El Proyecto Julio Verne: Investigación litoestratigráfica de la corteza primigenia de la tierra, en el Graben de San Felipe, Guanajuato (Segunda parte)

Por: S. D. Bazán Perkins¹ y S. Bazán Barrón² 

Las rocas expresan porque están ahí. Cuando no contestan, no les hablamos con el mismo lenguaje.

Arqueano (3800-2600 Ma) 

Supergrupo Pápalo 

El Supergrupo Pápalo en términos generales, se distribuye hacia la mitad oriental del territorio para representar al escudo arqueano de México. Los primeros estudios sobre su naturaleza se deben a Ordoñez, E. (1906) en El Cañón Tomellín, como  base estratigráfica para la geología estructural de México, descubierto durante la construcción del Ferrocarril  México-Oaxaca. Estudios litoestratigráficos posteriores en la Sierra de Juárez, La Cañada Oaxaqueña y Valle de Oaxaca por Bazán (1984-1985-1987) confirmaron que el Arqueano de México se extiende hasta el Istmo de Tehuantepec, para definir al Supergrupo Pápalo (3800-2600 Ma) con otros 50 afloramientos más, identificados en la Sierra de Guanajuato, Ventana de El Charape,  El Macizo de Teziutlán, Macizo de los Tuxtlas, Plataforma de Yucatán, Gneis Novillo, Macizo de Burro-Picachos, Bloque Coahuila-Chihuahua, entre otros más. De esta forma, Bazán (1991-1993) definía al Escudo Arqueano Mexicano, como una extensa provincia vulcano sedimentaria desarrollada por el arco volcánico primitivo calcialcalino, que se extiende también hacia la parte suroriental de los EUA, hasta Newfoundland y Brunswick, Canadá, incluyendo Centro-América y las Islas Ceibeñas. Por lo tanto, se confirma que el escudo arqueano mexicano fue originado por subducción lateral generada al oriente, durante la apertura oceánica del Gran Rift de la Faja Estructural Cananeana. 

Se puede constatar que las características estratigráficas y tectónicas entonces postuladas, son consistentes, al confirmar la sucesión del Precámbrico mediante siete supergrupos propuestos. Tales postulados se confirman estratigráficamente mediante los estudios de Bazán y Bazán Perkins (1989) para los macizos precámbricos de la Plataforma del Golfo de México, que implican al Escudo Arqueano de México. También, se documenta por estudios geoquímicos de Bazán Perkins y Bazán (1989) al identificar rocas komatíticas en el Macizo de Teziutlán-Santa Ana,  donde las sobreyace el Grupo El Trapiche, en gran discordancia erosionada y parte basal del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico, para integrar la sucesión litoestratigráfica del Precámbrico de México.  Es decir, se tienen características petrológicas y estructurales muy diferentes a la sucesión del Arqueano de la Faja Estructural Cananeana, del tipo MORB,  para el Gran Rift, donde exhibe rocas ultramáficas toleíticas de expansión oceánica. 

Esto es, que para al sureste de México se confirma la extensión del Supergrupo Zihuatanejo en Chiapas, de la Faja Estructural Cananeana del Arqueano, pero en condiciones estratigráficas, estructurales y metalogénicas diferentes, del tipo MORB y carácter toleítico. Es decir, alojado en el Gran Rift primigenio de la FEC, para representar la potente unidad basal del Precámbrico de México, a lo largo de la carretera pavimentada que parte de Huixtla y hasta Motozintla, estudiada por Carfantan (1977) en lo que estructuralmente se conoce Bloque Chortis, que implica Guatemala, Honduras, Nicaragua de Centro-América. El área tipo del Supergrupo Zihuatanejo basal se identifica entre 3 y 12 km al poniente de la ciudad de Motozintla, donde aparece bien expuesto el contacto con los suprayacentes paragneises cuarzo-feldespáticos de hornblenda y biotita del Grupo El Trapiche interbandeados, del Supergrupo Zimatlán, que yacen en discordancia angular, plegados y muy erosionados.

 El Supergrupo Zihuatanejo en el área tipo de Motozintla, aflora en crestones masivos de rocas ultramáficas y máficas de color verde oscuro a claro y gris, de carácter volcánico y naturaleza toleítica, para constituir el límite tectónico que interacciona y trunca la secuencia del Proterozoico y del arco volcánico del Supergrupo Pápalo, a lo largo del sistema de fallas transformes Polochic-Motahua. Es masivo, en parte ligeramente foliado, algo denso, serpentinizados y con metamorfismo regional en facies de esquistos verdes a la de anfibolita y con zonas corneanas piroxénicas de alto grado metamórfico, debidas al plutonismo paleozoico y terciario. Es común observar la presencia de granitoides dioríticos a félsicos del Oligoceno, Mioceno al Plioceno,  a lo largo del mencionado contacto tectónico, derivados de las fallas transformes lateral izquierdo de la placa Caribeña, identificados  desde el Istmo de Tehuantepec hasta Guatemala por toda la zona costera del Océano Pacífico. 

En cambio, para la Sierra de Guanajuato, el contacto basal o límite inferior del Supergrupo Pápalo, es transicional y paralelo por unos 200 m, sobre yaciendo al Grupo Los Alisos, parte superior del Supergrupo Guanajuato del Hadiano, bien expuesto en el área tipo de la meseta de Cuatralba donde nace el arroyo San Juan de Otates. El Supergrupo Pápalo se inicia con una sucesión micro laminada de color azul, gris negro compuesto de “greenstone belts” con pedernales, riolitas, andesitas, basaltos, picritas y komatitas de 17 a 36% MgO, con textura spinifex en bancos de pillow lavas, depositadas en mares someros. La textura spinifex se debe al desarrollo esquelético en planos aciculares de olivino, magnetita y piroxenos con cristalización rápida en medios marinos, para flujos volcánicos de salida lávica mayor de 1600°C, de temperatura.

La secuencia arqueana del Grupo San Juan de Otates está constituida por más de 30 unidades bandeadas en una estructura sincliforma, compuesta de lenguentas, miembros de formaciones y grupos en varios cíclos de emisión vólcánica, interestratificados entres si. Consisten de cuarcitas, metatobas, pizarras, grauvacas, flujo lávicos amigdaloides, brechas, y piroclásticos bandeados con espesores de 5 a 16 metros, de carácter calco alcalino, difícil de mapear. Estas unidades destacan más bien por sus grandes cambios químicos verticales, que por sus colores y la textura, que no es posible seguirla lateralmente, por la cubierta del Mesoproterozoico.  Además, están afectados por masas anatexíticas de dioritas y tonalitas paleozoicas del subgrupo Tuna Manza y de varios diques o apófisis del batolito granítico Arperos y Comanja de Corona del Eoceno. Por la posición estratigráfica del contacto entre los supergrupos Guanajuato y Pápalo, podemos inferir una edad mínima de 3,800 Ma, para el inicio de las emisiones volcánicas arqueanas en la Sierra de Guanajuato.

Por consecuencia, la Orogenia Oaxaqueña (1250-900 Ma)  involucra y afecta tectónicamente a los siete supergrupos que integran la corteza precámbrica de México, como son: Guanajuato (4,600-3,900 Ma), también al de  Zihuatanejo (3900-2600 Ma) ambos del Hadeano. Asimismo, afectó al Supergrupo Pápalo (3,800-2,600 Ma), correspondiente al Arqueano y al Supergrupo Zimatlán (2,600-1,800 Ma.) del Paleoproterozoico. También, al Supergrupo Acatlán (1,800-1,000 Ma) y a la secuencia oceánica del rifting tras arco insular que generó la sucesión del Supergrupo Telixtlahuaca (1,500-1,000 Ma) para representar al Mesoproterozoico (1800-1000 Ma) que implica al arco que generó el metamorfismo regional. Finaliza el Precámbrico con la intensa acreción comprensiva para implicar al Supergrupo Caborca (1,000-570 Ma) del Neoproterozoico Tardío. Por lo mismo, existe un metamorfismo regional decreciente en ambos lados, a partir del arco volcánico del subgrupo Vigallo con edad de 1,110±20 Ma, que define el  máximo paroxismo, que afecta a los referidos supergrupos preexistentes en facies de granulita, anfibolita, esquistos verdes, esquistos azules y filitas, reconocidos en variados afloramientos a lo largo y ancho del territorio de México, para determinar el metamorfismo regional. 

Paleoproterozoico 

Supergrupo Zimatlán (2600-1800 Ma) 

El Supergrupo Zimatlán fue definido por Bazán (1982,1984, 1985 y 1987) en su área tipo de Cerro Viejo y la Sierra de Vigallo, entre los 5 y 10 km al SW de la ciudad de Zimatlán,  Oaxaca, de donde procede su nombre. Comprende una potente secuencia de paragneises del Grupo El Trapiche basal y del Grupo Valdeflores hacia la cima, asignados al Paleoproterozoico. Su límite inferior representa una gran discordancia angular sobre el Supergrupo Pápalo basal, expuesto entre 3 a 20 km, al norte de la ciudad de Oaxaca, a través del arroyo San Agustín-Vista Hermosa que drenan al Valle de Oaxaca. Consiste de una sucesión que pudo desarrollar más de 10 km  de potencia, que inicia con conglomerados basales de cuarzo y de paragneises anfibolíticos y biotita de color verde oscuro, interbandeados con bandas cuarzofeldespáticas delgadas de tono blanquecino, plegados y metamorfoseados en las facies de anfibolita y de esquistos verdes para las secuencias más alejadas del Subgrupo Vigallo.

 El límite superior se define por la cima muy erosionada de los iron formation del Grupo Valdeflores de origen bacterial y ambiente bioquímico, bastante frágiles con interlaminados de cuarzo y óxidos de hierro, en forma de varves de gran extensión. Por consecuencia, la cima del Supergrupo Zimatlán, representa una profunda discordancia tectónica regional, relacionada con la apertura oceánica de la dorsal vulcano sedimentaria de El Ocotito, Guerrero, hacia los 1800 Ma, representada por la Formación Ixcuinatoyac. Esta formación del Mesoproterozoico basal consiste de un extenso enjambre de diques anfibolíticos Norte-Sur y verticales que se extienden por unos 80 km de ancho, tipo MORB. La parte basal está constituida por  potentes yacimientos de sulfuros masivos vulcano sedimentarios de Fe, Cu, Zn, Pb, Ag y Au en diferentes niveles de su potente litoestratigrafía, con más de 8000 m de espesor, del Sistema Cordillerano Occidental y correlacionado con la prolongación del Belt Purcell Supergroup de Canadá.

La importancia paleogeográfica de la potente secuencia sedimentaria del Supergrupo Zimatlán, radica en que constituye al geosinclinal de El Rosario, sincrónico con la secuencia del Supergrupo Huroniano del Sureste del Canadá, propuesto por Roscoe, S. M. (1969) que se prolonga a través de los EUA y México. Por otra parte, hacia el sur, se correlaciona con las potentes secuencias de los cratones del noreste de Sao Francisco y Minas Gerais del sureste de Brasil en Sudamérica, del Supergrupo Río das Velhas del Arqueano y Minas del Paleoproterozoico, según descripciones de Almeida et al. (2000) de Barbosa y Sabaté (2004), Barbosa (2009) y Teixeras et al. (2010).

El origen, distribución y evolución del geosinclinal de El Rosario, durante el Proterozoico temprano fue propuesto por Bazán Perkins y Bazán (2004-2006) para la sucesión litológica de los grupos El Trapiche y Valdeflores. El geosinclinal toma su nombre de la mina aurífera El Rosario, ubicada 3 Km al poniente de Santa María Peñoles, Oaxaca, que contiene diseminaciones de oro detrítico y pirita asociados al grafito (thucholita) interbandeados, en paragneises cuarzofeldespáticos de hornblenda y biotita del Grupo El Trapiche, del Proterozoico Inferior (2500-1800 Ma.).

Por lo tanto, el Grupo El Trapiche basal de carácter detrítico, se reconoce ampliamente a lo largo y ancho del territorio de México, hasta el NW de Sonora, yaciendo consistentemente en discordancia angular sobre las rocas volcánicas toleíticas de la Faja Estructural Cananeana. Hacia el estado de Chiapas, el Supergrupo Zihuatanejo y Supergrupo Zimatlán, se extienden en el bloque Chortis, desprendidos y desplazados desde la costa de Jalisco, Michoacan, Guerrero y Oaxaca, a lo largo del sureste de México, por el sistema de fallas de la trinchera de Acapulco y Polochic-Matahua. También, el Grupo El Trapiche sobreyace en discordancia erosionada a las rocas  komatíticas del arco insular del Supergrupo Pápalo del Arqueano (3600-2600 Ma.) del que derivan, para conformar al poniente el geosinclinal de El Rosario, integrado por el Supergrupo Zimatlán (2500-1800 Ma). Esta estructura geosinclinal representa el basamento del Paleoproterozoico al NW de Sonora, documentado por Izaguirre Pompa, A. (2009) en la mina La Herradura. También está  representado por el Grupo Bámori al sur de Caborca  y por el  Grupo Coyotillo en Santa Ana para constituir secuencias erosionadas de variable espesor en Sonora. 

Por consecuencia, aflora también al sur de la Sierra de Guadalupe, Chihuahua, integrando la secuencia del Gneis Carrizalillo.  En Tamaulipas, aflora en los cañones de la Peregrina, del Novillo y de Caballeros del Gneis Novillo y  asimismo, comprende toda la secuencia basal expuesta en el Gneis Huiznopala, Hidalgo.  En Puebla y Oaxaca aparece en grandes crestones continuos de la Sierra de Juárez y en sucesiones falladas hacia la Cañada Oaxaqueña, Valle de Oaxaca y hasta el Istmo de Tehuantepec, cubriendo en discordancia angular al Supergrupo Pápalo.

Asimismo, aflora  como Grupo Coacoyulillo (Grupo El Trapiche) en la vertiente del Río Papagayo, hasta la costa de Papanoa, Guerrero. Además, aflora en varias zonas aledañas al Macizo de Teziutlán, cubriendo en discordancia al Supergrupo Pápalo. También esta expuesto desde Hermenegildo Galiana, pasando por Huixtla y hasta  Motozintla, Chiapas, para constituir secuencias de variable espesor muy erosionada y ampliamente distribuidas en el territorio de México.

Se considera que el Supergrupo Zimatlán se desarrolló justo a lo largo de la trinchera de subducción (miogeosinclinal) que generó el arco insular del Supergrupo Pápalo, durante la apertura oceánica del Gran Rift de la Faja Estructural Cananeana (3600-2600 Ma.). Su distribución cratonizada se reconoce hacia la margen occidental del Continente Americano, desde Canada hasta Chile y Argentina, para cubrir la márgen occidental de México  y donde aparece implicada con la removilización anatexítica de los “porphyry copper deposits”, del Paleozoico, Jurásico y de edad laramide. Mediante la zonografía lateral de los sulfuros masivos del Gran Rift, se definen los bordes litorales fallados de los depósitos de Tungsteno, más al oriente los de Molibdeno y hasta los de Estaño en los valles continentales. Esta distribución aparece consistentemente expresada en secciones W-E, a partir de Perú, Bolivia y Brasil, y asimismo, como una extensión análoga, se advierte para la sección W-E, a partir de Baja California, Sonora, Sinaloa, Durango, Zacatecas, SLP y Guanajuato, para demostrar la misma estratigrafía, como la evolución tectónica y su metalogénesis  durante el Precámbrico.

Queda enfatizar que en México y Sudamérica la subsidencia y expansión oceánica durante el Paleoproterozoico y hacia todo el Mesoproterozoico, las cuencas marinas continuaron con subducción y levantamiento hasta el Neoproterozoico y Paleozoico. Esto aconteció debido a la apertura de los riftings posteriores a los 1800 Ma, para destruir las secuencias de “iron formation” del Grupo Valdeflores, ahora dispersos en forma de detritus, que yacen como brechas y arenisca de magnetita, hematita y apatito en rocas del Cretácico Inferior, hacia las márgenes de diversos bloques. Estas concentraciones ferríferas se identifican por diversas removilizaciones y la metalización en skarns de granitoides, inyectadas de tipo Kiruna, como: La Negra, Cerro del Mercado, Hércules, El Humo-Zaniza, Las Truchas, Peña Colorada-El Encino, entre muchos más.

Respecto a la metalogenia del uranio-oro-arsenopiritas que aparecen en forma singenética y epigenética en conglomerados de cuarzo asociado con la materia carbonosa (thucholite) del Paleoproterozoico, identificados  en abanicos aluviales de la secuencia del Grupo El Trapiche, representa un proceso geoquímico global, documentado por Ramdohr (1958), Robertson (1974), Andrade Ramos y Fraenkel (1974), Anhaeusser y Button (1976), Dahlkamp (1977), Bowie (1977), Burger (1982) Pretorius (1981) y Windley  (1979). Estos autores basados en investigaciones geoquímicas llegan a la conclusión que los depósitos de oro y los uraníferos asociados, así como los de Iron Formation, constituyen una llave metalogénica característica del Paleoproterozoico, distribuidos en todos los cratones marginales a los escudos arqueanos. Es decir, que los depósitos de Dominion Reef, Witwatersrand, Ventersdorp, Sudáfrica, se correlaciona perfectamente con la Formación Moeda, Minas Gerais, Brasil y con los de Blind River, de Canadá. Asimismo, las secciones sedimentarias de iron formation tipo Lake Superior, de Labrador Trough, se correlacionan en tiempo con los Caue Itabira, Brasil y Venezuela, también con los Hammersley y Cuenca de Nabberu de Australia Occidental, incluyendo las regiones de Krivoy Rog y Kursk, de origen fluvial  durante el Paleoproterozoico, como guías de investigación litoestratigráfica y consistente para el Supergrupo Zimatlán.

  Varios estudios determinan que el oro y piritas provienen en forma de iones del Supergrupo Pápalo, conjuntamente con el uranio en forma hexavalente para precipitar como uraninita y  tierras raras en medios reductores. Este tipo de depósitos fueron estudiados con gran acierto por Capilla (1910) y reconocidos en la Sierra de Vigallo y Cerro Viejo, San Miguel Peras, La Herradura, Santa María Peñoles, El Parián y la Sierra de Juárez, pero con muy bajos contenidos de oro y uranio, por el intenso metamorfismo para ser incosteables por explotación. Asimismo, todos estos yacimientos de Oro y Uranio aparecen documentados por Bazán (1978) en una Tesis Doctoral y ampliados después, en varias publicaciones por Bazán (1984, 1985, 1987) y Bazán y Bazán-Perkins (1984).   Es decir, se presentan como trazas, menores a un gr/t de Au y U, aunque las Tierras Raras prevalecen en mayor cantidad.  Esto se debe a que el Grupo El Trapiche fue sometido a un intenso metamorfismo regional en las facies de anfibolita y granulita que hidrotermalmente esfumaron importantes concentraciones de Oro y Uranio durante la tectónica de la Orogenia Oaxaqueña. Además, las rocas del Grupo El Trapiche sufrieron gran desgaste basal que destruyó y acortó su gran espesor por unos 12 km, durante las aperturas oceánicas de los riftings del Mesoproterozoico por eventos de subducción continua por más de 400 Ma.

Los datos de campo para el Supergrupo Zimatlán, lo exhiben muy erosionado para representar una discordancia global que culmina hacia los 1800 Ma, en contacto tectónico con la parte basal del Supergrupo Acatlán,  representado por la Formación Ixcuinatoyac, definida por Kleese (1968-1970). La citada discordancia angular y tectónica está representada por un enjambre de diques máficos y paralelos N-S de la dorsal de El Ocotito. Por lo mismo, dicha discordancia tectónica regional constituye  la cima de los paragneises del Grupo El Trapiche en Oaxaca y Guerrero. Por tanto, el Grupo Bámori de Sonora, documentado por Dórame-Navarro (2004)  en los Cerros Tecolote, son paragneises cuarzofeldespáticos de hornblenda y biotita, con la misma  posición estratigráfica, similar al Grupo Coacoyulillo y El Trapiche, para definir el contacto tectónico entre el Paleoproterozoico y del Mesoproterozoico. 

Esto es, que hacia la parte occidental de México, los paragneises del Grupo El Trapiche  son sincrónicos con el Grupo Bámori estudiado por Damon et al. (1962), Anderson, T. H. et al. (1978) y Anderson, T. H. y Silver (1981) profundamente erosionados al devastar los iron formation, tipo  BIF, del Grupo Valdeflores y del Grupo Coyotillo, con edad mínima de 2,400 Ma, para los paragneises del Grupo Bámori. Estudios geocronológicos e isotópicos en gneises bandeados realizados por Arvizu et al. (2008) , en la Zona Canteras-Puerto Peñasco, ubicada al oeste de Sierra Pinta conocida como Seven Hills,  reportan edades máximas de 1800 Ma, de la tectónica Mazatzal, con estrecha analogía petrográfica con el Grupo El Trapiche y Grupo Coacoyulillo de los estados de Oaxaca y Guerrero.

Se concluye, que los paragneises del Grupo El Trapiche del Paleoproterozoico comprenden el talud occidental del geosinclinal de El Rosario, y cubre la cima de la FEC al occidente de México, en discordancia erosional sobre el Supergrupo Zihuatanejo. En estas condiciones, el rift de apertura oceánica del geosinclinal Acatlano, del Supergrupo Acatlan del Mesoproterozoico, separa al occidente, el basamento del Supergrupo Zihuatanejo, tipo MORB, representado por la Faja Estructural Cananeana. Esta faja se caracteriza por contener los yacimientos de porphyry copper deposits, asociados al plutonismo Nevadiano y Laramídico en México. Es decir, que  provienen y derivan de las concentraciones de sulfuros masivos exhalativos de origen vulcano sedimenario de las dorsales tipo MORB, primigenias alojadas a lo largo del Gran Rift de la Faja Estructural Cananeana del Arqueano.                                     

Mesoproterozoico (1800-1000 Ma)

Supergrupo Acatlán

El Geosinclinal Acatlano del Mesoproterozoico inicia su desarrollo litológico con la secuencia estratigráfica de la Formación Ixcuinatoyac, documentada por  Kleese, E. (1968-1970)  como una dorsal Meso-Pacifico que generaba sulfuros masivos vulcano sedimentarios exhalativos, emplazados bioquímicamente hacia los ±1800 Ma durante la apertura oceánica N-S de la Dorsal de El Ocotito, Guerrero.  Esta apertura tuvo eventos de subducción marina laterales hacia lo largo del territorio de México, durante 450 Ma. Estas evidencias tectónicas se observan en la mina La Dicha, yacimiento estratiforme de sulfuros masivos de Fe-Cu-Zn- Pb- Ag-Au-Sb-Hg plegados, con subducción al Oeste. Por otra parte, en San Andrés Nuxiño-La Herradura, Oaxaca, el Supergrupo Acatlán aparece en franca subducción al oriente, bajo las potentes secuencias de los supergrupos Zimatlán del Paleoproterozoico y Pápalo del Arqueano, para originar el arco volcánico del Supergrupo Telixtlahuaca (1550-1000 Ma). Es decir, la subducción del Supergrupo Acatlán ocasionó el metamorfismo regional de la Orogenía Oaxaqueña (1250-900 Ma), al colisionar con el escudo arqueano mexicano con movimiento opuesto, hacia el occidente.

La distribución del Supergrupo Acatlán cordillerano se reconoce hacia la margen occidental de México, desde Huatulco, Oaxaca, Guerrero, Michoacán, Colima, Jalisco, Nayarit, Sinaloa, Sonora, Península de Baja California y hasta la Belt-Purcell Supergroup, del Canadá. Por tanto, el evento de subducción del Supergrupo Acatlán al oriente por unos 450 Ma para originar el arco volcánico (back arc spreading) del Supergrupo Telixtlahuaca (1550-1000 Ma), durante la Orogenia Oaxaqueña (1250-900 Ma). El metamorfismo regional, se reconoce en el área tipo de El Catrín, de Telixtlahuaca, donde del rifting del Grupo Oaxaca se encuentra en subducción al poniente, opuesta a la placa Nuxiño, para originar la colisión del basamento precámbrico de México, hacia los 1120 ±20 Ma,  mediante dos riftings del Supergrupo Telixtlahuaca. Uno hacia el Noroeste que se extiende hasta Arizona, en las facies de esquistos verdes y otro, al Noreste en facies de granulita que implican al Gneis Huiznopala, Hidalgo y al Gneis Novillo, Tamaulipas, de la Faja Grenvilliana, de los EUA, hasta Canadá.  

El área tipo del Supergrupo Acatlán, tiene como referencia litológica al poblado de Acatlán, Puebla, estudiada por Ordoñez (1906), quien la definió formación Acatlán para las rocas esquistosas muy plegadas y distorsionadas que se extienden hasta la parte occidental de los estados de Oaxaca y Guerrero. Posteriormente, Salas (1949) utilizó el término de esquisto Acatlán para la misma secuencia metamórfica, de edad pre-Mesozoica. Sin embargo, Fries Jr. C. (1965) prefirió aplicar el término de Formación  Acatlán acorde con  la normas de nomenclatura estratigráfica y excluyó a los gneises de Oaxaca y Guerrero. Cabe mencionar que Fries  et al. (1962) la consideró de edad precámbrica para las rocas descritas por Aguilera y Ordoñez (1893), en su trabajo Datos para la Geología de México, para asignar a los esquistos como terreno primitivo, aunque después, Aguilera (1897) en la Sinopsis de la Geología Mexicana, la generaliza como rocas arcaicas, para la estratigrafía precámbrica.

Respecto al origen y edad de la potente sucesión de esquistos de la parte centro meridional de Puebla, Oaxaca y Guerrero, existen más de un centenar de publicaciones que  dejan mayor incertidumbre que resultados concretos, por falta de estudios estratigráficos y estructurales. La controversia parte de que  se define informalmente “complejo Acatlán del Paleozoico”, que  opaca el origen y naturaleza del protolito en tiempo y espacio, ni la correlaciona con algunas otras rocas. No obstante, Bazán (1982) definía su límite litológico superior en el área de La Herradura, San Andrés Nuxiño y Santa Inés Zaragoza para los esquistos Acatlán en franca subducción marina hacia el oriente, bajo las secuencias precámbricas de la Faja Estructural Oaxaqueña. Desde entonces, se advertía que los esquistos del potente Supergrupo Acatlán, eran anteriores  por subducción, a las rocas granulíticas y anfibolitas de la Faja Estructural Oaxaqueña, del arco volcánico de Telixtlahuaca (1500-1000) del Mesoproterozoico. Con esas relaciones estructurales, se advertía su naturaleza precámbrica y responsable del metamorfismo regional durante la Orogenia Oaxaqueña (1250-900 Ma), debido al evento opuesto por colisión del Escudo Arqueano Mexicano en dirección poniente.

Por tanto, se considera que la apertura oceánica de la dorsal de El Ocotito, a lo largo del territorio, implica el inicio  del Geosinclinal Acatlano de la  potente secuencia del Supergrupo Acatlán, que representa la prolongación meridional y sincrónica del Belt Purcell Supergroup del occidente de Canadá. Esta propuesta fue sugerida por Bazán y Bazán Perkins (1986) al considerar que el Complejo Acatlán se debe a la prolongación meridional del Gesinclinal Cordillerano de Canadá. Es decir, el Geosinclinal Acatlano Cordillerano, se generó tectónicamente sobrepuesto al geosinclinal de El Rosario del Paleoproterozoico, para afectar a los supergrupos Guanajuato, Pápalo y Zimatlán, dentro de un trend estructural NNW-SSE. En estas condiciones, al Sureste de México, el geosinclinal Acatlano aparece truncado y disecta oblicuamente, el basamento del supergrupo Zihuatanejo, tipo MORB, representado por  la Faja Estructural Cananeana, caracterizada por  contener los yacimientos porphyry copper deposits, asociados al plutonismo nevadiano y laramídico. 

Para establecer la posición temporal y espacial del Supergrupo Acatlán (1800-1000 Ma),  se parte que una vez colmada de depósitos esencialmente clásticos y bioquímicos ferríferos el geosinclinal de El Rosario del Paleoproterozoico (2600-1800 Ma), con los clásicos iron formation del Grupo Valdeflores hacia la cima, se iniciaba al nivel de los 1,800 Ma, la apertura oceánica del geosinclinal Cordillerano. Este evento se manifiesta con el enjambre de diques N-S de la dorsal de El Ocotito, expuestos en la cuenca del Río Papagayo, Guerrero, para originar la expansión oceánica del geosinclinal Cordillerano, al depositar el potente Supergrupo Acatlán con más de 6000 m de espesor. La secuencia aflora en los estados de Puebla, Guerrero, de México, Jalisco y Michoacán, Sinaloa, Sonora y hasta la costa de los bloques de la Península de Baja California Sur, donde aparece truncada.

La edad del Supergrupo Acatlán se determina entonces, por la sucesión litoestratigráfica reconocida aguas arriba de la cuenca del Río Papagayo por Bazán y Bazán-Perkins (2004, 2006, 2008, 2010, 2010), y Bazán-Perkins y Bazán (2008, 2010, 2010) en el área y sección tipo de los poblados de El Ocotito, Coacoyulillo, Ixcuinatoyac, La Dicha, Cañada de Alcaparrosa, Agua Hernández y hasta el Aserradero de San Vicente, al oeste de Chilpancingo, Guerrero. Dicha secuencia consiste en más 2,300m muy erosionados que sobreyacen en gran discordancia tectónica regional al Grupo Coacoyulillo (El Trapiche) del Paleoproterozoico, muy erosionados y donde los iron formation del grupo Valdeflores desaparecen por la profunda erosión, para inferir una edad mínima de 2,400 Ma para los paragneises cuarzofeldespáticos de hornblenda y biotita del Grupo Coacoyulillo, sincrónico con el Grupo Bámori de Sonora, para definir el límite estratigráfico inferior del Supergrupo Acatlán, en gran discordancia tectónica global. 

La sucesión litológica del Supergrupo Acatlán reconocida, consiste de la Formación Ixcuinatoyac como unidad basal, estudiada por Klesse, E. (1968), formada por conglomerados basales, cuarcitas y esquistos, afectados por un enjambre de diques máficos y ultramáficos orientados N-S, con yacimientos vulcano sedimentarios de sulfuros masivos de Fe, Zn, Cu, Pb, Ag, Bi, con trazas de Co, Ni y Cr, que constituyen la mina La Dicha. Estos depósitos están asociados con esquistos talcosos y anfibolíticos muy deleznables, interdigitados, que cambian gradualmente a esquistos pelíticos, sericíticos, pizarras, filitas y metasedimentos turbidíticos negros a grisáceos, con deformación, foliación y elongación lineal bien desarrollada que cambia de carácter dúctil a frágil. Presentan materia carbonosa o bituminosa abundante, con capas de pedernal de cuarzo lechoso de 0.15 hasta más de 2.5m interestratificados hacia la cima, la que aparece bastante levantada y muy erosionada por efecto de la subducción marina hacia el poniente de la placa Chilpancingo. Similares afloramientos muy erosionados del Supergrupo Acatlán se distribuyen como “ventanas” en discordancia erosionada y tectónica, bajo las secuencias ofiolíticas del Geosinclinal Mexicano o Mar Mexicano del Jurásico y Cretácico Inferior, con gradaciones de metamorfismo que decrecen al poniente a partir de migmatitas de alto grado, anfibolitas, esquistos verdes, esquistos azules, zeolitas y filitas. La gradación metamórfica está estrechamente relacionada al evento de subducción, bajo la Faja Estructural Oaxaqueña y como principal causa tectónica que originó el metamorfismo regional del Precámbrico de México. 

Otra sección y área tipo auxiliar puede ser reconocida a partir de la propia dorsal de El Ocotito, en sentido opuesto y por 45 km al oriente, que pasa por los poblados de Zacaxtlahuacan, Tolixtlahuaca y hasta Malinaltepc, Guerrero. Dicha sección y área tipo atraviesa los cortes de los ríos Omatlán, Azul y Tecuitlapa, afluentes del Río Papagayo, donde se distribuyen importantes yacimientos de sulfuros masivos de pirita, calcopirita, magnetita, blenda, galena argentífera y estaño, relacionados  genéticamente con diques doleríticos de la dorsal de El Ocotito. Los yacimientos aparecen concordantes a la foliación en cuarcitas y esquistos de la Formación Ixcuinatoyac, parte basal del Supergrupo Acatlán del Mesoproterozoico, removilizados por granitoides anatexíticos laramídicos, emplazados en vetas y skarns de alta sulfuración, como el Violín a unos 10 km al sur de Cuaxtlahuacan. La importancia de esta sección y área estratigráfica, radica de que sobreyace en gran discordancia tectónica a los paragneises del Grupo Coacoyulillo (Grupo El Trapiche) del Paleoproterozoico, con edad mínima de unos 2,400 Ma. 

A partir del área tipo mencionada, el Supergrupo Acatlán esencialmente pelítico y psamítico, fue reconocido a lo largo del plano de subducción desde Chilpancingo, pasando por Colotlipa, San Juan Mixtepec, hasta Tlaxiaco, mostrando varios granitoides laramídicos emplazados en los esquistos precámbricos, producto del deslizamiento por subducción hacia el occidente. Es importante señalar que dentro de la potente sucesión de esquistos del Supergrupo Acatlán levantada por subducción, se advierten derrames intraformacionales de rocas ultramáficas y gabroides, tipo MORB, de 120 a 400 m de espesor, así como lentes sinsedimentarios de sulfuros masivos de Cu, Zn, Pb, Ag, Au, enriquecidos de hierro en más del 50%, donde el Zn excede al Pb. Estos yacimientos aparecen en diversos niveles de los 6,000 m de potencia que se extienden en la parte cordillerana de Mexico, para los sulfuros masivos vulcano-sedimentarios de Copper King, Ixcuinatoyac, Cuaxtlahuacan, Tolixtlahuaca, entre otros mas, dispuestos en forma singenética o paralela a la foliación de filitas y esquistos. 

También existen mineralizaciones hidrotermales posteriores, de tipo Kuroko del Jurásico Superior-Cretácico Inferior, de gran importancia económica como los de Cuale, Jalisco. Otros yacimientos de esta naturaleza de tipo cordillerano, aparecen removilizados por plutonismo durante el Eoceno y Oligoceno a lo largo del Altiplano de México, como los de Mokay  en Balsas, Taxco, Guerrero,  los de Pachuca y Jacala, Hidalgo, Guanajuato, Concepción del Oro, Zacatecas, La Velardeña, Durango, Terrenates, Chihuahua, entre otros muchos más, removilizados por plutonismo del Supergrupo Acatlán, del Mesoproterozoico (1800-1000 Ma).  

Esto es, que el referido evento de subducción del Supergrupo Acatlán bajo la Faja Estructural Oaxaqueña, durante el Mesoproterozoico, se extiende también con las mismas condiciones tectónicas y estructurales bajo la Sierra de Chiapas; Sierra de Guanajuato, Gneis Huiznopala, Hidalgo; el Esquisto Granjeno   del Gneis Novillo, Tamaulipas; así como para el Gneis Carrizalillo, Chihuahua, para definir su límite estratigráfico superior. Con estas relaciones tectónicas queda demostrado que la sucesión litológica del Supergrupo Acatlán corresponde al Mesoproterozoico (1,800-1,000 Ma) del sistema cordillerano. Asimismo, el Supergrupo Acatlán aflora truncado desde Huatulco, sigue con los esquistos Juchatengo, la Formación Ixcuinatoyac parte basal, seguida por el Grupo San Vicente, continua con el Grupo Acatlán, para concluir con el Grupo Nuxiño, referidos en sus localidades tipo para representar al Mesoproterozoico. Por consecuencia, el Supergrupo Telixtlahuaca (1550-1000 Ma) es posterior y se debe a la expansión oceánica de la cuenca marina calco-alcalina del Grupo Oaxaca (back-arc spreading), representada en el área tipo por El Catrín, próximo al poblado de Telixtlahuaca, que iniciaba su origen hacia el nivel de los 1550 Ma, debido a la subducción del Supergrupo Acatlán en dirección oriente y opuesta.

La referidas sucesiones vulcanosedimentarias del Mesoproterozoico, del arco de Telixtlahuaca (1550-1000 Ma), se extienden hasta el estado de Chiapas, mediante la secuencia basal del grupo Oaxaca y Tejalapan, para determinar que el Supergrupo Acatlán estuvo en subducción activa todo el Mesoproterozoico por unos 450 Ma. De esta forma, se conectaba con la Faja Estructural Rondoniana-San Ignacio (1500-1300 Ma) y Sunsás (1250-1000 Ma) documentada por Matos Salinas G. R. (2010) para ser consideradas parasincrónicas con los supergrupos Acatlán y de Telixtlahuaca.  El referido grupo Oaxaca basal comprende una secuencia marina del rifting volcánico con rocas gabroides, basálticas, dacíticas y andesíticas, seguidas de una cuña clástica sedimentaria marina de calizas magnesianas, margas, lutitas y areniscas de plataforma en la parte occidental. A las anteriores, sobre yace en discordancia angular el grupo Tejalapan, que representa una sucesión vulcano sedimentaria del arco volcánico del Subgrupo Vigallo, responsable del metamorfismo regional de la Faja Estructural Oaxaqueña. De estas relaciones estratigráficas y tectónicas, se desprende que hacia el  Neoproterozoico tardío la región sureste de México, se encontraba en franca acreción cortical con la Faja Estructural Cananeana, debido a la polaridad de la Orogenia Oaxaqueña (1250-1000 Ma) hacia el poniente y así continuaba hasta integrar la Pangea del Pérmo-Triásico.

La referida acreción durante el Neoproterozoico, implicaba eventos de colisión con la Faja Estructural Cananeana, mientras se extinguía la subducción del supergrupo Acatlán y cierre del geosinclinal Cordillerano. La acreción fue prolongada para todo el Paleozoico hasta integrar la Pangea, que culmina en el Triásico Inferior. Por tanto, en el territorio de México no existen aperturas oceánicas de riftings que dieran lugar a geosinclinales paleozoicos, tampoco orogenias con desarrollos de montañas  tipo Alpino, sino más bien, potentes sucesiones anorogénica cordilleranas, con pliegues de fondo en la corteza precámbrica, conforme al modelo compresivo de Argand (1924) a lo largo del territorio de México para una franja de unos 450 km de ancho, con trend estructural NNW – SSE que afecta a los supergrupos Guanajuato, Pápalo, Zimatlán, Telixtlahuaca y Caborca respectivamente.

Podemos concluir entonces, que el origen del metamorfismo regional del Precámbrico de México se define por la Orogenía Oaxaqueña, debida a la intensa expansión oceánica opuesta del Geosinclinal Acatlano de régimen cordillerano de afinidad Pacífica. Esto es, que  el Supergrupo Acatlán por subducción oceánica penetra hacia oriente, en los ~1,600 Ma bajo las secuencias arqueanas y del Paleoproterozoico, para originar una  colisión hacia los 1120±20 Ma, mediante el evento opuesto del Escudo Arqueano Mexicano. Esta colisión vino a ocasionar el metamorfismo regional de México, durante la Orogenía Oaxaqueña, por compresión lateral progresiva, con levantamiento y profunda erosión durante el Neoproterozoico y después, durante todo el Paleozoico, hasta integrar la Pangea durante el Pérmico-Triásico.      

Concluimos que el plutonismo laramídico entre los 22 a 36 Ma, emplazó depósitos hidrotermales en vetas, chimeneas, mantos para los distritos de Taxco, El Oro, Pachuca, Guanajuato, Zacatecas, Fresnillo, Sombrerete, Velardeña, Naica, La Encantada y Santa Eulalia, entre otros, removidos de la Dorsal de El Ocotito, parte basal del Supergrupo Acatlán del Mesoproterozoico.  Estos depósitos aparecen en potentes secuencias de calizas mesozoicas y volcánicas terciarias, mediante el plis de fond, que implican a la Formación Ixcuinatoyac cordillerana a lo largo del Altiplano de México, sin mostrar zonación concéntrica de los clásicos porphyry copper deposits, muy diferentes y primigenios al occidente de México. Es importante considerar que el Supergrupo Acatlán, contiene depósitos masivos de sulfuración mesotermal, entre los 330° a 220° C, en diferentes niveles estratigráficos para una potente secuencia geosinclinal de unos 7 km de espesor. 

Supergrupo Telixtlahuaca (1550-1000 Ma)

Una vez iniciada la subducción del Supergrupo Acatlán hacia el oriente, en los ~1,600 Ma, originaba sobre la secuencia precámbrica preexistente, la apertura oceánica (back-arc spreading) del Grupo Oaxaca con la dorsal de ortogneises máficos migmatizados del área tipo El Catrín, para representar la parte basal del Supergrupo Telixtlahuaca. Entonces, la apertura del rifting originaba una nueva corteza volcánica gábrica alcalina del Grupo Oaxaca basal, que se expandía entre bloques de más 2000 m. de espesor del Paleoproterozoico, según la secuencia litoestratigráfica descrita por Bazán (1984, 1985, 1987) y Bazán-Perkins (1994). La expansión oceánica de la cuenca marina calco-alcalina del Grupo Oaxaca (back-arc spreading), pudo continuar por 250 Ma hasta el nivel de 1300 Ma, con dorsales oceánicas hacia el oriente, mientras que al occidente se formaba una  plataforma calcárea-magnesiana y cuñas clásicas con playas cuarcíferas. En esas paloplayas y litorales, se depositaba el titanio diseminado en ilmenita, rutilo, con la magnetita, apatita y otros minerales pesados, en forma de placeres. Mientras los gabros del fondo marino se enriquecían ligeramente de K-Rb-Cs-Sr-Ba-U-Th y de Tierras Raras ligeras; además, de otros elementos incompatibles de muy baja movilidad como el Fe-Ti-P-Ta-Nb-Zr-Hf y del itrio, descritos para la región de Huitzo por Schmitter-Villada (1970) y para Pluma Hidalgo con la geología económica documentada por Paulson (1962), con análoga evolución tectónica y metalogénesis. 

Las referidas asociaciones elementales forman parte de los paragneises y ortogneises donde se alojan unas 60 pegmatitas con núcleo de cuarzo, complejas de tipo hidrotermal y residual tardía, deformadas  sintectónicamente y posteriores a las facies de granulita. La mineralogía  de las pegmatitas aparecen  descritas por Bazán (1987) al estudiar la génesis del arco insular de Telixtlahuaca. Contienen variables cristales de allanita, apatita, autunita, biotita, calcita, esfena, fergusonita, fluorita, magnetita, monacita, muscovita, oligoclasa, uraninita, uranotorita, wernerita, betafita, euxenita, pechblenda, thorianita, torita, flogopita, barita, ortoclasa, andesina, ilmenita, samarskita, circón y berilio,  distribuidas en la cuenca del Grupo Oaxaca. Las pegmatitas varían de tamaño entre los 30 a 110 m de largo por 10 a 25 m de ancho, entre las principales están La Joya, La Ofelia, El Desengaño, La Panchita, La Unión y El Muerto, parcialmente deformadas y discordantes a la foliación post orogénica, con edades geocronométricas entre los 1120 a 770 Ma, según datos reportados por Fries (1962) y Fries et al. (1965). Por lo mismo, su composición y naturaleza deriva directamente de los mismos constituyentes de las rocas encajonantes, que pueden ser ultramáfica, máfica y félsica. Es decir, son ácidas, intermedias o básicas, debido a que corresponden a soluciones hidrotermales tardías, alojadas en ortogneises y paragneises máficos calcialcalino. Para conocer su naturaleza genética,  la entonces Comisión Nacional de Energía Nuclear, realizó exploraciones entre 1959 a 1961 para separar y cuantificar los minerales radiactivos, durante la extracción de ilmenita, grafito, flogopita, barita, feldespato y cuarzo, con fines científicos más bien que económicos.

Génesis de la Provincia Titanífera del Grupo Oaxaca.- Debido al plutonismo del Paleozoico tardío, los depósitos titaníferos del Grupo Oaxaca, parte basal del Supergrupo Telixtlahuaca, serían removilizados por metasomatismo, mediante una anortositización neumatolítica para segregar las nelsonitas, de Ti, Fe y P que siguen la foliación de los paragneises cuarzofeldespáticos de magnetita, rutilo, ilmenita, brookita, anatasa, esfena y apatita. De ahí que la concentración de estos minerales es de origen sedimentario en las playas, plataformas y cuñas clásticas del Grupo Oaxaca, sin relación con procesos magmáticos como se ha sugerido para los yacimientos del Macizo de Chiapas, Faja Estructural Oaxaqueña, Gneis Huiznopala, Hidalgo y Gneis Novillo, Tamaulipas.

 Se debe considerar que tanto el rutilo (TiO₂) como la ilmenita (FeTiO₃), además de  la anatasa y brookita (TiO₂), como  el mineral apatito con formula de: Ca₅(PO₄)₃(F,Cl,OH),  como la esfena CaTiOSiO₄, contienen los ingredientes elementales geoquímicos para originar la  provincia titanífera, a partir del Grupo Oaxaca. Este grupo forma la parte basal del Supergrupo Telixtlahuaca, a lo largo del territorio de México y después emplazados hidrotermalmente,  por pneumatolisis hacia el Paleozoico Tardío. El dióxido de titanio es la principal fuente comercial y global del titanio. Aproximadamente el 98% del titanio que se consume  en forma de dióxido de titanio, proviene del rutilo y de la ilmenita, en más del 85% de las paleoplayas y en menor cantidad de la esfena, anatasa y brookita.

La segregación de los minerales titaníferos, fue propuesta por Bazán y Bazán-Perkins (1984) y Bazán-Perkins y Bazán (1994-1992-2002) debido a un proceso hidrotermal, generado por granitoides subyacentes y laterales, relacionados al proceso de anortositización durante el Paleozoico. Por ejemplo, el batolito Huitzo-Etla con varios apófisis y stocks en el Valle de Oaxaca,  ocasionó la removilización y emplazamiento metasomático durante la anatéxis, propiciada por soluciones líquido gaseosas derivadas de las anfíbolas y micas. Este proceso, generó una extensa anortositización regional en el Valle de Oaxaca, con edad máxima de 270 Ma, estimada por Fries et al. (1965) por el método de Plomo-alfa. Los depósitos de nelsonita del área de Huitzo, con ilmenita, rutilo, brookita, esfena,  apatita y magnetita siguen la foliación de los paragneises alterados, en contenidos entre 0.52% a 4.82% de P₂O₅ y de 8.20% a 36.10% de TiO₂, de la cuña clástica y plataforma de la cuenca marina calco-alcalina del Grupo Oaxaca (back-arc spreading). Este proceso de enriquecimiento del titanio, fierro y fósforo en nelsonitas, se debió al TiF₄, contenido en las anfíbolas, esfena titanífera, ilmenita y las micas, en una fase neumatolítica líquido gaseosa, a temperaturas entre 480º a 620º C, durante la anatéxis de granitización y anortositización paleozoica, que afectó a los gneises precámbricos del Macizo de Chiapas, Oaxaca, Hidalgo y Tamaulipas, del Supergrupo Telixtlahuaca del Mesoproterozoico. 

De esta forma, las soluciones residuales hidrotermales con átomos de ytrio, uranio, niobio, tantalio, circonio, hafnio, berilo, potasio, bario, torio, como los lantánidos y actínidos presentes en los paragneises máficos y en las pegmatitas, se movilizaban por la compresión final del Escudo Arqueano Mexicano hacia el poniente, iniciada hacia los 1250 Ma. Esto ocasionó la subducción de la cuenca oceánica del Grupo Oaxaca, mientras continuaba la subducción opuesta hacia el oriente del Supergrupo Acatlán, bajo la FEO. Este evento enriqueció de titanio, bario, potasio, circonio, hafnio, torio y una gama de minerales radiactivos con Tierras Raras, en la parte basal del Supergrupo Telixtlahuaca. Por tanto, el Grupo Oaxaca calcialcalino se enriqueció con elementos traza e incompatibles, dentro de la secuencia vulcano sedimentaria con minerales tipo Kuroko de Ti, P, Fe, Ba, Sr, Zn y Cu que aparecen comúnmente inyectados en forma hidrotermal, en vetas de barita y en las pegmatitas residuales. Este proceso, se define para el trend de feldespatización pneumatolítica que siguen las intrusiones anortosíticas paleozoicas, que destacan por su color gris crema, con escasa deformación dinámica, desde Huitzo hasta Pluma Hidalgo, Oaxaca. La mineralogía de las anortositas es variable en los accesorios, con antipertitas, epidota, sericita, moscovita, biotita, esfena, magnetita, cuarzo, circón euhedral y abundantes mirmequitas. En cambio, es muy consistente en los esenciales, principalmente con  andesina y oligoclasa, caracterizada por una textura holocristalina, hipidiomórfica y equigranular gruesa de carácter intrusivo. 

Bajo esas consideraciones estratigráficas, metalogénicas y tectónicas, el metamorfismo regional progresivo del Precámbrico, se debe al efecto lateral de colisión que generó el trend de calderas del Subgrupo Vigallo como un arco de islas final, dentro del Supergrupo Telixtlahuaca, con edad consistente de 1120±20 Ma. Este evento produjo isogradas casi geométricas hacia ambos lados que se extienden por unos 20 km a lo largo de los afloramientos orientales de los supergrupos Zimatlán y del Acatlán, expresados en migmatitas  granulitas y anfibolitas. Los cambios laterales al poniente del Supergrupo Acatlán, varían a facies de esquistos verdes y azules, que pueden ser reconocidos en diversos poblados, estudiados en Juchatengo por Grajales  (1988), San Andrés Nuxiño por Bazán (1982), Acatlán por Ortega-Gutiérrez (1978), Ixcamilpa por Talavera Mendoza et al. (1995-2005), Tehuitzingo por Bazán-Perkins y Bazán (2004-2006-2011), Taxco por Fries (1956-1960), Tejupilco y Tizapa por De Cserna (1978-1983), Complejo Arteaga por Barba López et al. (1988), Zacatecas por Yta et al. (2003),  del Esquisto Granjeno, del Cañón de la Peregrina por Carrillo-Bravo (1961), Aramberri-Bustamante, por Ramírez, Ramírez. (1974)  Real de Catorce por Barboza-Gudiño et al. (2004), en Cuale, Jalisco, por Schaaf et al. (2003), Santa María del Oro por Córdoba-Méndez (1988) y Córdoba y Silva Mora (1989). El Complejo Sonobari, Sinaloa, por Vidal Solano et al. (2012), así como Los Ajos y Sierra de las Mesteñas por Anderson y Silver (1984) en Sonora, donde aflora el Esquisto Pinal y se prolonga al vecino estado de Arizona, respectivamente.

El mecanismo de apertura del rifting y del arco insular intracratónico de la Faja Estructural Oaxaqueña (back-arc spreading) se debe a la expansión oceánica de gabros alcalinos y calcialcalino, representados en el área tipo El Catrín que exhibe la sucesión vulcano sedimentaria basal del Supergrupo Telixtlahuaca (1,550-1,000 Ma), del Mesoproterozoico. Esa expansión  generaba una placa oceánica opuesta  con subducción final hacia el occidente, debido a los empujes del Escudo Arqueano Mexicano, para colisionar a profundidades de 3 a 5 km y originar las calderas magmáticas del trend y arco estructural del subgrupo Vigallo, para un mecanismo tectónico propuesto por Bazán-Perkins y Bazán (2011), responsable del metamorfismo regional para la FEO. Este trend del arco se ubica casi geométricamente a unos 18 km al poniente del rifting oaxaqueño, con una isócrona de paroxismo entre 1120±20 Ma, manifestado por la cabalgadura al oriente, de todo el frente estructural que implica desde El Cerro Viejo-Sierra de Vigallo hasta Nochixtlán, sobre la cuña clástica, plataforma y cuenca marina del Grupo Oaxaca. Este modelo tectónico evolutivo, fue propuesto por Bazán (1985), para los Grupo Oaxaca y Tejalapan, que se reconocen fácilmente, debido a que la autopista y carretera pavimentada de Asunción Nochixtlán-Telixtlahuaca-Oaxaca-Tlacolula, Ejutla, Miahuatlán y hasta la costa de Puerto Ángel,  están desarrolladas sobre el Grupo Oaxaca basal, responsable del arco del Subgrupo Vigallo.     

Bajo  esas condiciones, el trend estructural del arco volcánico de Telixtlahuaca es consistente por 210 km de longitud, con rumbo de NW12º SE, desde Nochixtlán hasta Puerto Ángel, para confirmar la provincia metalogénica de fierro, titanio, brookita, apatita y esfena del Grupo Oaxaca, hasta Pluma Hidalgo. Esto también define la prolongación del Supergrupo Acatlán del Mesoproterozoico, en subducción, bajo la FEO hasta Huatulco, donde desaparece truncado en la costa. Sin embargo, el mismo trend estructural de la provincia metalogénica titanífera del arco insular de Telixtlahuaca, está desplazado, rotado y trasladado contrario a las manecillas del reloj, hasta Rosendo Salazar, Chiapas, sobre la carretera federal 150, entre Tapanatepec y  Pomposo Castellanos que se dirige a Tuxtla Gutiérrez. Por tanto, el extremo de falla, aparece desplazado por 270 km con rumbo SW70ºNE, pasando por Salina Cruz hasta Puerto Ángel. Esto es, que la Sierra de Chiapas, contiene el mismo trend estructural del arco de Telixtlahuaca, en forma consistente con  rumbo de NW55ºSE, transversal a los cauces del Río Tablón, entre los poblados Los Ángeles y Ricardo Flores Magón, del altiplano de Villa Flores, así como en los ríos Los Amates y Ningunito en Chiapas.            

Por tanto, hacia los cortes de los referidos ríos, el Grupo Oaxaca consiste de mármoles de gran pureza y calcosilicatos estratiformes, con boudinage y cuerpos diapíricos emplazados en la misma secuencia, sin gran movilidad vertical. Termina su consistente prolongación por unos 190 km hasta la mina de titanio-rutilo La Cristina, Ejido La Libertad, de Acacoyagua, próximo a las fallas transformes de Polochic-Motahua. Es decir, en contacto estructural con el Supergrupo Zihuatanejo, donde aparece truncada tectónicamente, con la placa Caribeña. Justo sobre este contacto del Río Motozintla, afloran los ortogneises del Grupo Oaxaca en el área tipo de Mazapa, consistente de gabros, andesitas, grauvacas y tobas, truncados por las fallas Polochic-Matahua con desplazamiento lateral izquierdo, para integrar al Grupo Mazapa correlacionable con la localidad tipo El Catrín del Grupo Oaxaca, parte basal del Supergrupo Telixtlahuaca. Se considera que el Supergrupo Telixtlahuaca se prolonga como un cinturón de más de 4000 km de longitud, relacionado con la Orogenia Oaxaqueña, que implica al Mesoproterozoico de todo el Continente Americano.           

Sobre la edad del Supergrupo Acatlán, Fries y Rincón-Orta (1965) hacen una interesante distinción para un augen esquisto alojado como un cuerpo extraño en el Esquisto Acatlán, entre el camino de Tehuitzingo y Acatlán, definida en una riolita porfídica, que aquí la relacionamos con el arco del Subgrupo Vigallo. Dichos autores hacen la observación que atraviesa la sucesión metasedimentaria anterior al metamorfismo del esquisto y refieren que la intrusión está compuesta con 25% de porfidoblastos de microclina pertítica, cuarzo-sanidino, con matriz de mica, biotita, ortopiroxenos, plagioclasa, granate variedad almandita-espersatita y escasa clorita, apatita, circón y rutilo. Concluyen que la edad obtenida de 448±175 Ma, por el método de Rb-Sr, sea apreciablemente mayor, o sea del Precámbrico. Esta interpretación podría ser corroborada con otras intrusiones similares, siguiendo el trend estructural del arco del Subgrupo Vigallo, hacia sus extremos Norte-Sur en la secuencia del Supergrupo Acatlán.

Así pues, el intenso metamorfismo de colisión de la placa oceánica del arco volcánico del Supergrupo Telixtlahuaca vino a cratonizar rocas charnoquíticas y enderbíticas en las facies de granulita anhidras de presión baja del subgrupo Vigallo, en la secuencia del Supergrupo Zimatlán, con focos bipolares de unos 2 km hacia ambos lados. La intensidad metamórfica cambia gradualmente a facies de anfibolita hasta por unos 20 km más, y graduar después a facies de esquistos verde, y continuar en esquistos azules, tal y como aparecen impresas en las descripciones petrográficas para los supergrupos Guanajuato, Pápalo, Zimatlán, Acatlán y Telixtlahuaca, respectivamente. Podemos establecer entonces, que las respectivas aperturas oceánicas de los geosinclinales Acatlano y Oaxaqueño dejaron enormes pilares intermedios como umbrales que exponen al eje basal del geosinclinal de El Rosario y las raíces del Supergrupo Guanajuato, donde la subducción marina del supergrupo Acatlán fue la causa principal del metamorfismo regional progresivo en facies de granulita, anfibolita, esquisto verde de presión baja al oriente, así como las facies de eclogita y esquistos azul de presión alta al poniente, debido a la intensa compresión lateral. 

Por tanto, el proceso tectónico evolutivo final, emplazó a las pegmatitas del Supergrupo Telixtlahuaca, tanto de composición compleja, deformadas, así como simples y las no deformadas. Asimismo, ocasionó el colosal desprendimiento de la nappa de La Carbonera, que aparece desbordada sobre los enormes pilares del Supergrupo Zimatlán, sobrellevando en aloctonía al arco volcánico de Telixtlahuaca, para expresar los rasgos estructurales distintivos de la Orogenia Oaxaqueña de características tectónicas muy diferentes a la Grenvilliana. Este mecanismo intenso de compresión lateral por subducción, que originó y desarrolló la nappa de La Carbonera, arrastró fragmentos hasta de un metro de los iron formation del grupo Valdeflores, como aparecen en el frente de aloctonía de San Miguel Peras, Santiago Tlazoyaltepec y Santa María Peñoles. La misma tectónica movilizó en aloctonía los cuerpos diapíricos calcáreos, de margas magnesianas y calcosilicatos que parten del plano de décollement, de los grupos Oaxaca, Tejalapan y El Hielo del Mesoproterozoico, en facies de granulita, anfibolita y de esquistos verdes. Los mencionados diapiros derivan de las plataformas calcáreas y cuñas clásticas en extinción, a consecuencia de la intensa compresión lateral de la  Orogenia Oaxaqueña hacia el poniente, debido a los empujes al poniente del Escudo Arqueano Mexicano.

Dentro de esas fases de evolución tectónica para el Mesoproterozoico, en el área tipo de La Herradura-San Andrés Nuxiño, Santa Inés Zaragoza y Nochixtlán, se advierte que el tiempo de subducción del Supergrupo Acatlán hacia el oriente y bajo la FEO, fue consistente por más de 450 Ma. Este proceso de tiempo se corrobora por la apertura oceánica del rifting y desarrollo de la cuenca del Grupo Oaxaca (back-arc spreading) y hasta la colisión para generar al subgrupo Vigallo y continuar con el desborde de la nappa de La Carbonera que implica el depósito de los flysch del Grupo El Hielo. La subducción del Supergrupo Acatlán al oriente fue descrita por Bazán (1985-1987), al advertir que la parte basal del Grupo El Trapiche del área de Nuxiño estaba muy desgastado por subducción, hasta desaparecer hacia el área de Nochixtlán, para implicar también la desaparición de la parte basal del Supergrupo Telixtlahuaca. Este proceso de subducción por más de 450 Ma, afectó la corteza primigenia de la Tierra,  consumida o destruida, con parte del Arqueano y del Paleoproterozoico. Esto implica considerar un acortamiento del basamento por más de 1000 km y la destrucción de la parte basal precámbrica, explicable por la apertura oceánica del Geosinclinal Cordillerano activo desde los 1800  Ma, hasta los 1000 Ma, en subducción continua al oriente.  

Podemos concluir que el límite superior del Supergrupo Acatlán, está bien definido en el área tipo de San Andrés Nuxiño, Oaxaca, reconocido por Bazán (1982-1985-1987)  para el plano de Benioff de unos 150 m de espesor, consiste en seudotaquilitas de las facies de granulita y anfibolita que cortan en forma ortogonal al Grupo El Trapiche, parte basal del Supergrupo Zimatlán. Esa trinchera de subducción se ubica próxima al eje del geosinclinal de El Rosario, en un plano ortogonal inclinado 30º en dirección oriente. El plano implica que la subducción destruyó y desgastó la parte basal de la corteza primigenia de la Tierra, de los supergrupos Guanajuato, Pápalo y Zimatlán con espesor de más de 25 km, para acortar lateralmente al basamento en unos 1000 km, durante los más de 450 Ma que estuvo activa la subducción. Datos de los esfuerzos de subducción  en el Supergrupo Acatlán, son descritos por Weber et al. (1997) en un área próxima para la historia estructural y cinemática de la región de Nuevos Horizontes-San Bernardo, Puebla, que comprende un evento inicial de metamorfismo y migmatización de alto grado y otros seis secundarios en facies de anfibolita y esquistos verdes, que dan idea de las variadas pulsaciones a que fue sometido el Supergrupo Acatlán, durante la subducción del Mesoproterozoico por unos 450 Ma.                     

Neoproterozoico

Supergrupo Caborca (1000-570 Ma) 

Hasta hace una década la secuencia estratigráfica del Neoproterozoico (1000-570 Ma.), era un enigma para la parte más tardía del Proterozoico, o se desconocía en el territorio de México. Las únicas rocas eran la Secuencia Precámbrica Sedimentaria, del Supergrupo Caborca, Sonora, estudiada por Cooper y Arellano (1956) y Arellano (1956) Cevallos Ferriz, y Weber, Reinhard (1980). para las formaciones El Arpa, Caborca, Pitiquito, Gamuza, Papalote y Gachupín, correlacionadas con la Castner Limenstone, de las Montañas Franklin, de Texas y Nuevo Mexico, conocida Precambrian Thunderbird Group, definidas con fósiles de Collenia frequens. Los estudios estratigráficos de  LeMone (1982), LeMone y Cornell (1984) reportan que los espesores son similares al oscilar entre 3500- 4000 m con rocas sedimentarias, volcánicas alcalinas, calizas, dolomitas muy fosilíferas, cuarcitas y riolitas que cubren secuencias metamorfoseadas del Mesoproterozoico, afectadas por granitoides con edades entre 1000-1100 Ma con  variados diques diabásicos que las intrusionan. Por su parte, Harbour (1972) correlacionó  las rocas de las Montañas Franklin con las de Nuevo México, para concluir que se trataban del Neoproterozoico de la Cuenca Pedregosa que sobreyacen a una sucesión de rocas metamórficas del Mesoproterozoico. 

No obstante, para gran número de investigadores de la estratigrafía del Neoproterozoico y del Fanerozoico se dificulta correlacionar las respectivas sucesiones del Neoproterozoico de las Montañas Franklin de Texas y Nuevo México, con la potente Secuencia Precámbrica Sedimentaria del Supergrupo Caborca del NW de Sonora. Es decir, conocer si estaban conectadas entre si o bien, que corresponden a dos regiones geológicas independientes y muy distantes una de la otra. Esta disyuntiva se complica más al poner en duda, el gran desplazamiento lateral izquierdo de unos 800 km para la megashears Mohave-Sonora. Los reconocimientos estructurales parecen indicar que el desplazamiento estuvo intensamente activo desde el Cretácico medio y durante la orogenia laramide, debido a los fuertes empujes alóctonos de los macizos arqueanos del bloque Chihuahua-Coahuila y de Burro-Picachos, bastante activos hacia el poniente durante el Cretácico Superior y Terciario. 

Aunque los datos geocronométricos de las pegmatitas no deformadas de la región de Telixtlahuaca y del Gneis Novillo reportan edades de menos de 1000 Ma y hasta de 750 Ma, son indicios suficientes para representar al Neoproterozoico. Sin embargo, para la región Noroeste de Sonora, Cooper y Arellano (1956) y después Cevallos Ferriz, y Weber, Reinhard (1980), confirmaban una secuencia marina continua del Neoproterozoico seguido del Cámbrico, sin ninguna discordancia litológica para esa región de Caborca. Estas relaciones representan un hito en la geología de México, sobre bases esencialmente fosilíferas y litoestratigráficas para rocas sedimentarias marinas del Precámbrico no metamorfoseadas. Pero resulta que la sucesión de la localidad del Noroeste de Sonora, es de mayor antigüedad a la famosa fauna de Jellyfishes de Ediacara Hills y para la Rawnsley Quartzite con edad entre 625-550 Ma, reportada por Jenkins, R. et al. (1983) para la región de Adelaide del Sur de Australia, dentro del contexto del Neoproterozoico global y tardío. 

Mediante análisis zoneográficos del metamorfismo regional de la Faja Estructural Oaxaqueña a lo largo del Altiplano Mexicano, fue posible identificar varias unidades estratigráficas y estructurales de la nappa La Carbonera, como la fase más tardía de la Orogenía Oaxaqueña (1250-900 Ma). Esto implica que la Faja Estructural Cananeana del occidente de México, durante el Neoproterozoico, permanecía aislada por unos 900 Ma, por emplazamiento de la secuencia del Supergrupo Acatlán del Mesoproterozoico (1800-1000 Ma),  sincrónica con la Belt Purcell Supergroup del occidente de Canadá. Es decir, en México el Geosinclinal Acatlano Cordillerano, aparece tectónicamente sobrepuesto al geosinclinal de El Rosario del Paleoproterozoico, para disgregar y afectar a los supergrupos Guanajuato, Pápalo y Zimatlán, dentro del trend estructural NNW-SSE. Por lo tanto, al occidente no se identifican granitoides posteriores a los 1100 Ma, del Neoproterozoico ni del Paleozoico, como tampoco eventos orogénicos, sino hasta la tectónica Nevadiana del Jurásico Medio con edad máxima de 190 Ma, que implica numerosos batolitos laramídicos someros, del Cretácico Superior y Terciario.

Con esos datos de la parte tardía de la Orogenia Oaxaqueña, podemos definir al Neoproterozoico los flysch del grupo Chichimequillas de la Sierra de Guanajuato, incluyendo una extensa molassa terminal más al occidente, con metamorfismo decreciente del Grupo El Cerro del Cubilete, expuestos sobre la carretera que parte de León a Comanja de Corona, Jalisco. Asimismo, se definen al Neoproterozoico la potente secuencia alóctona de la Sierra del Cuervo que transportó mediante la nappa Alvigo del Oligoceno-Mioceno hacia el oriente, los flysch de la Formación Rara (Aldama), Chihuahua, propuesta por Acevedo (1957). Por tanto, se correlacionan los flysch del Grupo Chichimequillas, Guanajuato, parasincrónicos con los flysch del Grupo El Hielo de la orogenia Oaxaqueña. Es decir, que tanto los flysch del Grupo El Hielo, del Grupo Chichimequillas y la Formación Rara, con polaridad hacia el poniente, son de edad posterior a los 1000 Ma y asignados al Neoproterozoico.

Por otra parte, los depósitos Mississippi Valley de Samalayuca con mineralización estratiforme de cobre en filitas-cuarcitas-conglomerados sin fósiles, estudiados por Boily (2012) al norte de Chihuahua, unos 35 km al sur de las Montañas Franklin, representan las molassas parasincrónicas finales para ser correlacionados con el Grupo El Cerro del Cubilete, Guanajuato, del Neoproterozoico. 

Dentro de esa tesitura de evolución tectónica para la parte más tardía de la Orogenia Oaxaqueña del Neoproterozoico, se puede incluir la Cuarcita Bolsa, Arizona, también expuesta en la Sierra de las Mesteñas, del noreste de Sonora, que yacen en discordancia angular sobre rocas precámbricas, del Esquisto Pinal del Supergrupo Acatlán, como depósitos molássicos del Neoproterozoico tardío. Esta sucesión de cuarcitas y conglomerados basales,  exhiben débil metamorfismo regional, para ser depositados entre 800-700 Ma. Con estas sucesiones postorogénicas, podemos concluir que los referidos depósitos del Proterozoico Tardío (1,000-570 Ma) en México, corresponden a un régimen de acreción tectónica casi continua que se extendió también durante todo el Paleozoico para integrar y concluir con la Pangea. Por tanto, las unidades litoestratigráficas que se relacionan al Neoproterozoico, corresponden a rocas de eventos o fases tectónicas posteriores a la Orogenía Oaxaqueña, con edades menores a los 1000 Ma y que tienen como límite superior al nivel de 570 Ma. 

Tectónica y Metalogénesis de México

Evolución Tectónica y Metalogénica durante el 

Precámbrico 

Los primeros intentos para interpretar la evolución tectónica y metalogénesis, sobre bases estratigráficas fue propuesta por Bazán (1980) para la Faja Estructural Mexicana, considerando el basamento precámbrico. Debido a que la estratigrafía global comprende a varios eratemas, separados por extensas y conspicuas discordancias tectónicas, donde el basamento cristalino primigenio de la Tierra hacia el graben de San Felipe, aparece cubierto por la Secuencia Ofiolítica Mesozoica, del Mar Mexicano, seguida por la sucesión de rocas volcánicas y continentales del Cenozoico y Pleistoceno hasta San Luís Potosí y Guanajuato. Además, el basamento primigenio está obliterado por potentes secuencias litoestratigráficas de los grupos Tejalapan, Chichimequillas y Cerro de El Cubilete del Mesoproterozoico, que cabalgan en gran aloctonía al occidente sobre los grupos San Juan de Otates del Arqueano y del Grupo Los Alisos del Hadeano, respectivamente. 

Por principio, establecemos que la estratigrafía y tectónica de la Faja Estructural Cananeana arqueana, se asocia con la metalogenia generada durante la apertura oceánica del Gran Rift tipo MORB, que implica el origen de la vida en nuestro planeta. Esto es, que comprende la segregación bioquímica primitiva de sulfuros masivos vulcano sedimentarios en sucesivas etapas volcánicas exhalativas. Aquella segregación metálica se debió a la intensa actividad bacteriana prokariota y asexual para  concentrar minerales de S, Fe, Cu, Zn, Ni, Co, Cr, Ag, Pb, Au, Pt y otros más. Por tanto, los referidos yacimientos vulcano sedimentarios de sulfuros masivos precámbricos, con la característica metalogenia expresada, corresponden al tipo Outokumpu, de acuerdo con la mineralogía y posición litoestratigrafía descrita por Kahma (1973) y Peltola (1980)  que incluye al yacimiento Vounos, de similar origen. Sin embargo, estos yacimientos pueden ser removilizados in situ o reciclados para ser redepositados en niveles superiores como acontece en el Distrito de Jerome, Mina la Verde, Arizona, documentados por Anderson y Nash (1972) y Norman (1977) para los sulfuros masivos de remplazamiento en rocas volcánicas del Paleoproterozoico (2600-1800 Ma). 

Para aquella apertura oceánica de la FEC, propuesta por Bazán y Bazán-Perkins (2014) y Bazán-Perkins y Bazán (2014) para un modelo que depositaba mecánicamente minerales de Tungsteno aluvial-coluvial en las fallas concéntricas laterales de las fosas, se origina diseminado entre conglomerados y gravas por corrientes de alta energía. Posiblemente esa concentración del Tungsteno, sería la primera asociación mineralógica acontecida en la corteza, hacia los deltas y bordes abruptos del Gran Rift arqueano. Es decir, que el Tungsteno deriva del plutonismo generado en la corteza primigenia basal, en forma de scheelita y wolframita, desprendido en zonas falladas del rifting, de los primitivos mares o cuerpos estrechos de fosas de aquella biosfera incipiente. Más allá, en las lagunas marginales, cuencas tras arco y con barrera, precipitaban iones de azufre, de Molibdeno micro bandeado o laminar, asociado con evaporitas en salmueras de V, F, U, Re, Tl y Tr. Entonces, la destrucción de los feldespatos era agresiva por la gran acidez del agua, para dejar residuos arenosos de cuarzo, tridimita y cristobalita, también de arcillas refractarias formadas principalmente por silicatos alumínicos, como aparecen interbandeados en los paragneises del potente Grupo Los Alisos de la cima del Supergrupo Guanajuato. 

Finalmente, hacia las riberas de valles los flujos de agua y hielo, dejaban ricos placeres residuales de Sn, W, Au y Pt con otros minerales detríticos refractarios muy resistentes a la erosión. Esta zonación metalogénica puede ser reconocida en Arizona, Utah, Colorado, conforme a las descripciones de Lexington y Plumlee (2009) y Rowe (2012), también en secciones W-E a través de Sinaloa, Durango, Sonora, Chihuahua, Zacatecas, SLP y Guanajuato. Asimismo, en Chile y la Argentina, en términos de las edades reportadas para el emplazamiento del Cu-Mo, por Maksaev (2001) y Maksaev y Zentilli (2002) desde la zona costera de Perú-Bolivia-Brasil en Sudamérica, también se definen las primitivas provincias metalíferas de la corteza en el tiempo y espacio, distribuidos en la misma forma zonificada.

Por tanto, aquella corteza primigenia estaría compuesta por gneises, migmatitas, granitoides y rocas volcánicas heterogéneas, metagrauvacas con brechas, gravas y conglomerados de alto a medio grado metamórfico, con emisiones volcánicas mayores a los 1600ºC de temperatura. Varias localidades de aquella secuencia primitiva han sido reconocidas en todos los continentes, que implican a la Faja Estructural Cananeana de distribución global. Las provincias comprende gneises granite-greenstone o high-grade metamorphic associations, con intrusivos de dioritas y tonalitas, que asocian migmatitas, granulitas de variado origen y espesor,  extrapolados por su trend estructural orientado. En su conjunto muestran secuencias heterogéneas con petrología diversificada, según datos reportados por Wilson (1965), Gastil (1960), Goldich et al. (1961), Goldich (1973) y Moorbath (1979) para exhibir la edad  sincrónica y tectónica global entre 3,750 a 3,850 Ma, para ese tiempo, ocasionada por la subducción de los arcos volcánicos del Arqueano.  Algunas partes de corteza primigenia son  descritas por Windley (1989) y Condie (1989) un tanto extensas y otras reducidas, destacando las provincias de Slave, Amitsoq, Nain y de Wyoming para el cratón de Norteamérica y otros  extensos afloramientos en  Groenlandia, también en Canadá, Finlandia, Ucrania, Rusia, China, Korea, Brasil, Sudáfrica y Australia Occidental.

La importancia geoquímica del Grupo Los Alisos, radica en que reúne el ambiente petrológico favorable para contener Tungsteno y Estaño diseminado en zonas de alta energía hidráulica. Además, contener cuerpos lagunares tras arco o mares marginales con  sulfuros de molibdeno micro bandeado o laminar hacia el occidente, precipitado y asociado con evaporitas en ambientes reductores, Según datos geoquímicos, las salmueras están compuestas de Mo, F, Li, U, Re, Cs, Be, Th, Ta, Rb, Tl, Sb, W y Nb como acontece en los grandes yacimientos de Henderson, Clímax, Questa, Pine Grove y otros del Oeste de Norte-América, documentados por Ludington y Plumlee (2009) y Rowe (2012). Muchos de esos depósitos aparecen removilizados por granitoides peralumínicos laramídicos en México, independientes o asociados con sulfuros de cobre, zinc y tungsteno. Al mismo tiempo, hacia las partes altas de la corteza primigenia erosionada y devastada, quedaban ricos placeres residuales, eluviales, aluviales, eólicos en playas, con estaño, tungsteno, platino, rutilo, xenotima, cromita, columbita, ilmenita, monacita, corindón, circones, esfena, thorianita, magnetita, entre otros.

Respecto al Supergrupo Pápalo, comprende un arco volcánico primigenio debido a la subducción lateral de la expansión oceánica del Gran Rift arqueano. Es decir, el arco volcánico se generaba hacia los 3800 Ma por  subducción lateral bajo la corteza primigenia. Estos arcos vulcano sedimentarios de tipo calco alcalino, constituyen los escudos arqueanos en todos los continentes. Se distribuyen por sectores de 50 a 250 km de largo y entre 10 a 25 km de espesor, caracterizados por generar en su parte basal rocas komatíticas ultramáficas con altos contenidos de MgO, entre 17 a 42%. Dentro de las secuencias de los escudos arqueanos existen generaciones peculiares de yacimientos de sulfuros masivos vulcanogénicos del tipo VMS Noranda-Kuroko-Besshi, como los del Supergrupo Pápalo que se extienden desde Puebla hasta Chiapas, con la presencia de sulfuros de Fe, Cu, Zn, Pb, Ag, Au y As entre otros, asociados con actividad micro orgánica de origen bacterial, sin importantes concentraciones de Ni, Pt, Co y Cr, más bien en trazas de serpentinitas diapíricas.

Los depósitos de sulfuros masivos vulcanogénicos del Supergrupo Pápalo, del tipo VMS Noranda-Kuroko-Besshi, implican hierro bandeado del tipo Algomana del Arqueano, como los depósitos residuales del Neógeno de Almagres, Veracruz, deslizados  hacia fosas tectónicas terciarias del sistema de fallas Gibson. Su origen se debe al vulcanismo submarino exhalativo, asociados con sulfuros masivos de Fe-Cu-Zn-Pb-Ag-Au. Se identifican en mantos y lentes fracturados desde el Macizo de Teziutlán, Puebla, hasta los depósitos hidrotermales en Pichucalco y de Paso Hondo, Chiapas, emplazados por plutonismo y vulcanismo explosivo tipo caldera, de carácter dacítico y andesítico del Oligoceno Superior al Plioceno. Es decir, derivan del tipo VMS Noranda-Kuroko-Besshi, según los modelos de Ohmoto, H. y Skinner, B.J. (1983), Gibson (1990-2005) para  los depósitos de sulfuros masivos emplazados en el arco del Supergrupo Pápalo del Arqueano. También existen removilizaciones hidrotermales posteriores y de la misma naturaleza en los distrito mineros de Tetela de Ocampo, Tuligtic-Tlalpizaco, en Puebla; Tatatila-Las Minas de Somelahuacan y los de Alto Lucero-Caballo Blanco, en Veracruz. Una peculiaridad de los depósitos VMS Noranda-Kuroko-Besshi  es que carecen de Ni, Cr, Pt, Co y otros minerales ultrabásicos, mismos elementos que si acontecen en el núcleo de la Faja Estructural Cananeana, como los de Cuba y The Sudbury Structure, Ontario, Canadá, que comprenden la prolongación de la FEC, conjuntamente con los depósitos de cobre nativo vulcanogénico de la Península Keweenan, de Michigan.

Por otra parte, Bazán-Perkins y Bazán (2014) reportan importantes yacimientos tipo VMS Noranda-Kuroko-Besshi,  para el Cañón Tomellín y El Parián, La Natividad, Santiago Zacatepec-Alotepec,  Cobre Grande, San José de Gracia, Taviche, Guelavila, Lichiguire, La Ventosa, Tapanatepec, Oaxaca. Este tipo de yacimientos se extienden hasta Santa Fe, La Victoria, Ixhuatán, Nueva Morelia y en Juxtal, Chiapas; removilizados por eventos plutónicos y vulcanismo explosivo terciario, debido a la subducción al poniente, documentado por Bazán (1990), desde la trinchera de Chicontepec-Vista Hermosa hasta Palenque durante el Terciario, bajo la secuencia mesozoica plegada de la Sierra Madre de Chiapas. Por ejemplo, los depósitos de Au-Cu-Zn-Pb de Tetela de Ocampo-Tuligtic-La Aurora-Alto Lucero, muestran una estructura del basamento del Supergrupo Pápalo, alineada con rumbo sensiblemente E-W. Su importancia económica radica en que pueden producir de 3 hasta 60 millones de toneladas de minerales polimetálicos, en procesos de cielo abierto y obras subterráneas.

Se debe destacar que existen diferencias metalogénicas para los depósitos distribuidos a lo largo de la Faja Estructural Cananeana, con asociaciones mineralógicas peculiares y de zonificación en los clásicos porphyry Cu-W-Mo-Sn deposits. Estos depósitos aparecen emplazados mediante variados plutones anatexíticos dioríticos y cuarzodioríticos, debido a la subducción laramídica de la placa Chilpancingo hacia el poniente. Esto es, que existen marcadas diferencias en origen tectónico y metalogénico para los depósitos vulcano sedimentarios del arco calcialcalino del Supergrupo Pápalo, que corresponden al tipo VMS Noranda-Kuroko-Besshi, según los modelos propuestos por Bazán Perkins y Bazán (2004-2011) y Bazán y Bazán Perkins (2010-2012-2014)  para la sucesión estratigráfica precámbrica de México. La gran diferencia metalogénica para esos yacimientos, se debe a un  proceso tectónico en ambientes Litoestratigráficos deferentes en el tiempo y espacio, para definir la  paleogeografía de la corteza precámbrica. Además, exhiben gran diferencia en cuanto al proceso de emplazamiento geoquímico, donde los yacimientos de la FEC corresponde a un Gran Rift, tipo MORB primitivo y los del Supergrupo Pápalo, corresponden al arco volcánico primigenio, debido a la subducción marina lateral de la referida FEC.  

Es necesario partir de los datos geoquímicos de Cox y Singer (1986),  Cox et al. (1986), Singer, D. A.(1986), de Menzie y Singer (1993)  respecto a que los Porphyry Copper Deposits se truncan y no se prolongan hacia el occidente de Canada. Al respecto, consideramos que el Gran Rift tipo MORB de la FEC sufre una inflexión o quiebre estructural a partir de Arizona y en Butte, Montana, hacia el oriente, según consistentes datos estratigráficos, estructurales y metalogénicos de Gammons et al. (2006) y Czehura (2006). Estas referencias geológicas determinan una subducción lateral que dio origen a los arcos primigenios de los escudos arqueanos canadiense y mexicano, ahora dispuestos uno del otro en posición Norte-Sur, entre los 3800 y 2500 Ma. Aunque son abundantes las publicaciones que implican un supuesto impacto de un meteorito para los yacimientos de la región de Sudbury, Ontario, dejan más dudas que aciertos, sobre el origen de esos enormes depósitos de Cu, Ni, Pt, Co, Zn, Au, Ag, entre otros minerales más, para negar el supuesto impacto meteórico espacial. Es decir, que la estructura elíptica de Sudbury descrita por Ames (1999), Ames et al. (2008), Grieve et al. (2008) y Grieve et al. (2010) de 60 Km en dirección Noreste, por 28 km de ancho, forma parte del Gran Rift de la  FEC, para negar el impacto de un meteorito, tipo shock, hace 1850 Ma.

Asimismo, las descripciones geológicas de Dressler (1984-1987), Wood y Spray, Rousell et al. (2002), de Holm, D. K et al. (2007) relacionadas con la reinterpretación acrecionaria y de los límites del  Paleoproterozoico con nuevos datos aero magnéticos y geofísicos en la parte Norte Central de los EUA, tienden a comprobar y demostrar que la Faja Estructural Cananeana se extiende hasta la magna estructura mineralizada de Sudbury, Ontario. Esto es, que el análisis de la estratigrafía, tectónica y metalogénesis determinan que The Sudbury Structure Ontario, Canadá, comprende la prolongación de la FEC, conjuntamente con los depósitos de cobre nativo vulcanogénico de la Península Keweenan, de Michigan, que según Bomhorst y Lankton (2006) y Bornhorst (1997) están emplazados en mantos, también por diques gábricos grenvillianos del Mesoproterozoico. Por tanto, la FEC continua hasta la Península de Labrador, a través de New Brunswick y Newfoundland, Canadá, Groenlandia, Norte de Escocia y hasta Finlandia, para determinar su origen y prolongación de aquella corteza primigenia.                         

Es importante considerar que la metalogenia global de los porphyry copper mineralization, no son característicos de la tectónica laramide como acontece para el cratón de Norte-América, ya que están emplazados en el Paleoproterozoico como en Finlandia, así como en el Mesoproterozoico, en el Neoproterozoico, Paleozoico y hasta el Terciario.  Por ejemplo, Seltmann et al. (2014) reporta que en la faja estructural de 5000 km de los Urales y Eurasia desde Rusia hasta Mongolia, los porphyry copper deposits, fueron emplazados en múltiples episodios magmáticos del Ordovícico al Jurásico. Igualmente, Maksaev y Zentilli (1999) y Maksaev et. al. (2007) describen que en la Sierra de los Andes que implica Argentina, Chile, Perú, Ecuador y Colombia se tienen depósitos de Cobre y Molibdeno porfídico del Pérmico-Carbonífero al Jurásico, así como del Cretácico y Terciario, comprobado con las edades reportadas para los plutones de anatéxis que les dieron origen.

En efecto, las características estratigráficas, tectónicas y metalogénicas que exhibe la FEC implican una extensión de unos 40,000 km en todos los continentes, que tienen como referencia a los sulfuros masivos de porphyry copper deposits, removilizados desde el Arqueano, Proterozoico, Paleozoico y hasta el Terciario. Los enormes yacimientos de Ni, Co, Cr y minerales del grupo del platino, vendrían a formar los núcleos basales de las dorsales axiales en expansión oceánica, que acontecen emplazados en la isla de Cuba y de Sudbury.  Esto es, que el Bloque Chortis, Cuba, Haití-Santo Domingo, Puerto Rico y Panamá alojan en sus territorios yacimientos removilizados de esa naturaleza primitiva, asociados con plutones diorítico, cuarzo monzoníticos y granodioríticos fallados que conservan sus lineamientos en la placa Caribeña. Es decir, las Islas Caribeñas son bloques de la FEC desprendidos de la parte continental sureste de México desde el Cretácico al Plioceno, a partir de Jalisco y Nayarit. Podemos destacar que Cuba aloja un núcleo de rocas ultramáficas, de importantes yacimientos de Ni, Co, Pt y Cr, así como porphyry copper deposits y skarns subordinados, como continuidad de la FEC, desprendidos, rotados y trasladados de la corteza continental del Sureste de México.

(Continuará).

¹Coordinación Académica Región Altiplano, Universidad Autónoma de San Luis Potosí,

Carretera a Cedral  km 5+600, Ejido San José de las Trojes, Matehuala, S.L.P. C.P. 78700, México 

Autor de correspondencia: *(gilberto.rosales@uaslp.mx)