio es identificable por la presencia del forami-nífero planctónico Sphaeroidinella dehis­cens y/o S. subdehiscens que afirma que tiene un alcance entre los S y 3 m.a. (Zo­na N19 de Ingle, 1974).

El único problema que presenta esta identificación con base en S. dehiscens es que este organismo presenta un segun­do alcance (N21) situado en el límite en­tre el Plioceno y el Pleistoceno (Wicander, 1970, fig. 7; Ingle, 1979, fig. 10). Smith (1970, p. 1415) dice que S. dehiscens es considerada una especie post—miocènica que indica el contacto entre el Mioceno y el Plioceno.

Faull (1980) en la Formación Impe­rial de California sitúa esta biozona hacia la base del miembro medio, aproximada­mente 200 metros arriba de la base de la formación y para el área de Yuma pro­pone que la cima de esta biozona marque el contacto entre la Formación Bouse y los sedimentos marinos más antiguos, lo que restringiría a la Formación Bouse a los sedimentos de edad menor a los 3 m.a. Esto difiere del criterio establecido de que la Formación Bouse es de 5 m.a. de edad en su base (Smith, 1970; Mattick et. al, 1973; Eberly y Stanley, 1978; y otros autores).

Mattick et al (1973, lam. 4) sitúan una zona de transición de 300 metros aproximadamente de espesor, entre las capas de la Formación Bouse y los depó­sitos de los ríos Gila y Colorado, a apro­ximadamente 340 metros arriba de la base de la Formación Bouse, para el área de Yuma, Arizona.

Hacia finales del Plioceno, e inclu­yendo al Pleistoceno y Reciente, termi­na en la región del Valle Imperial de Ca­

lifornia y del suroccidente de Arizona la sedimentación marina, iniciándose un pe­ríodo de sedimentación continental donde predominan los depósitos de tipo fluvial proveídos por los ríos Gila y Colorado. Estos depósitos llegan a exceder los 3,000 metros de espesor y en algunos lugares gradúan lateralmente a potentes fanglo­merados graníticos aportados por las Sierras Peninsulares. Estos depósitos están representados por las Formaciones Palm Spring y Conglomerado Canebrake hacia la región del Valle Imperial de California (Woodard 1974, p. 524) y por gravas de los ríos Colorado y Gila y aluvión de la región suroccidental de Arizona (Eberly y Stanley 1978, Fig. 2). Faull (1980) considera que los depósitos fluviales del río Colorado del área de Yuma, son corre-lacionables con la Formación Palm Spring y que los depósitos aluviales correspon­den a la Formación Canebrake.

MARCO TECTÓNICO REGIONAL

El regimen tectónico actual difiere de los marcos tectónicos en el pasado, mismos que son discutidos en la sección sobre historia geológica.

En el presente, la región aquí des­crita está comprendida dentro de un mar­co tectónico bastante complejo, ya que constituye la margen de la placa de Nor­teamérica en su zona de interacción con la margen de la placa del Pacífico (At-water, 1970). Esta interacción (Fig. 4) es un movimiento prácticamente tangen­cial entre una placa y la otra, a lo largo de un sistema de fallas de transformación en echelon, las que en algunos lugares están conectadas por zonas de divergen­cia (Vine, 1966 in Moore, 1973, p. 1885) formando fosas por estiramiento ("pull apart basins") las que en algunos sitios llegan a estar subyacidas por lavas basál-

13

MIOCENO PLIOCENO

F U ENTES ••

LOZANO, 1975

GUZMAN, 1978

COLE Y ARMENTOUT, 1979

50

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KM

Fig. 3. Planos paleogeográficos.

Í'UENTES

lOMNITZ ET AL

SAVAGE ET AL

SUMMER, 1972

ELDERS ET AL HENYEY Y BISCHOFF,

MOORE, 1973

PLACA DE NORTEAMÉRICA

PLACA DE NORTEAMÉRICA

KM

Fig. 4. Posible posición de las zonas de creación de nueva corteza (menos de 4 M.A.).

B O L . A S O C . M i : X . G K O L . P I T R .

ticas (nueva corteza) formando verdade­ros rombocasmos (Crowell, 1974, p. 194). En el extremo norte del Golfo de Cortés (Fig. 4) estos rombocasmos están cubier­tos por potentes acumulaciones de sedi­mentos que han sido aportados por el Río Colorado, por lo que su verdadera naturaleza a veces se enmascara. Moore (1973, p. 1902) postula que estos sedi­mentos se mezclan con los basaltos que se están emplazando, resultando en una cor­teza que no es ni oceanica ni continental, proceso que denominó "compensación clástica" y que es característico de zonas de gran aporte sedimentario. Phillips (1974) determina este tipo de corteza como intermedia.

Es muy importante hacer notar que la separación de la Península de Baja Cali­fornia del resto del Continental Norte­americano se inició hace sólo 4 m.a. (Moo­re y Buffington, 1968; Larson et al., 1968; Larson, 1972) por lo que cualquier pa­quete sedimentario depositado sobre rom­bocasmos debe tener una edad de 4 m.a. ó menos. Esto restringe la existencia de rocas más antiguas a los 3 ó 4 m.a. a las áreas donde la corteza continental ya exis­tía. Esto es especialmente relevante en la prospección de hidrocarburos, ya que se considera que las rocas con máxima capa­cidad de generación son aquellas deposi­tadas en un ambiente netamente oceánico o sea antes de los 3-4 m.a., mientras que las rocas depositadas a partir de este tiempo (ver sección sobre estratigrafía) son prácticamente continentales, deposi­tadas bajo una fuerte influencia fluvial. Esto en sí no precluiría la posibilidad de encontrar hidrocarburos (sobre todo gas seco) ya que la materia orgánica de origen terrestre puede ser generadora tanto de metamo como de crudos de base asfáltica (Barker, 1979); sin embargo los regíme­nes termales no parecen ser favorables.

ya que a las rocas depositadas sobre cor­teza continental les hace falta calor y a las rocas depositadas sobre una nueva corteza les sobra. Este es el caso de la Fosa de Saltón donde a pesar de haberse explorado intensamente no se han encon­trado hidrocarburos.

En la Fig. 4 se muestra donde están presentes las dorsales que unen a las prin­cipales fallas de transformación. Por estar enmascaradas bajo potentes secuencias se­dimentarias y por el proceso mencionado de compensación clástica, es difícil pre­cisar con plena seguridad la posición de estos rombocasmos, por esto la Fig. 4 muestra posiciones alternativas para todas ellas, excepto para la más meridional de­nominada Fosa de Delfín, ya que Henyey y Bischoff (1973) la identifican plenamen­te como dorsal. El resto de los centros de creación de nueva corteza están localiza­dos con base en los estudios de Lomnitz et ai, (1970), Summer (1972), Elders et al, (1972), Moore (1973) y Savage etal, (1979).

Este ambiente tectónico de margen de placas litosféricas limitadas por fallas de transformación unidas por pequeñas zonas de divergencia, da lugar a que exis­tan ambientes estructurales tanto de com­prensión como de extensión.

En las rocas que se encuentran a ambos lados de las fallas de transforma­ción, está teniendo lugar deformación a la manera propuesta por Sylvester y Smith ( 1976), Crowell ( 1974) y Harding ( 1976). Este tipo de deformación es observable a los lados y sobre la falla de San Jacinto en la desembocadura del Río Colorado y está llevándose a cabo en la actualidad (Colletta y Ortlieb, inédito). La deforma­ción de este tipo es de esencial importan­cia en la formación de posibles trampas estructurales para la acumulación de hi-

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V O L . X X X I I L N U M . I , 1 9 8 1 .

drocarburos (Harding, 1976; Guzman, 1980).

La orientación general del sistema de transformación es NW—SE; la orienta­ción de los sistemas de fallas normales, inversas y transcurrentes, dependientes de este sistema principal va a ser predicho por el diagrama de Harding (1974, p. 1291).

Prácticamente perpendicular al rum­bo de las fallas de transformación o sea con orientación NE—SW, existen juegos y sistemas de fallas normales (Henyey y Bischoff, 1973, p. 322) que forman "gra-bens" o medios "grabens", originados a causa de la extensión perpendicular a los rumbos de los centros de creación de nue­va corteza.

Otro posible mecanismo de defor­mación es el propuesto por Menard (1969 in Moore, 1973, p. 1889) quien considera que una expansión termal de la litosfera en las márgenes de las placas en separación, causa movimientos verticales que defor­man estratos de la antigua corteza pre­existente.

Atwater (1970) considera que el ti­po de deformación que tiene lugar en esta región se debe a que la corteza se com­porta blanda en la zona de interacción entre dos placas rigidas, por lo que mucha de la energia de esta interacción se disi­pa a lo largo de otras fallas y postula que cuando fallas transcurrentes no presentan orientaciones paralelas al rumbo del sis­tema de transformación, tiene lugar una deformación compresiva como seria el caso de las Sierras Transversales del Sur de CaUfornia, o una deformación en ex­tensión como la que da lugar a la provin­cia de "Basin and Range". Dickinson (1979) presenta conceptos más modernos para explicar el origen de la provincia de

"Basin and Range", mismos que se deli­nean en la siguiente sección y en la Fig. 5.

HISTORIA GEOLOGICA (ORIGEN DEL GOLFO)

La Fig. 5 muestra el desarrollo geoló­gico cenozoico para la costa occidental de Norteamérica. Como es obvio no se puede separar el desarrollo geológico de la evolución tectónica de esta margen con­tinental y por lo tanto ambos se analizan juntos.

Hasta hace solamente 10 ó 15 años las interpretaciones geológicas sobre el ori­gen y formación del Golfo de Cortés y de las rocas que lo forman y rodean, se presentaban como información fragmen­taria de rasgos que aparentemente no te-nian ninguna relación entre sí (Allison, 1964; Gastil et al., 1968). Sin embargo con el advenimiento de los postulados y elementos de la teoría de la Tectónica de Placas, el complejo desarrollo geológico de la región (sobre todo para el Cenozoi­co) se ha podido entender y asi obtener un modelo que concuerda con los datos conocidos.

Para el noroeste de Sonora incluyen­do a su mar patrimonial el desarrollo geo­lógico cenozoico se puede delinear como sigue (Fig. 5):

Desde fines del Triásico y hasta prin­cipios del Cenozoico, prevalece en toda la margen occidental del Continente Ameri­cano una zona de convergencia entre las placas de Farallón y de Norteamérica, que da lugar a un sistema de subducción de ti­po andino. Hace aproximadamente 80 m.a. (Fig. 5A) la magnitud de los vecto­res de convergencia entre ambas placas aumentó de normal (6-7 cms/año) hasta 15 cms/año, lo que se tradujo en una dis­minución en el ángulo de inclinación de la placa en subducción a menos de 10°,

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B O L . A S O C . M E X . G E O L . l ' E T R .

8 0 m. o PRELARAMIDE EMPLAZAMIETOS PLUTONICOS

m i l 11II MTTTTT

Fig. 5 A.

PLACA DE

NORTEAMÉRICA

HERMOSILLO

I

4 5 m.a. LARAMIDE PERIODO DE QUIETUD

DEFORMACIÓN LARAMIDE

Fig. 5 B .

25m. a. POSTLARAMIDE

OROGENIA DEL TERCIARIO MEDIO

I IMI I I I I I I U

Fig. 5 C .

F L U J O DE ASTENOSFERA

Fig. 5. Desarrollo geológico Cenozoico, NW de Sonora.

V O L . X X X I I I , N U M . 1 , 1 9 8 1 .

13 m.a. MIOCENO MEDIO

FALLAMIENTO EN BLOQUES

FALLA SAN ANDRES

l l l l l l l l l l l l l l l l l l ^ g

"BASIN AND RANGE"

•zzzz

ASTENOSFER^^^^ÍÍÍ^^^

Fig. 5D.

6cm/ono

e m.a. MIOCENO TARDÍO

FORMACION PROTOGOLFO

FALLA SAN ANDRES

I I I I I I I I I I I I I IDI

PROTOGOLFO

¿CORTEZA "ATENUADA"

Fig. 5E.

6cm/ano

3 m. a. PLIOCENO

APERTURA DEL GOLFO

CALIFORNIA^

l l l l l l i i i i i u

GOLFO DE COR TEZ

F i g . 5 F .

6cm/año

19

H O I . . A S O C . M i ; x . c , i ; o L . i > i ,TR.

dando lugar a ca.si un paralelismo entre la placa cabalgante y la cabalgada. Esto causó que el magmatismo y la deforma­ción asociados a la subducción migraran hacia el oriente y dieran lugar al evento que se conoce como "Orogenia Larami-de" (Dickinson, 1979, p. .2;Coney, 1976, 1979, p. 19).

Durante el tiempo en el que el plu­tonismo y la deformación migran hacia el oriente en la región de interés para noso­tros, se presenta una "nulidad magmàti­ca" (Dickinson, 1979, p. 10) durante la cual las rocas preexistentes se erosionan y depositan como fanglomerados o depósi­tos lacustres (Fig. 5B).

Al disminuir la velocidad de conver­gencia entre ambas placas (Fig. 5C), la placa en subducción empieza a adquirir su posición normal, lo que da lugar a una migración del arco magmàtico esta vez hacia el occidente. Esta migración está plenamente documentada por Coney y Reynolds (1977, p. 404) y Gastil et al. ( 1980). Coney ( 1979, p. 19) hace ver que al migrar el magmatismo hacia el occiden­te, tiene lugar una "explosión ignimbri-tica" en toda la costa occidental de Nor­teamérica ("Orogenia del Terciario Me­dio" de Damon, 1964).

Hace aproximadamente 30 m.a. al­canza la Dorsal del Pacifico Oriental ("East Pacific Rise") a la zona de sub­ducción de la margen occidental de Nor­teamérica (Atwater, 1970) dando lugar a la formación de dos juntas triples unidas por un sistema de transformación (Wil­son, 1965) que las aleja a una de la otra. La formación de este sistema de trans­formación se debió a que la dirección del movimiento de la Placa del Pacifico pre-cluye su subducción y favorece un desli­zamiento lateral (Fig. 5C).

Con la formación del sistema de transformación, el plutonismo y vulcanis­mo se van terminando, permitiendo que los procesos erosivos predominen y den lugar a depósitos continentales.

Al suspenderse en esta zona la sub­ducción de litosfera oceánica la astenós­fera fluye a ocupar el espacio anterior­mente ocupado por la placa en subduc­ción (Fig. 5D) causando en la litosfera continental sobreyaciente un "ampolla-miento" que genera en la superficie un ambiente tensional y da lugar a una de­formación tafrogénica de fallamiento en bloques, a la que se presenta asociada un vulcanismo generalmente basáltico (pues se origina en la astenósfera) aunque por asimilación, en su camino a la super­ficie a lo largo de las fallas que limitan a los bloques, se llega a observar de compo­sición andesítica. Estas lavas se emplazan asociadas a depósitos gruesos generados por la erosión de los bloques recién crea­dos.

Al compensarse isostáticamente, la corteza levantada subside (Fig. 5E) y adquiere su posición de equilibrio dando lugar a la inundación de grandes zonas encima de los "grabens" recién formados. Esta inundación que ocurrió hace apro­ximadamente 8 a 10 m.a. y formó lo que se conoce como Protogolfo de California, cuando no se había empezado a separar la corteza continental, es netamente marina y según Moore (1973) llegó a presentar profundidades de más de 1,000 metros en cuencas localizadas en la mitad sep­tentrional del protogolfo. Las profundi­dades en la mitad norte, que corresponde a nuestra área de interés en el presente trabajo, fueron mucho más someras (In­gle, 1974).

Una vez ocurrida esta deformación, la zona de transformación que conecta a

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V O L . X X X I I L N U M . 1 . 1 9 8 1 .

las placas de Juan de Fuca al norte y de Cocos al sur se "brinca" de la franja cos­tera a una zona interna de la margen occi­dental. Este brinco se debió a que la cor­teza continental recién fallada y debilita­da (atenuada) por el evento de ampolla-miento y posterior colapso, presentó un mejor camino para el paso de la zona de transformación. De esta manera se incor­poraron las dos Californias incluyendo al "California Borderland" a la Placa del Pacífico, con la que ahora comparten su movimiento hacia el NW.

Dickinson (1979, p. 7) sitúa este evento en el Mioceno tardío y hace ver que cuando se inicia la apertura del Gol­fo de California hace 4 m.a. ya había te­nido lugar un movimiento de por lo me­nos 65 Km entre ambos lados del sistema de transformación. La formación del Gol­fo de Cortés sensu stricto tuvo lugar hace 4 m.a. al constituirse una serie de rombocasmos entre varias fallas de trans­formación en echelon (Figs. 4 y 5F) a lo largo de las cuales el desplazamiento to­tal ha sido de 240 Km entre una placa y la otra (Dickinson, 1979, p. 7).

Hacia fines del Plioceno y hasta el Reciente, la mitad septentrional del Gol­fo de Cortés y áreas aledañas se ven rápi­damente sepultadas por enormes volúme­nes de sedimentos continentales aporta­dos por el Rio Colorado y su afiuente el Rio Gila, dando lugar a que las cuencas rombocásmicas sean rápidamente rellena­das y causando la compensación clástica que Moore (1973) describe. La región se caracteriza por la existencia de valles flu­viales, planicies de inundación, desarrollos deltaicos y plataformas continentales so­meras (Cole y Armentout, 1979, p. 303). A partir de este tiempo el marco tectóni­co que ha prevalecido es el mismo que se observa en la actuaüdad. Hace unos

20,000 años tuvo lugar la extrusión de basaltos de olivino en la región del Desier­to de Altar que no parecen estar relacio­nados directamente al sistema de trans­formación (Gutmann, 1972).

CONCLUSIONES

1) Los conocimientos geológicos del suroeste de Arizona, suroeste de Califor­nia y de la costa de Sonora indican que la geología del noroeste de Sonora y de su plataforma continental es transicional en­tre las mismas por lo que una interpola­ción de la geología entre estas áreas nos permite establecer los rastos geológicos más rirominentes del área intermedia.

2) A grandes rasgos, la geología ce­nozoica del noroeste de Sonora incluyen­do a su plataforma continental, está cons­tituida por una secuencia de rocas conti­nentales asociadas en su parte media y superior con importantes paquetes de rocas volcánicas y vulcanoclásticas que sobreyacen discordantemente a un basa­mento de granitos y rocas metasedimenta­rias, y que subyacen también con discor­dancia a una secuencia siliciclástica pre­dominantemente marina, que hacia su cima se hace de facies más someras lle­gándose a convertir en depósitos continen­tales de origen fiuvial.

3) Se considera que no se encontra­rán rocas marinas de más de 9-10 m.a. en ningún sitio al norte de la Isla Tiburón; o sea que todas las rocas marinas que se encuentren serán de una edad menor a la del evento de fallamiento en bloques del Mioceno tardío.

4) Las rocas volcánicas y la discor­dancia asociadas al mencionado evento tafrogénico constituyen junto con las rocas preexistentes, un basamento eco­nómico para la búsqueda de hidrocarbu­ros de esta región, sin embargo el hecho

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l iüL. ASOC. Mi:X. Gi:OL. P I T R .

de que existen algunos emplazamientos ígneos de menor edad, obligan a ser ex­tremadamente cuidadosos con la identi­ficación de la posición estratigráfica de los derrames volcánicos, por lo que se recomienda se haga uso de abundantes determinaciones radiométricas las que per­mitirán establecer claramente la estratigra­fía de las áreas explotadas.

5) Se considera que sólo las rocas sedimentarias marinas depositadas sobre antigua corteza continental tienen posi­bilidades de haber generado hidrocarbu­ros. Las rocas depositadas sobre nueva corteza hace menos de 4 m.a. no se con­sideran con posibilidades de contener hi­drocarburos, por lo que se recomienda orientar las exploraciones hacia áreas donde la corteza contienental ya existie­ra hace 4 m.a., es decir fuera de los rom­bocasmos.

6) La estratigrafía del noroeste de Sonora y de su mar patrimonial, con­cuerda perfectamente bien con el desa­rrollo tectónico que se ha postulado para la margen occidental del Continente Ame­ricano.

7) Las conclusiones alcanzadas en el presente estudio apoyan firmemente los postulados por el suscrito en lo que se re­fiere a las posibilidades económicas petro­leras del noroeste de Sonora y su mar pa­trimonial.

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