Estudio Petrográfico de Una Nueva Localidad de Rocas Ígneas (Formación El Venado) y Su Implicación Geológica, Municipio de Tezoatlán, Oaxaca PDF

ESTUDIO PETROGRÁFICO DE UNA NUEVA LOCALIDAD DE
ROCAS ÍGNEAS (FORMACIÓN EL VENADO) Y SU

IMPLICACIÓN GEOLÓGICA.
MUNICIPIO DE TEZOATLÁN, OAXACA.
T E S I S
QUE PARA OBTENER EL TÍTULO DE:

I N G E N I E R O G E Ó L O G O
P R E S E N T A:
JOSUE JIMENEZ GONZALEZ.
DIRECTORES DE TESIS:
DIRECTOR INTERNO: M. EN C. PEDRO VERA SÁNCHEZ.
DIRECTOR EXTERNO: M. EN C. OSCAR HUGO JIMÉNEZ SALAS.
Ciudad de México, Junio de 2018

Josué Jiménez González Página 1
Agradecimientos
En este apartado quiero expresar mi más profundo y sincero agradecimiento a todos aquellas
personas que me ayudaron en el transcurso y en la conclusión de este trabajo. Así mismo a
aquellas que contribuyeron a mi formación profesional.
Primeramente a mi familia. Pa̱, Ma̱, dinñoꞌo ka̱ naki̱ ꞌo yuꞌu̱ nduvéꞌe noo̱ Tatá mií yó na̱ ió
anduú dá chi mií na̱ kúú na̱ dándaki, ta̱ mií na̱ kúú na̱ kómí choon, ta̱ mií na̱ kúú na̱ kánian
natiin ndidá táꞌa̱n ña̱ñóꞌo, dá chi̱ mií ná dáxi̱ nko̱o va̱ꞌa ndidaá ña̱ꞌa. Nduvee̱ꞌndo Pa̱ xíꞌín Ma̱, da̱
chi̱ naꞌa̱ vaꞌa̱ yuꞌu̱ ña̱ ni̱ da̱ ña̱ꞌa ni̱ saꞌa̱ noo̱ ndáꞌa̱ ndo̱ ni̱ xi̱ ꞌo oon ndo̱ no̱oꞌi.
Kiꞌo̱ miíi Nidi̱ a, Yu̱ri̱ , Ru̱ Chelíꞌi̱ n, Nina̱, ñani miíi Kito̱, nduvéꞌ e ndo xa̱ ña̱ ni̱ ka̱ndeé iní ndo̱
yuꞌu̱. Ta va̱ꞌ ará ko̱ kuíí ka̱ ndeé yuꞌu̱ ndo̱ ni̱ sa̱ kú tá ndeéꞌi. Ta sa̱ náꞌa vá yó ñá sa̱ꞌá ña̱ kóni̱ yo̱
Tatá mií yó na̱ ió anduú, sa̱ꞌá ño̱ó ndidaá kúú vá ña̱ꞌa ndóꞌyo ndúuan ña̱ va̱ꞌa kée mií ná. Sa̱ꞌá
ño̱ó kándéé káꞌano inii̱ ña̱ ni iin tóꞌón ña̱ꞌa o̱ kándeé ña̱ dánkoo Ndios ña̱ kúꞌu̱ ini na̱ saꞌa̱ yo̱. Ni
ñ-s kuu yo̱, ni ña̱ kataki yo̱, ta ni ña̱ꞌa ndóꞌo yó viti, ta ni ña̱ꞌa vei̱ ndoꞌo yó chí noo̱, ta ni ñaꞌa ió
noo̱ díkó, ni ña̱ ió ma̱a ti̱ i ñóꞌo̱, ta ni iin tiꞌón ka̱ ña̱ꞌa o̱ kándeé na ña̱ kúꞌu̱ ini na̱ saꞌa̱ yo.
Mis agradecimientos y admiración a los profesores Pedro Vera y Oscar Hugo Jiménez quienes
fueron piedra angular de este trabajo, sé y reconozco que sin su apoyo me hubiera sido
imposible terminar este trabajo. Yo asumo todos los errores que pueda tener este trabajo y
todos los aciertos de la misma son de ustedes.
Gracias profe Pedro por compartirme sus conocimientos e impulsarme a ser cada día mejor,
gracias por la paciencia y el tiempo que invirtió en mí. Nunca olvidaré la frase que me dijo en
una ocasión; que las cosas no las obtienes porque te lo merezcas o por cuestión de suerte, que
las tienes por lo que eres capaz de conseguir con el trabajo, la dedicación, el esfuerzo y la
valentía.
Gracias profesor Oscar, no existe palabra que pueda describir la gran gratitud que le tengo por
su minuciosa revisión y su dedicación a este trabajo, le agradezco el apoyo moral y
económico, le agradezco su enorme paciencia, gracias por lo mucho que me enseñó no tan
sólo en el ámbito geológico, sino en muchas áreas más. Nunca olvidare sus sabios consejos
que me han enseñado a ser mejor ser humano.
Agradezco a la Subdirección de Laboratorios y Apoyo Académico (SLAA) del Instituto
Nacional de Antropología e Historia (INAH) por la confianza acordada en el uso de sus
instalaciones, especialmente en el Laboratorio de Rayos X donde se me permitió hacer uso de
sus equipos, materiales y acervo bibliográfico.
Doy las gracias también a los profesores Camilo Yáñez, Raúl Olmos, Jorge Jaime Mengelle y
Mariana Olvera, por tomarse un tiempo en la revisión de este trabajo y por sus observaciones
puntuales para mejorar el mismo.
Quiero expresar mis más sinceros agradecimientos a las autoridades del Consejo de Bienes
Comunales del pueblo de Yucuquimi de Ocampo y a las autoridades municipales de pueblo de
San Valentín Gómez por las facilidades que nos brindaron para poder realizar el trabajo de
campo. Sin ellas no hubiera sido posible realizar el presente estudio.
Expreso mis agradecimientos a los profesores Jaime Rueda, Julie Roberge y José María
(Chema) por sus conocimientos compartidos en las aulas y que fueron de gran ayuda en la
elaboración de este trabajo.
Agradezco a mis mejores amigos, Alejandra, Gaby y Julio Cesar, ustedes hicieron mejor mi
estancia en la universidad, gracias por sus palabras de ánimo en los tiempos de angustia,
ustedes fueron como un hermano en esos momentos, gracias.
Por último gracias a la ESIA-Ticomán y al IPN por la oportunidad que me brindó de ser parte
de la comunidad estudiantil.
ESTUDIO PETROGRÁFICO DE UNA NUEVA LOCALIDAD DE ROCAS ÍGNEAS (FORMACIÓN EL VENADO) Y SU IMPLICACIÓN
GEOLÓGICA MUNICIPIO DE TEZOATLÁN, OAXACA.
Contenido
AGRADECIMIENTOS .......................................................................................................................................... 6
ÍNDICE DE TABLAS. ............................................................................................................................................ 9
ÍNDICE DE FIGURAS. .......................................................................................................................................... 9
RESUMEN ....................................................................................................................................................... 11
ABSTRACT ....................................................................................................................................................... 12
INTRODUCCIÓN .............................................................................................................................................. 13
PROBLEMÁTICA .............................................................................................................................................. 15
OBJETIVO ........................................................................................................................................................ 24
JUSTIFICACIÓN ................................................................................................................................................ 25
I. GENERALIDADES .......................................................................................................................................... 26
I.1. VÍAS DE ACCESO Y LOCALIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO ............................................................................................ 26

I.2. FISIOGRAFÍA..................................................................................................................................................... 27
I.3. PROVINCIAS GEOLÓGICAS.................................................................................................................................... 28
I.3.1. Provincia de Tlaxiaco............................................................................................................................ 28
I.3.2. Terreno Mixteco ................................................................................................................................... 29
II. ANTECEDENTES ........................................................................................................................................... 32
III. GEOLOGÍA Y ESTRATIGRAFÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO ................................................................................. 36
III.1. UNIDAD METAMÓRFICA ................................................................................................................................... 36

III.2. FORMACIÓN EL VENADO .................................................................................................................................. 42
III.3. FORMACIÓN ROSARIO...................................................................................................................................... 53
III.4. GRUPO TECOCOYUNCA .................................................................................................................................... 55
III.5. CALIZA CON CIDARIS ........................................................................................................................................ 55
IV. MÉTODO DE TRABAJO ............................................................................................................................... 57
IV.1. TRABAJO GABINETE......................................................................................................................................... 57

IV.2. TRABAJO DE CAMPO........................................................................................................................................ 58
IV.3. TRABAJO DE LABORATORIO ............................................................................................................................... 58
V. ANÁLISIS PETROGRÁFICO DE LAS UNIDADES METAMÓRFICA, SEDIMENTARIA E ÍGNEA ............................. 60
V.1. UNIDAD METAMÓRFICA.................................................................................................................................... 60

IV.2. FORMACIÓN EL VENADO .................................................................................................................................. 67
IV.3. FORMACIÓN ROSARIO ..................................................................................................................................... 84
VI.-DISCUSIÓN E INTERPRETACIÓN ................................................................................................................. 88
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES .......................................................................................................... 99
BIBLIOGRAFÍA ................................................................................................................................................103

Índice de Tablas.
TABLA 1: DIFERENCIAS DE LAS COLUMNAS ESTRATIGRÁFICAS (1-3) DEL COMPLEJO ACATLÁN. ............................ 16
TABLA 2: EVOLUCIÓN DE LAS COLUMNAS ESTRATIGRÁFICAS (4-7) DEL COMPLEJO ACATLÁN. .............................. 17
TABLA 3: COLUMNAS ELABORADAS POR DIVERSOS AUTORES QUE TRABAJARON EN LA REGIÓN MIXTECA.............. 23
TABLA 4: CONTENIDO MINERALÓGICO DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS. ................................................................. 90
TABLA 5: PALEOFLORA IDENTIFICADA. ................................................................................................................... 92
TABLA 6: CONTENIDO MINERALÓGICO EN LAS ROCAS ÍGNEAS ................................................................................ 93
TABLA 7: CARACTERÍSTICAS PRINCIPALES DE LAS 4 PARTES QUE INTEGRAN LA FORMACIÓN EL VENADO. .......... 101
Índice de Figuras.
FIGURA 1: MAPA REGIONAL EN RELIEVE EN DONDE SE MUESTRAN LAS PRINCIPALES VÍAS DE ACCESO ................... 26
FIGURA 2: MAPA EN RELIEVE QUE MUESTRA LA LOCALIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO ......................................... 27
FIGURA 3: MAPA REGIONAL DEL COMPLEJO ACATLÁN. .......................................................................................... 30
FIGURA 4: MAPA GEOLÓGICO REGIONAL Y PLANO TECTÓNICO ESTRUCTURAL ........................................................ 31
FIGURA 5: MAPA GEOLÓGICO LOCAL ...................................................................................................................... 37
FIGURA 6: FOTOGRAFÍA QUE MUESTRA UN AFLORAMIENTO DE ROCA ANFIBOLÍTICA .............................................. 38
FIGURA 7: FOTOGRAFÍA DE GNEIS CUARZO-FELDESPÁTICO .................................................................................... 39
FIGURA 8: MIGMATITA MOSTRANDO SUS DOS COMPOSICIONES............................................................................... 40
FIGURA 9: VISTA GENERAL DEL CONTACTO ENTRE LAS ROCAS METAMÓRFICAS Y LA SUCESIÓN ÍGNEA. ................. 41
FIGURA 10: CONTACTO TECTÓNICO ENTRE LAS ROCAS METAMÓRFICAS Y LA SUCESIÓN ÍGNEA. ............................. 41
FIGURA 11: ESTRATIFICACIÓN DE LA TOBA VÍTREA CON TOBA CRISTALINA. ........................................................... 42
FIGURA 12: VIDRIO DE COLOR NEGRO YACIENDO EN FORMA FLUIDAL. ................................................................... 43
FIGURA 13: BRECHA VOLCÁNICA ESTRATIFICADA EN ESPESORES DE 30 A 50 CENTÍMETROS. ................................. 44
FIGURA 14: TOBA CRISTALINA ................................................................................................................................ 45
FIGURA 15: INTERCRECIMIENTO DE CUARZO BLANCO, CALCITA Y JASPE EN LA ZONA DE CIZALLA. ........................ 46
FIGURA 16: INTERCRECIMIENTO DE EPIDOTA Y CUARZO BLANCO EN LA ZONA DE CIZALLA. ................................... 46
FIGURA 17: FOTOGRAFÍA EN DONDE SE OBSERVA CAMBIO DE COLORACIÓN DE LA ROCA EN ZONA DE CIZALLA. .... 47
FIGURA 18: VISTA GENERAL DE LA ROCA ................................................................................................................ 48
FIGURA 19: ROCA BASÁLTICA-ANDESÍTICA CON AMÍGDALAS ................................................................................. 49
FIGURA 20: FOTOGRAFÍA DE PSEUDOTAQUILITA DE 2 CENTÍMETRO DE ESPESOR EN UNA ZONA DE FALLA. ............. 49
FIGURA 21: CONTACTO LITOLÓGICO POR FALLA ENTRE LA FORMACIÓN EL VENADO Y LA FORMACIÓN ROSARIO. 50
FIGURA 22: COLUMNA ESTRATIGRÁFICA DE LA FORMACIÓN EL VENADO. ............................................................. 51
FIGURA 23: SE OBSERVA UNA ARENISCA DE GRANO FINO ....................................................................................... 54
FIGURA 24: SECCIÓN GEOLÓGICA A LO LARGO DEL TRANSECTO SOBRE EL RÍO LOS MUERTOS Y EL VENADO. ....... 56
FIGURA 25: LA METODOLOGÍA LLEVADA A CABO PARA CUMPLIR LOS OBJETIVOS DEL TRABAJO ............................. 57
FIGURA 26: ESQUISTO DE MUSCOVITA Y GRANATE ................................................................................................. 60
FIGURA 27: ANFIBOLITA DE HORNBLENDA-ACTINOLITA Y GRANATE.. .................................................................... 61
FIGURA 28: ESQUISTO-GNÉISICO CUARZO-FELDESPÁTICO DE MUSCOVITA Y CLORITA ............................................ 62
FIGURA 29: ANFIBOLITA DE HORNBLENDA-ACTINOLITA Y GRANATE ...................................................................... 63
FIGURA 30: GRANULITA DE ZOISITA Y GRANATE CON MICROPLIEGUES. .................................................................. 64
FIGURA 31: ANFIBOLITA ESQUISTOSA DE HORNBLENDA-ACTINOLITA Y GRANATE CON MINERALES DE ESFENA ..... 65
FIGURA 32: DIAGRAMA DE FACIES Y ASOCIACIÓN TECTÓNICA. TOMADO Y MODIFICADO DE SEN (2014, P.312). .... 66
FIGURA 33: METATOBA CON TEXTURA MILONÍTICA ................................................................................................ 67
FIGURA 34: TOBA VÍTREA CON UNA MATRIZ MICROCRISTALINA ............................................................................. 68
FIGURA 35: TOBA VÍTREA CON FRAGMENTOS DE VIDRIO......................................................................................... 69
FIGURA 36: TOBA VÍTREA EN LA QUE SE OBSERVA EL CONTENIDO DE SHARDS ........................................................ 69
FIGURA 37: TOBA VÍTREA CON MATRIZ MÁS SILICIFICADA Y CONTIENE FRAGMENTOS DE VIDRIO (PÓMEZ). ........... 70

FIGURA 38: ROCA PIROCLÁSTICA SILICIFICADA (COMPLETAMENTE DESVITRIFICADA) ............................................ 71

FIGURA 39: TOBA CRISTALINA CON FENOCRISTALES DE PLAGIOCLASA................................................................... 72
FIGURA 40: TOBA CRISTALINA CON FENOCRISTALES DE PLAGIOCLASAS. ................................................................ 73
FIGURA 41: TOBA CRISTALINA CON FENOCRISTAL DE FELDESPATO ........................................................................ 73
FIGURA 42: TOBA CRISTALINA CON MATRIZ DESVITRIFICADA A CUARZO MICROGRANULAR ................................... 74
FIGURA 43: ROCA ÍGNEA DE COMPOSICIÓN ANDESÍTICA DE TEXTURA HOLOCRISTALINA ........................................ 75
FIGURA 44: ROCA ÍGNEA DE COMPOSICIÓN ANDESÍTICA ......................................................................................... 76
FIGURA 45: CUARZO MICROGRANULAR EN FORMA DE MOSAICO. ............................................................................ 76
FIGURA 46: ROCA ÍGNEA DE COMPOSICIÓN ANDESÍTICA BASÁLTICA CON UN PORFIDOFENOCRISTAL ...................... 77
FIGURA 47: TOBA VÍTREA CON FRAGMENTOS DE LÍTICOS Y FRAGMENTOS DE PLAGIOCLASAS ................................ 78
FIGURA 48: ROCA PIROCLÁSTICA EN LA QUE SE PUEDE APRECIAR UNA PLAGIOCLASA ............................................ 78
FIGURA 49: PSEUDOTAQUILITA TECTÓNICA DE TEXTURA HOLOHIALINA ................................................................. 79
FIGURA 50: PSEUDOTAQUILITA CON MATRIZ HOLOHIALINA .................................................................................... 79
FIGURA 51: PSEUDOTAQUILITA BRECHOIDE. ........................................................................................................... 80
FIGURA 52: ROCA ÍGNEA DE COMPOSICIÓN BASÁLTICO-ANDESÍTICO DE TEXTURA MICROLITICA ........................... 81
FIGURA 53: AMÍGDALA DE CUARZO EN LA ROCA ÍGNEA DE COMPOSICIÓN BASÁLTICO-ANDESÍTICO. ...................... 81
FIGURA 54: CLASIFICACIÓN DE ROCAS PIROCLÁSTICAS. TOMADO DE FISHER (1984). ............................................ 82
FIGURA 55: DIAGRAMA TRIANGULO QAPF DE STRECKEISEN (1979). .................................................................... 82
FIGURA 56: SUBARCOSA CONGLOMERÁTICA MODERADAMENTE MADURA .............................................................. 84
FIGURA 57: SUBARCOSA DE GRANO FINO INMADURA CON MUCHA OXIDACIÓN. ...................................................... 85
FIGURA 58: CLASIFICACIÓN DE ARENAS (ARENISCAS CON MENOS DEL 15 % DE MATRIZ). SEGÚN FOLK (1980). .... 85
FIGURA 59: A) OTOZAMITE Y B) PTILOPHYLLUM ACUTIFOLIUM (WIELAND). ......................................................... 86
FIGURA 60: PROBABLE SEMILLA DEL ESPECIE GINKGO SP. ...................................................................................... 86
FIGURA 61: DIFRACTOGRAMA QUE MUESTRA EL CONTENIDO DE GRANATE TIPO ALMANDINO. ............................... 89
FIGURA 62: DIFRACTOGRAMA QUE MUESTRA EL CONTENIDO DE EPIDOTA .............................................................. 94

Resumen
Los estudios geológicos realizados en la mixteca oaxaqueña han sido numerosos e importantes
para entender su evolución petrogenética y geotectónica. La definición y análisis de una
secuencia volcánica que se propone sea considerada como unidad independiente (Formación
El Venado) ha permitido contribuir de manera significativa el conocimiento geológico de la
región. La aplicación de trabajo de campo y laboratorio (petrografía y difracción de rayos X),
como herramientas principales dan cuenta de las características geológicas principales, la
composición y el probable origen de la unidad ígnea propuesta. El conocimiento de estas
características sirve de base para discriminar y diferenciar esta unidad de las que afloran en los
alrededores del área de estudio. La importancia de esta unidad radica en su posición
estratigráfica y características petrológicas, debido a que se encuentra entre un basamento
metamórfico (Unidad Metamórfica) y una secuencia sedimentaria del Jurásico (Formación
Rosario). Constituida por rocas ígneas extrusivas de composición básica-intermedia con un
espesor total aproximado de 350 metros. Ha sido subdividida, desde su base hasta su cima, en
cuatro miembros a partir de sus características litofísicas y petrográficas. El primer miembro
está compuesto por rocas piroclásticas, principalmente tobas vítreas y cristalinas, de
aproximadamente de 70 metros de espesor. El segundo corresponde a efusiones lávicas de
composición basáltica-a̱ndesítica y un espesor aproximado de 150 metros. El tercer miembro,
de 40 metros, está conformado de tobas vítreas. Y el último miembro está formado de rocas
basálticas amigdaloides con un espesor de 90 metros aproximadamente que corresponden a la
cima de la secuencia. De este modo, se establece que la Formación El Venado corresponde a
la parte inferior de la Unidad Diquiyú. Finalmente, se precisa que esta sucesión ígnea
representa actividad volcánica explosiva asociada a un arco continental del cual se desconoce
su temporalidad y ubicación.

Abstract
The geological studies carried out in the Oaxacan Mixtec region have been numerous and
important to understand their petrogenetic and geotectonic evolution. The definition and
analysis of a volcanic sequence, named El Venado Formation, has made it possible to
contribute significantly to the geological knowledge of the region. The application of field and
laboratory work (petrography and X-ray diffraction), as main tools, allowed to know the main
geological characteristics, composition and probable origin of the proposed igneous unit. This
knowledge helped as a basis to discriminate and differentiate this unit from those cropping out
in the surroundings of the study area. The geological importance of this rock sequence lies on
the stratigraphic position and petrological characteristics, since it is located between a
metamorphic basement (Metamorphic Unit) and a Jurassic sedimentary sequence (Rosario
Formation). Extrusive igneous rocks of basic-intermediate composition constitute El Venado
Formation with a total thickness of approximately 350 meters. It is subdivided from base to
top, into four members based on its lithophysical and petrographic characteristics. The first
member is composed of pyroclastic rocks, mainly vitreous and crystalline tuffs, approximately
70 meters thick. The second member corresponds to lava effusions of basaltic-andesitic
composition with an approximate thickness of 150 meters. Forty meters of glassy tuffs made
up the third member. The last member formed of basaltic amygdaloidal rocks with a thickness
of approximately 90 meters that matches with the top of the sequence. In this way, El Venado
Formation corresponds to the lower part of the Diquiyú Unit. Finally, this igneous sequence
represents explosive volcanic activity associated with a continental arc whose temporality and
location are unknown.

Introducción
El municipio de Tezoatlán ubicado en el estado de Oaxaca, ha sido objeto de numerosos

estudios geológicos, geológicos-económicos, estratigráficos y paleontológicos. Dichos
estudios se han realizado desde el siglo antepasado hasta la actualidad con la finalidad de
entender la compleja geología de la zona. Sin embargo, hasta el momento siguen sin respuesta
muchas preguntas geológicas acerca de esa región del sur de México.
Durante recorridos de campo, cuyo propósito era comprobar la presencia de contactos

litológicos y afloramientos rocosos que existían en la región según la bibliografía consultada,
se hizo el hallazgo de una secuencia de rocas volcánicas nunca antes reportada para esa zona.
En una primera instancia se pensó que la sucesión volcánica ligeramente metamorfizada

podría ser parte de las unidades metamórficas observadas durante los recorridos geológicos.
Al confirmarse que no pertenecía a dichas unidades, se planteó que podría entonces
relacionarse con las rocas ígneas de la denominada Unidad Diquiyú.
Una vez confirmado que se trataba de una nueva localidad de rocas ígneas, se procedió a
delimitarla como objeto de estudio. Primero se procedió a localizar los límites inferior y
superior de la sucesión volcánica descubierta. Su base se encontró en contacto con rocas
metamórficas, y su cima se observó cubierta por rocas sedimentarias. Y segundo se consideró
de suma importancia estudiar en detalle las características petrográficas y litológicas de dicha
unidad formacional.
Cabe señalar que las características litológicas de las rocas metamórficas ubicadas por debajo
de las rocas ígneas descubiertas, no coincide con las descripciones de tipo de roca y
composición mineralógica de las rocas metamórficas descritas para la región mixteca. Por esta
razón se decidió no estudiarlas a detalle por el momento, y denominarlas con el término
genérico de “Unidad metamórfica”, y a su vez, considerarlas como el “basamento” de la
localidad.

Las descripciones litológicas y paleontológicas de las rocas sedimentarias que están cubriendo
la cima de la secuencia de las rocas ígneas sí son similares a las descritas para la “Formación
Rosario”, por lo mismo, se conservó el nombre para designar a las capas sedimentarias de la
localidad estudiada. Por su parte, las rocas volcánicas descubiertas fueron denominadas
“Formación El Venado”, denominación proveniente del valle del mismo nombre donde
afloran dichas sucesión de rocas ígneas.
El presente estudio está enfocado en el análisis petrográfico de las rocas ígneas encontradas en
el arroyo El Venado. Es decir, el método petrográfico es el principal medio de trabajo analítico
cuyo carácter descriptivo-comparativo permite interpretar y proponer un modelo explicativo
sobre el origen de la Formación El Venado. El área de estudio está restringida a la zona de
afloramiento en la cual se hicieron los recorridos para observar, describir e interpretar la nueva
sucesión de rocas ígneas.
Esta sucesión de rocas ígneas encontrada es una parte importante para rechazar o apoyar los
distintos modelos o teorías que se han publicado para explicar la tectónica de la región,
particularmente en los tiempos del Paleozoico y principios de Mesozoico.
Así mismo, se problematizó el trabajo geológico hasta ahora realizado en la región, resaltando
algunas de las controversias generadas con respecto a la definición de las características
litológicas y mineralógicas de las unidades de roca, sus límites estratigráficos, su ubicación
geográfica, su nomenclatura, y los tipos de estudio realizados en cada una de ellas, entre otros
aspectos.
Finalmente, cabe mencionar, no se realizaron fechamientos radiométricos, ni análisis

geoquímicos cuyos resultados añadirían respuestas clave a las preguntas actualmente
presentadas para toda la región mixteca.
En el capítulo 1 se aborda la localización geográfica del área de estudio, así como su ubicación
geológica dentro del marco de provincias geológicas mayores, particularmente las
denominadas con los nombres de Provincia de Tlaxiaco y Terreno Mixteco. En el capítulo 2 se
presentan de forma más o menos cronológica los trabajos realizados en la región poniendo
énfasis en su significado tectónico, posición y correlaciones estratigráficas, y su posible
incidencia en la presencia de rocas de Formación El Venado, ya que sobre esta última no

existe ningún antecedente. En el capítulo 3 se mencionan las características litológicas y de

nomenclatura aplicadas a las formaciones aflorantes en el área de estudio. Así mismo, se
incluye una descripción del caminamiento realizado a lo largo del río en cuyo cauce se
encuentra aflorando la unidad objeto de estudio. En el capítulo 4 se presenta el procedimiento
seguido para la realización del presente trabajo. En el capítulo 5 se abordan en detalle los
análisis petrográficos y las interpretaciones realizadas que ayudaron a entender la existencia de
la Formación El Venado. Por último, en el capítulo 6 se aportan los resultados finales y
algunas propuestas sobre las implicaciones geológicas regionales de la unidad volcánica
descubierta en la mixteca oaxaqueña del sur de México.
Problemática
Aunque no existen antecedentes acerca de las rocas ígneas reportadas por vez primera en este
trabajo de tesis, se presentan algunos de los principales trabajos realizados en la región y se
resaltan controversias generadas con respecto a la presencia, límites, y características litologías
de las unidades de rocas metamórficas, sedimentarías y, escasamente, ígneas en la región. Con
este fin, se muestran las tablas sinópticas que contienen las columnas estratigráficas
elaboradas por los principales autores que han realizado trabajos en los alrededores del área de
estudio. También se hace referencia a los autores que han sentado las bases estratigráficas
regionales y locales.
Unidades metamórficas
En el nivel regional son varios los autores que han estudiado las rocas metamórficas expuestas
en zonas de la mixteca de los estados de Guerrero, Puebla y Oaxaca. Todos ellos se han
referido a las rocas metamórficas con el nombre de Complejo Acatlán aunque con
subdivisiones variables (Tabla 1).
El Complejo Acatlán fue nombrado por Ortega (1978) y subdividido formalmente en dos
subgrupos: Subgrupo Petlalcingo y Subgrupo Acateco. En el primer subgrupo distinguió tres
unidades; Formación Cosoltepec, Formación Chazumba y Formación Magdalena, y en el
segundo subgrupo dos formaciones; Xayacatlán y Tecomate. Además incluyó dos unidades

metagraníticas: Granitoides Esperanza y Tronco de Tototelpec, y una granítica: Diques San

Miguel (Tabla 1, columna 1).
Tabla 1: Diferencias de las columnas estratigráficas (1-3) del Complejo Acatlán reportadas desde 1978 hasta el 2001
(O=Ordovícico, S=Silúrico, D=Devónico, Cb=Carbonífero, P=Pérmico, Tr= Triásico y J=Jurásico).
Posteriormente, el mismo Ortega y colaboradores (1999) renombraron los subgrupos del

Complejo Acatlán. Propusieron un Grupo Inferior Parautóctono (antes Subgrupo Petlalcingo)
integrado por la Migmatita Magdalena, Formación Chazumba y Formación Cosoltepec, y un
Grupo Superior Alóctono (antes Subgrupo Acateco), integrado por la Formación Xayacatlán y
los Granitoides Esperanza. Sin embargo, reubicaron la Formación Tecomate encima de los
Granitoides Esperanza (Tabla1, columna 2).
Ramírez (2001) con base en nuevos datos radiométricos, cartográficos y observaciones de

campo, renombró los subgrupos del Complejo Acatlán, y los reagrupó en tres ensambles
litotectónicos. El primero lo denominó Grupo Petlalcingo en lugar del Grupo Inferior
Parautóctono, El segundo lo definió como Grupo Piaxtla antes llamado Grupo Superior

Alóctono. Al tercer ensamble no le dio nombre y conservó la Formación Tecomate, añadiendo

el Granito Los Hornos y el Granito Teticic, los cuales fueron considerados como producto de
eventos magmáticos pos-tectónicos (Tabla 1, columna 3).
A partir de datos radiométricos Keppie y colaboradores (2006) obtuvieron fechamientos para

las siguientes unidades: Migmatita Magdalena (303 Ma-171 Ma), Formación Chazumba (239
Ma-174 Ma) y Formación Cosoltepec (455 Ma-310 Ma). Con estos datos realizaron
modificaciones de nomenclatura, posición estratigráfica y reagruparon las unidades
metamórficas previamente nombradas por otros autores como Complejo Acatlán. Así, por
ejemplo, a la Formación Chazumba y a la Migmatita Magdalena propusieron incluirlas como
litodemas en el Suite Petlalcingo (antes Subgrupo Petlalcingo) y excluyeron a la Formación
Cosoltepec de esta agrupación (Tabla 2, columna 4).
Tabla 2: Evolución de las columnas estratigráficas (4-7) del Complejo Acatlán desde 2006 hasta el 2016
(O=Ordovícico, S=Silúrico, D=Devónico, Cb=Carbonífero, P=Pérmico, Tr= Triásico y J=Jurásico).

Posteriormente Keppie y colaboradores (2009) realizaron una nueva modificación de la

columna estratigráfica del Complejo Acatlán. El cambio principal fue la posición estratigráfica
del Suite Piaxtla (antes Grupo Piaxtla) que en la nueva columna ocupó la base del Complejo
Acatlán (Tabla 2, columna 5).
Por su parte, Helbig y colaboradores (2012, 2013) introdujeron el nombre de Complejo Ayú. E
incluyeron en él a los litodemas Chazumba y Magdalena anteriormente adjudicados al
Complejo Acatlán del Paleozoico Tardío. Además y con base en nuevas fechamientos
radiométricas, incluyeron a los lentes ultramáficos Tepejillo y Tultitlán y el intrusivo San
Miguel en el Triásico-Jurásico (Tabla 2, columna 6).
Sin embargo los cambios a la columna estratigráfica del Complejo Acatlán continuaron, como
se observa en la publicación de Keppie y colaboradores (2016), en donde se muestra una
columna con una nueva reagrupación y posición estratigráfica de las unidades que integran el
Complejo Acatlán y el Complejo Ayú (Tabla 2, columna 7).
En resumen, los numerosos cambios a la columna estratigráfica metamórfica de la región

mixteca han sido debidos a modificaciones de nomenclatura, posición estratigráfica,
definiciones litológicas y afectaciones tectónicas de unas unidades con respecto a otras, sin
tomar en cuenta lo establecido en guías o reglamentos internacionales. Por lo mismo, sigue
habiendo confusión sobre la existencia, posición estratigráfica, origen, edad, composición y
nomenclatura del llamado Complejo Acatlán.
En el nivel más local Mosquera y Meléndez (1984), González (1989), y Leyva (1992)
reportaron rocas metamórficas en una localidad al oeste de San Juan Viejo, poblado situado al
sur del área de estudio. Estos autores describieron afloramientos de rocas metamórficas
compuesto de filitas, esquistos, mica-esquistos, augen-esquistos, gneises cuarzo-feldespáticos
y augen-gneises, y los situaron como parte de las rocas paleozoicas del Complejo Acatlán.
Siguiendo a González (1989) estas rocas fueron asignadas en 1981, al período Carbonífero a
partir de una edad radiométrica de 326±26 Ma realizada por el método de K-Ar en el Instituto
Mexicano del Petróleo. Este mismo autor, tomando como base las subdivisiones de Ortega
(1978) asumió además que el afloramiento rocoso de San Juan Viejo podría corresponder a la
Formación Chazumba, o a la Formación Cosoltepec, del Subgrupo Petlalcingo, debido a la

litología semejante que presentan ambas unidades. Así mismo, agregó que en el mapa
geológico de Ortega (1978) existe una franja de rocas en dirección NW-SE al poniente de
Yolotepec, correspondiente a la Formación Cosoltepec, por lo que explicó la probabilidad de
que continúe en la región de Tezoatlán. Otros autores, como Jiménez (2004), y de Anda
(2008) no encontraron rocas metamórficas en localidades cercanas a nuestra área de estudio
(Rosario Nuevo), no obstante señalan que el basamento de la región forma parte del Complejo
Acatlán.
En resumen se puede decir que en el nivel local como en el regional existe la misma
problemática de caracterizar litológicamente y ubicar temporalmente a las unidades aflorantes
de rocas metamórficas.
Unidad ígnea
La presencia de rocas ígneas ha sido señalada en los poblados de Rosario Nuevo, San Juan
Diquiyú, y Santa Catarina que se encuentran cerca del área de estudio. El origen y distribución
de dichas rocas no es claro pues han sido asignadas a temporalidades Permo-Triásicas y
Jurásicas, además de que su contacto inferior nunca ha sido reportado, y el contacto superior
está en duda.
Fue Erben (1956) el primero en observar y discutir la presencia de rocas ígneas en San Juan
Diquiyú, y su asociación con una estructura geológica denominada Anticlinorio Diquiyú. En
una primera instancia este autor propuso que las rocas ígneas formaban una bóveda originada
por una intrusión enorme, pero al no encontrar rocas metamórficas o efectos del
metamorfismo en la base de la Formación Rosario que cubre las rocas ígneas, ni en los flancos
del anticlinorio, modificó su propuesta inicial, y planteó que se trataba de un “Complejo basal
ígneo”, el cual podría ser parte del “vulcanismo de rocas básicas relacionado con las orogenias
Permo-Triásicas.” (Erben 1956, p. 75). Sus deducciones fueron hechas exclusivamente bajo
observaciones de campo y reiteró la necesidad de estudiar con mayor detalle ese tipo de rocas.
En forma paralela a los estudios de Erben, se realizaron exploraciones de carbón en la misma

zona de San Juan Diquiyú. Estos trabajos fueron realizados por Cortés y colaboradores en
1957, quienes reportaron a partir de los núcleos recuperados de las perforaciones efectuadas, la

presencia de rocas ígneas efusivas de composición andesítica y basáltica a partir del análisis de
rocas efectuados al microscopio.
Así, Martínez, coautor del mismo trabajo de Cortés y colaboradores (1957), observó rocas
ígneas post-jurásicas supuestamente de dos edades diferentes, donde la más antigua formaría
parte de un gran cuerpo intrusivo cuyo emplazamiento provocó la génesis del Anticlinorio
Diquiyú. Incluso, el mismo Martínez, mencionó que a pesar de no observarse fácilmente el
metamorfismo en el campo, era indudable su existencia, aunque su espesor como máximo
fuera de sólo unos cuantos metros.
Sin embargo, Pérez, otro de los coautores del mismo trabajo de Cortés y colaboradores (1957)
sostuvo la idea de que las rocas ígneas halladas durante las perforaciones correspondían a
rocas ígneas efusivas y argumentó que no existía aureola de metamorfismo para suponer que
se tratara de un cuerpo intrusivo. Ya que en el análisis microscópico de una muestra que
aparentemente presentaba indicios de metamorfismo, fue reportado que no “existe en la
muestra minerales característicos de metamorfismo de baja temperatura y presión, lo cual
significa que la roca ígnea no es intrusiva.” (Cortés et al., 1957, p.96).
Ochoterena (1981) con base en un análisis morfoestructural, dedujo que las rocas ígneas que
ocupan el núcleo del Anticlinorio Diquiyú corresponden a un cuerpo intrusivo y que se trató
de un lacolito, el cual durante su inyección provocó el plegamiento de las rocas sedimentarias
y dio origen al anticlinorio.
Por otra parte, Mosquera y Meléndez (1984) reportaron la presencia de rocas volcánicas
(extrusivas) de composición basáltica-andesítica por debajo de la secuencia sedimentaria
detrítica (Formación Rosario) del Jurásico Medio (Toarciano), las cuales fueron las mismas
cortadas por los pozos 8, 10 y 12, realizados por Cortés y colaboradores (1957), en el
Anticlinorio de Diquiyú. De esta manera, encontraron que la secuencia sedimentaria detrítica
mencionada contiene fragmentos de rocas volcánicas de la misma composición, así como
interestratificaciones de tobas con ligero metamorfismo.
González (1989) realizó una descripción más detallada de estas rocas volcánicas e identificó
tres tipos litológicos: 1) volcánicos de tipo intermedio (andesitas-basaltos), 2) volcánicos
riolíticos, y 3) volcánicos de tipo piroclástico. Al conjunto de los tipos litológicos los nombró

informalmente “Unidad Diquiyú” al encontrarlos en las inmediaciones de San Juan Diquiyú

(González 1989, p.146).
De Anda (2008) en los alrededores del poblado de Rosario Nuevo, observó que la Unidad
Diquiyú, la nombrada por González, se originó a partir de “al menos 4 distintos eventos
volcánicos” (De Anda 2008, p.175). Todos ellos corresponden a derrames andesíticos y al
microscopio petrográfico los clasificó como andesitas basálticas, por lo cual se refiere
seguramente al primer tipo de volcánicos definido por González (1989) ya que incluso,
propuso un quinto evento asociado a un derrame riolítico.
En la misma localidad de Rosario Nuevo, Osorio (2009) interpretó tres distintos eventos
volcánicos, los que parecen corresponder al mismo primer tipo de volcánicos de composición
intermedia identificados por González (1989). Pero, de sus tres eventos interpretados
solamente “se observaron dos unidades correspondientes al segundo y tercer eventos, el
primer evento se intuye por la presencia de clastos de una primera unidad en la unidad 2”
(Osorio 2009, p.7).
Así mismo, Osorio (2009) con base en análisis petrográficos de sus dos unidades observadas
en campo, determinó que se trata principalmente de andesitas basálticas. En estas
determinaciones petrográficas también identificó la presencia de feldespatoides, y dice al
respecto que además de “las plagioclasas, son apreciables en algunas láminas fenocristales
euhedrales (secciones hexagonales y octogonales casi perfectas) de feldespatoides; debido a
sus características ópticas se sabe que no son feldespatos potásicos sino cristales de nefelina
(Ibíd., p.11).
Recientemente, Durán (2014) presentó una revisión tanto de la estratigrafía de las rocas
sedimentarias como de la Unidad Diquiyú. En esta última muestreó un flujo de lava que
clasificó como “una autobrecha magmática y corresponde a una peperita formada por un
margen del cuerpo ígneo.” (Durán 2014, p.63). También, haciendo uso del método U-Pb fechó
la roca ígnea de la Unidad Diquiyú obteniendo una edad de magmatismo correspondiente al
Jurásico Inferior de 184± 13 Ma (Tabla 3).
En resumen, se pueden notar dos principales posturas sobre el origen de las rocas ígneas de la
Unidad Diquiyú. La primera, que se trata de rocas ígneas extrusivas, y la segunda, que son

rocas ígneas intrusivas. Finalmente, cabe señalar que las dudas y contradicciones que se
encuentran en los diferentes reportes arriba señalados se deben a la falta de estudios
petrográficos, análisis geológico-estructurales y geoquímicos, y determinaciones radiométricas
de edad en los diferentes puntos donde aflora dicha unidad ígnea.
En este trabajo se considera que la Unidad Diquiyú así como ha sido definida no corresponde
a la nueva localidad de rocas ígneas descubierta en el río El Venado, además de que tampoco
existe la misma relación de la unidad ígnea encontrada con los afloramientos de rocas que la
limitan estratigráfica y litológicamente.
Unidad sedimentaria
Con respecto a las rocas sedimentarias que afloran en la zona de estudio, también se presentan
variaciones de acuerdo a los diferentes autores que las han estudiado, principalmente en
cuanto a sus límites, características litológicas, posición cronoestratigráfica, y contenido fósil.
Erben (1956) es el autor quien dio nombre y caracterizó, en la región de Tezoatlán, Oaxaca,
las principales unidades de rocas sedimentarias, y a partir de ello estableció la columna
estratigráfica actualmente en uso. Las modificaciones posteriores a la columna han sido
menores. Las unidades formacionales identificadas en orden de más a menos antiguas son:
Formación Rosario, Conglomerado Cualac, Formación Zorrillo, Formación Taberna,
Formación Simón, Formación Otatera, Formación Yucuñuti, y Caliza Cidaris. Tal como se
observa en la tabla 3, sus límites, posición cronoestratigráfica, e incluso nombre de las
unidades estratigráficas varían según cada autor.
En el caso que nos ocupa en este trabajo de tesis nos referiremos única y brevemente a la más
antigua que corresponde con la Formación Rosario. Lo más sobresaliente de la Formación
Rosario es su límite inferior el cual es discordante con las rocas más antiguas de origen ígneo.
La discordancia así originada ha sido ubicada desde el Rético hasta el Pliensbachiano, lo cual
deja un ventana temporal amplia que hace falta reducir. En consecuencia la Formación
Rosario presenta también un problema de rango estratigráfico ya que su límite superior se
ubica desde el piso Sinemuriano hasta el Aaleniano (Tabla 3).

ESTUDIO PETROGRÁFICO DE UNA NUEVA LOCALIDAD DE ROCAS ÍGNEAS (FORMACIÓN EL VENADO) Y SU IMPLICACIÓN GEOLÓGICA MUNICIPIO DE TEZOATLÁN, OAXACA.
Tabla 3: Columnas elaboradas por diversos autores que trabajaron en la región mixteca, se puede observar la gran variabilidad de los límites entre las diferentes formaciones que integran las columnas.

A partir de los primeros estudios paleontológicos de paleoflora se estableció un rango de edad

entre el Toarciano y el Aaleniano (Erben, 1956), variación debida a que las plantas fósiles
tienen un rango estratigráfico amplio. Estos estudios también han servido para determinar las
condiciones paleoecológicos en que se depositó la Formación Rosario.
Algunos trabajos más recientes han tratado de resolver el problema de la posición

estratigráfica de la Formación Rosario, como es el caso de Jiménez (2004) quien a partir de un
estudio palinoestratigráfico ubicó la unidad entre el Triásico Superior y Jurásico Inferior
(Rético, Hettangiano y Pliensbachiano).
Así mismo, Durán (2014) con el objetivo de aclarar las dudas que existen en cuanto a la edad
de las formaciones sedimentarias y de la unidad ígnea del área de Rosario Nuevo, realizó dos
fechamientos radiométricas por medio del método U-Pb. El primer fechamiento se realizó a la
unidad volcánica denominada Unidad Diquiyú, mientras que el segundo fechamiento fue para
una lutita que contiene una gran cantidad de impresiones de helechos, la cual es referida a una
formación del Grupo Tecocoyunca Inferior (Tabla 3). Entonces la Formación Rosario se ubicó
en un rango que va del Sinemuriano al Aaleniano, entre la Unidad Diquiyú y el Grupo
Tecocoyunca Inferior. Por otra parte, Silva (2017) propone para la Formación Rosario un
rango que va del Hettangiano Medio al Pliensbachiano.
En resumen, a pesar de los varios intentos de diversos autores para establecer una posición
estratigráfica definitiva para la Formación Rosario, hasta el momento no ha sido posible
debido a que tanto el contenido fósil como los fechamientos radiométricas tienen un amplio
rango estratigráfico. Es decir, la paleoflora y los zircones analizados presentan rangos grandes
de edades.
Objetivo
Analizar, caracterizar, e interpretar petrográficamente las rocas ígneas descubiertas a los largo
del Río El Venado, las cuales se encuentran entre un basamento metamórfico y una secuencia
sedimentaria jurásica, y establecer en la medida de lo posible sus implicaciones geológicas en
toda la región.

Justificación
La descripción litoestratigráfica representa, generalmente, una de las primeras etapas de un

estudio geológico en cualquier área nueva. La aplicación de los análisis petrográficos y las
observaciones geológicas de campo permiten, mediante interpretaciones detalladas, conocer
las principales características mineralógicas, texturales, e incluso de alteraciones superficiales
que componen a las rocas. Por lo anterior, se considera prioritario realizar un estudio de
carácter litológico y petrográfico para la nueva localidad de rocas ígneas, y así poder entender
su origen, composición e implicación geológica en la región.
Por otra parte, la ubicación estratigráfica y geográfica que ocupa la nueva unidad ígnea, tiene
una implicación de gran importancia geológica ya que se encuentra entre los límites de
unidades tectónicas y estratigráficas de representación regional. Por lo mismo, conocer los
aspectos geológicos fundamentales de dicha unidad ígnea permitirá responder a algunas de las
preguntas de carácter estratigráfico y tectónico todavía existentes en la región. Por ejemplo,
una de esas dudas que reclaman respuesta es si la nueva secuencia de rocas ígneas corresponde
a una parte de la Unidad Diquiyú, o si en realidad se trata de otra unidad ígnea completamente
diferente.

I. Generalidades
I.1. Vías de acceso y localización del área de estudio

La ruta más simple para acceder al pueblo de San Valentín Gómez, localidad cercana al sitio
estudiado, es iniciar en la ciudad de Huajuapan de León, Oaxaca. Luego, tomar durante 7.5 km
la carretera internacional 190 (Puebla-Oaxaca) hasta llegar a la desviación a Tezoatlán de
Segura y Luna, y de ahí seguir hasta la población de Tezoatlán, pasando por Santiago
Cacaloxtepec y Guadalupe de Cisneros. Desde Tezoatlán, cabecera municipal del área de
estudio, tomar la carretera Tezoatlán-Santos Reyes Tepejillo, y continuar para pasar por las
comunidades de Yucuñuti de Juárez, San Andrés Yutatio hasta llegar al pueblo de Yucuquimi
de Ocampo, y de ahí, hasta San Valentín Gómez (Figura 1).
Figura 1: Mapa regional en relieve en donde se muestran las principales vías de acceso al área de estudio.

El sitio de estudio se localiza en el municipio de Tezoatlán (Figura 2), el cual se encuentra al

noroeste del estado de Oaxaca. Las coordenadas UTM que limitan al área de estudio son:
612500m E, 1940050m N; 618000m E, 1938160m N; donde se cubre una superficie total de
12.5 km2. Tales coordenadas se ubican en la porción suroeste de la carta E14-D24 (Tezoatlán
de Segura y Luna) según la base cartográfica del Instituto Nacional de Estadística y Geografía
(INEGI).
Figura 2: Mapa en relieve que muestra la localización del área de estudio dentro del municipio de Tezoatlán, Oaxaca.
I.2. Fisiografía
El sur de México ha sido subdividido en diferentes regiones geológicas de acuerdo con el tipo
de estudio realizado, sea de aplicación sobre recursos naturales o de interés académico, lo cual
ha generado confusión acerca de los límites entre las divisiones territoriales, la identificación
de los elementos geológicos e, incluso, los nombres utilizados para distinguir un elemento o

rasgo geológico de otro. Una de las razones de esta confusión es la complejidad geológica de
la región, otra es la falta de respeto al orden cronológico en la asignación de nombres dados a
rasgos geológicos por parte de autores anteriores, y una más es la asignación de otros nombres
con la intención de decir que se trata de un nuevo elemento o rasgo geológico. Por lo tanto, se
decidió hacer mención de las características fisiográficas regionales de acuerdo con lo
publicado por INEGI (2010) y utilizar como marco de referencia geológico-territorial la
nomenclatura de López (1985).
Regionalmente, el área de estudio se localiza en la Provincia Sierra Madre del Sur. La Sierra
Madre del Sur es una cadena montañosa de topografía abrupta que se extiende a lo largo de la
costa del Océano Pacifico con una dirección general noroeste-sureste, con altitudes que varían
entre 1500 m y 2200 m, y donde en sus vertientes interiores se localizan las cuencas de los ríos
Balsas, Verde y Tehuantepec que desembocan en el Océano Pacifico (INEGI 2010). Dentro de
esta provincia se encuentra la Subprovincia Mixteca Alta que se extiende con orientación
norte-sur, y está formada por sierras altas complejas, lomeríos con cañadas, valles, sierras
bajas, y mesetas de aluvión antiguo (INEGI 2010).
Hidrológicamente, la Subprovincia Mixteca Alta se encuentra dentro de la Región Hidrológica

Balsas, la cual está dividida en cuencas hidrográficas. Una de ellas es la Cuenca del Río
Atoyac, que a su vez se subdivide en subcuencas. El área de estudio se ubica en el sur de la
Subcuenca del Río Mixteco. En esta porción de la subcuenca del Río Mixteco la red
hidrográfica local está integrada por tributarios principalmente intermitentes, tales como los
arroyos la Caja, San Juan Viejo, del Nopal y Consuelo. Éste último, en su parte intermedia se
le conoce como río El Venado, pero entre los poblados de San Valentín Gómez y San Marcos
De Garzón tiene el nombre de río Los Muertos, todos estos arroyos vierten sus aguas en el río
Mixteco.
I.3. Provincias geológicas
I.3.1. Provincia de Tlaxiaco
Al sur de México se encuentra la Provincia geológica de Tlaxiaco que comprende una

superficie de aproximadamente 30,000 km2 y abarca las porciones centro y norte del estado de

Oaxaca, sur del estado de Puebla, y oriente de Guerrero, y se caracteriza por rocas
sedimentarias mesozoicas que forman estructuras anticlinales y sinclinales de orientación NW-
SE. Su territorio involucra dos tipos de terrenos metamórficos nombrados como Terreno
Mixteco y Terreno Zapoteco y separados por la Falla Tamazulapan (López, 1985, p.49)
aunque redefinida como “Falla Caltepec” por Elías y colaboradores (2005). Estos terrenos
conforman el basamento de toda la región y han estado sujetos a controversias con respecto a
sus límites e historia geológica (Ortega 1978, Campa y Coney, 1983; Sedlock et al., 1993;
Talavera et al., 2005; Vega et al., 2005; Murphy et al., 2006; Middleton et al., 2006; Keppie et
al., 2006). Para este mismo territorio se definieron varias depresiones identificadas a partir de
las rocas sedimentarias marinas que afloran extensamente en la región, entre ellas están la
Cuenca Sedimentaria de Oaxaca (Salas 1949) y la Paleo-bahía de Guerrero (Guzmán 1950).
I.3.2. Terreno Mixteco
Como se mencionó anteriormente la Provincia de Tlaxiaco, involucra los terrenos

metamórficos Mixteco y Zapoteco que han sido estudiados por diferentes autores en cuanto a
su litología, edad, grado de metamorfismo, y evolución geológica. Regionalmente el terreno
implicado en el área de estudio es el Mixteco (Figura 3).
El Terreno Mixteco tiene un basamento metamórfico del Paleozoico inferior (?) que también
ha sido identificado como Complejo Acatlán (Campa y Coney, 1983; Ortega, 1978; Yáñez et
al., 1991; Ortega et al., 1999; Ramírez, 2001; Malone et al., 2002; Meza et al., 2003; Elías et
al., 2005; Talavera et al., 2005; Vega et al., 2005; Murphy et al., 2006; Middleton et al., 2006;
Keppie et al., 2006, 2009, 2016; Helbig et al., 2012, 2013; Kirsch et al., 2014).Este basamento
está cubierto por una secuencia de rocas sedimentarias marinas del Carbonífero-Pensilvánico,
por rocas volcánicas, vulcanosedimentarias y plutónicas con edades del Paleozoico al Jurásico
Medio (Ortega et al., 1994), además de rocas sedimentarias y volcánicas del Cretácico y
Terciario (Erben 1956; Keppie et al., 2006, 2009, 2016; Helbig et al., 2012, 2013; Kirsch et
al., 2014) El Terreno Mixteco abarca la porción oriental y el noreste del Estado de Guerrero,
la parte sur de Puebla y se extiende al noroeste y oeste de Oaxaca.

Figura 3: Mapa regional del Complejo Acatlán (Terreno Mixteco) y del Complejo Oaxaca (Terreno Zapoteco).
Tomado de Ortega y colaboradores (2018), pág. 136.
Localmente, para el caso de la zona de Tezoatlán la más cercana al área de estudio, se ha

asumido que las rocas metamórficas que ocupan el basamento corresponden a la Formación
Cosoltepec, que forma parte del Complejo Acatlán. La descripción de la Formación
Cosoltepec es la siguiente, “Las rocas que integran esta formación son en su parte basal rocas
verdes y cuarcitas con intervalos pelíticos; en su parte media predominan esquistos psamíticos
y pelíticos que incluyen algunas capas de esquisto calcáreo, esquisto de talco, roca verde,
metapedernal y rocas manganesíferas finamente laminadas. La parte superior consta solamente
de rocas metapelíticas (filitas) y metapsamíticas (filitas cuarzosas y cuarcitas), con intervalos
locales de roca verde y delgadas capas calcáreas.” (Ortega 1978, p.119).
Además, en la zona de Tezoatlán la estructura geológica más significativa es un anticlinorio

descabezado cuyo eje tiene un rumbo aproximado de N60°W, dentro de éste se distinguen
numerosos pliegues menores con orientaciones variables que son asignadas a deformación
tectónica. (Cortés et al., 1957, p.75). El anticlinorio fue nombrado por Erben (1956) como
Anticlinorio Diquiyú, dicho anticlinal se sitúa en la región de Yucuñuti-Consuelo. El
Anticlinorio Diquiyú es una estructura grande orientada NNW-SSE con un ancho superficial
máximo de ± 6 km (Figura 4).
Figura 4: Mapa geológico regional y plano tectónico estructural compilado y modificado de López (1985), Leyva (1992), y Servicio Geológico Mexicano (2010).

II. Antecedentes
Desde hace varias décadas la región ha sido estudiada con fines de explotación económica de
carbón y uranio, además de estudios paleobotánicos y paleoecológicos, de cartografía
geológica, de estructuras tectónicas, de fechamientos radiométricos, de paleomagnetismo, y de
tipificación de rocas metamórficas. Así mismo se han postulado algunos modelos tectónicos
para explicar las estructuras geológicas regionales. Sin embargo, y a pesar de tantos estudios,
existen muchas incógnitas todavía por resolver, particularmente sobre el origen de varias
unidades litológicas, su edad, su deformación estructural, su geoquímica e, incluso, hacen falta
estudios petrográficos en la región.
A continuación se presentan los principales trabajos geológicos publicados los cuales han
servido de antecedentes para estudiar a la secuencia de las rocas ígneas descubiertas.
Fue Erben (1956) quien realizó algunos de los primeros trabajos con objetivos geológicos-
estratigráficos y, particularmente, presentando la tectónica de las rocas ígneas. Durante estos
estudios se definieron las formaciones del Jurásico Inferior y Medio para la región. Estos
trabajos han sido de mucha importancia porque sentaron las bases estratigráficas que se han
usado hasta la actualidad, o con muy pocas modificaciones.
También fue Erben (1956) el primero en reportar rocas ígneas que componen el núcleo del
denominado por él mismo Anticlinorio Diquiyú. Estas rocas fueron nombradas como
“Complejo basal ígneo” y las asoció a una actividad volcánica del Permo-Triásico.
Simultáneamente Cortés y colaboradores (1957) realizaron un estudio en la denominada

“Cuenca Carbonífera de la Mixteca” (Salas 1949) que abarca la porción noroccidental del
estado de Oaxaca y se extiende hacia los vecinos estados de Guerrero y Puebla. Comprende
tres áreas carboníferas importantes que son: Tezoatlán, Mixtepec y Tlaxiaco. Los objetivos
exploratorios fueron la cuantificación, evaluación de la calidad del carbón y su explotación.
Las aportaciones importantes son: la carta geológica del área de San Juan Diquiyú y los datos
de subsuelo de 17 perforaciones, de hecho, son las únicas que se han hecho en esta área.

En el informe de Cortés y colaboradores (1957) se reportaron rocas ígneas en seis de las

perforaciones que afloran por debajo de las formaciones sedimentarias jurásicas. Con respecto
a estas rocas ígneas hay dos opiniones acerca de su origen. Por un lado, el coautor de Cortés
(1957) Pérez deduce que son rocas efusivas, mientras que por otro, el coautor Martínez opina
que se tratan de rocas ígneas intrusivas (hipabisal). También, en este mismo trabajo Pérez
identificó por primera vez una unidad litológica llamada “Conglomerado Prieto” como parte
de la secuencia Jurásica Inferior.
Ochoterena (1981) realizó un trabajo con el nombre de “La evolución morfoestructural en la

región de San Juan Diquiyú” en donde no hizo un análisis morfoestructural sino más bien trató
de aclarar el origen del Anticlinorio de Diquiyú tomando los comentarios y datos de los
colaboradores del trabajo de Cortés (1957), y llegó a la conclusión de que el anticlinorio es
producto de un cuerpo intrusivo (Lacolito).
Mosquera y Meléndez (1984) realizaron un estudio de exploración de uranio en el Distrito de

Huajuapan que sirvió como trabajo de tesis de licenciatura. Fue un análisis regional donde
estos autores realizaron trabajos muy cercanos al área del estudio. Ellos reportaron también
rocas ígneas alrededor del poblado de San Juan Diquiyú. Estos dos autores fueron los primeros
en mencionar la presencia de rocas paleozoicas en esta región que representaban al Complejo
Acatlán (definido por Ortega en 1978), y litológicamente las describieron como “filitas,
esquistos, mica-esquistos, augen-esquisto, gneises cuarzo feldespáticos y augen-gneis, al oeste
de San Juan Viejo sobre el camino que va a Santa María Tindú.” (Mosquera y Meléndez 1984,
p. 20 y 37)
González (1989) en su tesis de licenciatura, aplicó técnicas de paleomagnetismo a rocas de

jurásico en el área de Tezoatlán, realizando también una descripción de las rocas ígneas que
afloran alrededor de San Juan Diquiyú y Lindavista del Progreso. Así mismo, fue el primero
en dar nombre informalmente a esas rocas ígneas como “Unidad Diquiyú”, nombre que se
sigue respetando hasta nuestros días. La edad que le asignó va del Triásico Superior al
Jurásico Inferior. Al observar las mismas rocas metamórficas estudiadas por Mosquera y
Meléndez (1984) menciona que “los afloramientos del Complejo Acatlán en la región de
estudio se distribuyen al poniente de San Juan.” (González 1989, p.29), y agrega que “la
litología observada en la zona de estudio corresponde principalmente a esquistos micáceos

(metapelitas) y particularmente se reconocieron esquistos de muscovita y esquisto de sericita y

clorita, tal litología es característica de las formaciones Chazumba y Cosoltepec,
correspondientes al subgrupo Petlalcingo.” (Ibíd., p.31).
Por su parte, Leyva (1992) al realizar un estudio geológico-económico de la Subcuenca

Carbonífera de San Juan Diquiyú, señaló la existencia de rocas ígneas nombrándolas “rocas
ígneas volcánicas Pre-Jurásico” ubicándolas en el Triásico Superior-Jurásico Inferior
(Pliensbachiano), pero sin aportar más información ya que su objetivo era el estudio del
carbón.
Osorio (2009) realizó un estudio petrográfico de las formaciones Diquiyú y Cuarcita Cualac.
En dicho estudio asoció a la Formación Diquiyú con una zona de “rift” continental, mientras
que a la Formación Cuarcita Cualac la relacionó con un depósito de sedimentos fluviales, e
influencia de sedimentos metamórficos de bajo y mediano grado derivados de un cratón,
probablemente asociado a la fragmentación de Pangea.
Con respecto a las rocas sedimentarias Aguilar (2004) llevó a cabo un estudio sobre las plantas
jurásicas de la región noroccidental de Oaxaca especialmente en las formaciones Rosario y
Cualac y sus implicaciones paleobiogeográficas. Estableció que dichos fósiles corresponden a
localidades para-autóctonas del Jurásico Temprano y Medio, y que las asociaciones
paleoflorísticas sugieren un clima cálido húmedo, posiblemente modificado al formarse la
Bahía de Tlaxiaco en el Jurásico Medio.
A su vez, Jiménez (2004) en un estudio palinoestratigráfico de las rocas denominadas por

Erben (1956) Grupo Consuelo (Formación Rosario y Formación Conglomerado Cualac) y
Grupo Tecocoyunca (Formaciones, Zorrillo, Taberna, Otatera y Yucuñuti). Del primer grupo
retiró a la Formación Conglomerado Cualac y lo asignó bajo el nombre de Cuarcita Cualac al
Grupo Tecocoyunca. Así mismo, incluyó el Conglomerado Prieto, definido por Cortés y
colaboradores (1957), en el mismo Grupo Consuelo. Este trabajo se realizó en el área de
Rosario Nuevo.
También en el área de Rosario Nuevo, De Anda (2008) realizó un estudio petrográfico del
Grupo Consuelo, quien concluyó que el Grupo Consuelo se depositó en un semigraben
asociado a un proceso de “rifting” incipiente.

Ortiz (2014) realizó un estudio paleoecológico del Jurásico Inferior y Medio de la zona norte
de Oaxaca. Como resultado obtuvo 62 especies de gimnospermas en los sedimentos que
cubren el Terreno Mixteco (Complejo Acatlán). Muchos de estas especies sobrevivieron a las
grandes extinciones del Permo-Triásico, y soportaron las condiciones áridas que imperaban en
la Pangea. Para el Jurásico el número de localidades de vegetales aumenta en México y se
adaptaron a climas tropicales y paratropicales, extinguiéndose a finales del Cretácico.
Lozano (2017) llevó a cabo un trabajo de tesis de maestría con el título “Distribución y
Taxonomía de Ginkgoales (Engler, 1897) y grupos afines del Jurásico del sur de México”,
donde plantea la existencia de varios tipos de climas y no un clima exclusivamente tropical
como algunos autores habían considerado. Lo anterior fue corroborado por Martini y
colaboradores (2017).
Por último la información presentada anteriormente se repite en los resúmenes presentados en

el X Congreso Internacional del Sistema Jurásico, celebrado en San Luis Potosí, México en
febrero de 2018.

III. Geología y estratigrafía del área de estudio
A continuación se presenta una descripción geológica a lo largo de una sección orientada de

forma general en dirección poniente-oriente. La longitud del transecto es de aproximadamente
2.6 km. Se inicia en las elevaciones topográficas más bajas para continuar hacia las partes más
altas, siguiendo el curso aguas arriba de los ríos Los Muertos y El Venado (figura 4). A lo
largo de la sección afloran primero las rocas metamórficas, luego las ígneas, y por último las
sedimentarias. Todas ellas referidas en este trabajo como Unidad metamórfica, Formación El
Venado y Formación Rosario, respectivamente.
III.1. Unidad Metamórfica

La Unidad Metamórfica inicia con un cuerpo de esquistos de muscovita y granate con
estructura foliada y textura granolepidoblástica fanerítica (punto de muestreo 1, Figura 5). El
color de la roca es verde claro y blanco con laminillas alternantes de anfíboles y cloritas de
tonos oscuros, y de cuarzo y muscovita en tonos claros y plateados a lo largo de la foliación.
Estos esquistos intemperizan a un color gris claro amarillento donde sobre sale el brillo
plateado de las micas. Se observan láminas de cuarzo blanco de diferentes longitudes y
espesores con promedios menores a medio centímetro. También se encuentran abundantes
puntos de color rojo parduzco diseminados y manchas de oxidación de color amarillo rojizo
generado por la presencia de granates. Los minerales principales observados
mesoscópicamente son: mica blanca, cuarzo, granate, y clorita. Esta última es producto de
alteración que da origen a la coloración verdosa. Las micas se presentan en pequeñas y
delgadas láminas alternadas con vetillas de cuarzo. Los porfidoblastos de granate de color rojo
parduzco están muy bien desarrollados y llegan a tener 0.5 centímetro de diámetro. La
alteración por efecto del intemperismo ha producido la oxidación del granate y la cloritización
de las micas.

Figura 5: Mapa Geológico local a detalle que muestra las principales litologías que afloran en el área de estudio.

Siguiendo hacia el oriente a lo largo del transecto aflora una roca anfibolítica de color verde
que cambia a un tono verde negruzco o negro en los planos de foliación y fracturamiento.
Intemperiza a tonos verdes amarillentos. Su textura fanerítica permite identificar los minerales
de anfíbol color verde, plagioclasa color blanco, granate color rosado-rojizo y mica (Figura 6).
También es característico la presencia de forma irregular de venas de cuarzo lechoso de 0.5 a 3
centímetros de espesor a veces situadas paralelamente a la foliación o formando
micropliegues.
El anfíbol tiene color oscuro que cambia a casi negro, y dimensiones visibles a simple vista (1-
2 milímetros), además de ser el mineral más abundante en la roca. Las plagioclasas son
incoloras y de las mismas dimensiones que los anfíboles. El cuarzo y las micas son los
minerales menos abundantes. El granate es de color rojo en tamaños que van de 0.2 a 0.5
centímetros. El granate, aunque abundante, se encuentra en zonas limitadas e, incluso, llega a
desaparecer por completo en otras.
Figura 6: Fotografía que muestra un afloramiento de roca anfibolítica de color verde con venas de cuarzo blanco.

Más adelante un augen-gneis de cuarzo y feldespato con buena estructura foliada y compacta
que en partes tiende a estructura esquistosa. El color del gneis varía del blanco a blanco
grisáceo y rosado. El intemperismo le da tonos oscuros que van del café al negro y está
compuesto principalmente de cuarzo, mica blanca y feldespato potásico en forma de augen. El
cuarzo de color blanco se presenta en granos aplanados o deformados que alcanzan hasta los 2
centímetros de longitud, las micas de tono blancuzco se presentan en delgadas láminas o
bandas que se ajustan al contorno de los granos de cuarzo y de feldespato potásico. El
feldespato potásico tiene un color rosado y forma augenes (ojos) dentro de la unidad (Figura
7). Así mismo, presenta micro pliegues con ejes casi N-S y pequeñas fallas internas.
Figura 7: Fotografía de Gneis cuarzo-feldespático con presencia de feldespato potásico en forma de augen.
Al subir estratigráficamente se vuelven a observar de manera transicional rocas verdes

anfibolíticas como las descritas al inicio. No obstante, tienen partes migmatizadas (Figura 8).
Las migmatitas se distinguen por sus tonalidades claras (leucosoma) y oscuras (melanosoma).
El leucosoma es de color azul verdoso claro, mientras que el melanosoma es de color verde
oscuro a verde negruzco. La parte neosomática es afanítica, y la paleosomática es fanerítica en

donde se observan los siguientes minerales: anfíbol, granate, plagioclasa, cuarzo y mica. El
cambio de la anfibolita a la migmatita se observó gradual, en partes difuso y transicional.
Figura 8: Migmatita mostrando sus dos composiciones que se reflejan en el leucosoma y el melanosoma.
Tomando el curso de un tributario del río se vuelven a observar anfibolitas de granates, las
cuales están en contacto con el augen-gneis cuarzo feldespático también ya descrito
anteriormente. Los afloramientos de augen-gneis cuarzo feldespático se terminan en el
contacto por falla. Este contacto entre las rocas metamórficas y las rocas ígneas es a través de
una falla inversa (?) con orientación de N345°/ 045°NE (Figura 9).
En la figura 10 se observa a mayor detalle la relación entre estas dos unidades. La roca
metamórfica corresponde al augen-gneis cuarzo feldespático, mientras que la roca ígnea
corresponde a una metatoba milonitizada perteneciente a la base de la sucesión ígnea
nombrada aquí Formación El Venado.

1m
Figura 9: Vista general del contacto entre las rocas metamórficas y la sucesión ígnea.
Figura 10: Contacto tectónico entre las rocas metamórficas y la sucesión ígnea. Se observa la milonitización de la
sucesión ígnea.

III.2. Formación El Venado

Al seguir con el transecto a lo largo del río, pero ahora en la porción ígnea, se hace la
descripción formal de la Formación El Venado. Se inicia a partir del contacto tectónico entre
la unidad metamórfica y la sucesión ígnea, donde se observan en ésta última, unas alternancias
de tobas cristalinas y vítreas (Figura 11). Algunas son de color gris con tonos verdosos, y otras
son de color gris oscuro y hasta negro. Los estratos de roca de color negro tienen textura
afanítica, con fracturamiento concoideo y lustre opaco, en espesores que van de 1 a 20
centímetros, los cuales corresponden a vidrio volcánico ligeramente metamorfizado,
fuertemente desvitrificado, y vuelto a recristalizar en minerales como la calcita.
Figura 11: Estratificación de la toba vítrea con toba cristalina en capas de 1 a 20 centímetros de espesor.

Mientras que las capas de tobas vítreas tienen color gris en tonos verdosos y amarillentos,
textura afanítica y, en ocasiones, partes brechoides, tienen espesores de 20 a 40 centímetros.
Estas rocas tienen fragmentos líticos de color negro (escoria y vidrio volcánico) en forma de
nódulos de aproximadamente 1 a 2 cm de diámetro. El vidrio volcánico no sólo se puede
observar en capas o en forma de escoria, sino que en otros niveles se observa en forma de
lentes o en bandas irregulares, desde 10 a 15 centímetros y hasta de 40 centímetros tomando
un aspecto de fluidez como se observa en la figura 12. Todo el cuerpo de tobas está fracturado
y cizallado. El fracturamiento es semiparalelo y casi vertical con diferentes orientaciones que
forman un enrejado claramente visible en los afloramientos intemperizados.
Figura 12: Vidrio de color negro yaciendo en forma fluidal en un cuerpo de tobas.
Después de las tobas vítreas ya mencionadas continúan brechas piroclásticas compactas y

resistentes de color gris en tonos verdosos y azulados claros, particularmente en las áreas no
alteradas. En las áreas alteradas e intemperizadas adquieren colores gris verde oscuro, café con
tonos amarillentos y rojizos en varias intensidades. La textura brechoide es característica de

este afloramiento, en donde se observan clastos angulosos de textura afanítica en dimensiones

menores a un centímetro hasta 4 centímetros. Estos fragmentos están contenidos en una matriz
desvitrificada a cuarzo y recristalizada en calcita. El rumbo y echado general de los horizontes
brechoides es N346°/38°NE (Figura 13). Además se observan fracturas y fallas de tipo normal
que han borrado parcialmente la estratificación.
1m
Figura 13: Brecha volcánica estratificada en espesores de 30 a 50 centímetros.
Aguas arriba, se observa un cuerpo masivo, homogéneo y compacto de tobas cristalinas, que
en general, presenta zonas sanas de color gris con tonos verdoso y azulado. En las áreas
intemperizadas la superficie de la roca adquiere colores café amarillento y gris oscuro. La
textura de la toba es afanítica, aunque pueden observarse zonas de textura brechoide en donde
los fragmentos angulosos tienen dimensiones menores a un centímetro. También se identifican
algunos fantasmas de minerales con formas euhedrales que parecen haber sido feldespatos y
ahora están sustituidos por calcita. La masa rocosa ha sido afectada por desvitrificación y
recristalización por cuarzo y calcita respectivamente. Otra característica es la abundancia de

vetillas irregulares de cuarzo blanco y calcita (Figura 14) que se han recristalizado en las
fracturas dispuestas ortogonalmente en orientaciones N340°/20°NE; N320°/30°NE;
N240°/80°NW; N220°/90° con separaciones entre ellas de 2.5 hasta 15 centímetros.
Figura 14: Toba cristalina de color gris azulado con fracturamiento relleno de calcita y cuarzo.
A continuación se encuentra un cuerpo ígneo de carácter basáltico-andesítico con textura

afanítica de colores negro, morado, en tonos rojizos, azul, en tonos grisáceos, y verde azulado,
todos ellos en tonalidades de claras a oscuras. Los colores de alteración varían entre verde,
negro y rojo con intensidades en tonos purpura y amarillo. El cuerpo de roca ígnea se
encuentra muy fracturado y fallado hasta el grado de estar triturado (milonitizado). Las
fracturas están separadas generalmente entre 2 y 3 centímetros, muchos de ellas están rellenas
por calcita, cuarzo y, en ocasiones, epidota y jaspe, en forma de en placas en tamaños

variables (Figuras 15 y 16). En la zona de cizalla los tonos varían desde un verde grisáceo a un
verde azulado claro llegando hasta el blanco (Figura 17).
Figura 15: Intercrecimiento de cuarzo blanco, calcita y jaspe en la zona de cizalla.
Figura 16: Intercrecimiento de epidota y cuarzo blanco en la zona de cizalla.

Figura 17: Fotografía en donde se observa cambio de coloración de la roca en zona de cizalla.
Continuando con el transecto se observa una secuencia de tobas vítreas de color verde en
tonos amarillentos, rojizos, azulados, grisáceos y blancuzcos. Las superficies intemperizadas
adquieren un color negro. La roca en general es homogénea aunque está pseudoestratificada
(N312°/32°NE) (Figura 18) debido al espaciado tan cercano del fracturamiento y
cizallamiento. La secuencia de tobas vítreas no presenta desvitrificación, sino una alteración
hidrotermal que es la causante de la coloración. Así mismo, se observa una recristalización
porque aparecen feldespatos casi o completamente sustituidos por calcita. Otra característica
es el poco contenido de fragmentos líticos que corresponden a fragmentos ígneos y
metamórficos en tamaños menores a 2 centímetros.
Finalmente, en la porción superior del transecto recorrido, se tiene un cuerpo basáltico masivo
ligeramente metamorfizado, color gris oscuro en tonos verdoso y azulado oscuros. Los colores
de alteración varían entre el verde amarillento claro, rojo, púrpura, café y negro. Una de las
características principales de la roca es el contenido de amígdalas de 0.2 a 20 centímetros de
diámetro, se presentan en formas redondas, elípticas e irregulares. Las amígdalas son

principalmente de cuarzo y de calcita. Algunas de ellas presentan óxido de fierro en sus

contornos (Figura 19). El contenido de amígdalas no es uniformen en todo el cuerpo rocoso.
En algunas partes hay ausencia de ellas, en otras la abundancia es menor aunque el tamaño de
las amígdalas llega a ser de 10 a 20 centímetros, y en otras más las amígdalas abundan en
tamaños de 0.2 a 3 centímetros.
El fracturamiento y el cizallamiento también son intensos. Las fracturas están separadas de 2 a

10 centímetros aproximadamente formando tramas ortogonales. Varias fracturas son continuas
y penetrativas con planos casi verticales y paredes irregulares. Las fracturas llegan a estar
rellenas de calcita o cuarzo formando vetas de menos de 2 centímetros de espesor. En los
planos de cizalla se encuentran pseudotaquilitas de color negro o café oscuro en superficie
fresca (Figura 20), mientras que en superficies alteradas o desvitrificadas adquieren un color
gris azulado. Por último también hay una zona brechoide que puede corresponder a zonas
peperitizadas o a brechas producto del cizallamiento. Los fragmentos angulosos tienen
tamaños de uno a tres centímetros, y en ocasiones están oxidados dentro de una matriz vítrea
silicificada.
Figura 18: Vista general de toba vítrea con una coloración de alteración verde azulado a verde amarillento.

Figura 19: Roca basáltica-andesítica con amígdalas de tamaños y formas diferentes. Algunas de ellas están oxidadas.
Figura 20: Fotografía de pseudotaquilita de dos centímetros de espesor en una zona de falla.

El límite superior de la Formación El Venado está en el contacto con las rocas sedimentarias
de la Formación Rosario a través de una falla de tipo lateral normal. En la figura 21 se observa
la falla con orientación N350°/63°E y las estrías que indican un movimiento normal.
Figura 21: Contacto litológico por falla entre la Formación El Venado y la Formación Rosario.
En resumen se puede decir que la Formación El Venado está compuesta de rocas piroclásticas
y lavas de composición básico-intermedia que conforman una sucesión volcánica que ha sido
ligeramente metamorfizada, alterada, fracturada y cizallada. Se divide en miembros
principales con un espesor total aproximado de 350 metros (Figura 22).
El primer miembro inferior de la formación tiene un espesor aproximado de 70 metros que

corresponde a tobas vítreas y cristalinas intercaladas con horizontes de brecha volcánica. Las
rocas se presentan de color café en tonos amarillentos de claros a oscuros y algunas de color
negro. El color de alteración es café verdoso en tonos oscuros aunque se presentan en forma
de manchas irregulares de tonalidades amarillentas y grisáceas oscuras. Incluso, algunas de
ellas siguen la estratificación general N-S. Los estratos tienen espesores de unos centímetros a

80 cm con una alteración y recristalización avanzadas. Así mismo, presenta fracturamiento

intenso semivertical con orientaciones NW-SE y E-W principalmente. La base de esta primera
parte esta milonitizada debido al contacto por falla.
Figura 22: Columna estratigráfica de la Formación El Venado.
El segundo miembro se compone de un basalto andesítico compacto, homogéneo y con un

espesor aproximado de 150 metros. Se presenta en color gris oscuro en tonos verdosos y
amarillentos. Los colores de alteración varían entre verde, negro y rojo con intensidades
purpura y amarillas. En general presenta un intenso fracturamiento y cizallamiento que le da

una apariencia de roca triturada. La recristalización es evidente en los planos de falla y

fractura. Las vetas de cuarzo blanco se presentan en forma paralela a los planos de cizalla en
donde, en ocasiones se nota su desplazamiento, ondulación, interrupción y concentración en
formas variadas e irregulares, e incluso su emplazamiento en pequeños fragmentos roca
producto de la recristalización. Así mismo, son evidentes las formas sigmoidales generadas
por la deformación tectónica y la presencia de estrías claramente reflejadas en las laminillas de
epidota producto de la alteración.
El tercer miembro se compone de tobas vítreas con espesor aproximado de 40 metros. El color
dominante que presenta es el verde en tonos amarillentos, rojizos, azulados, grisáceos y
blancuzcos, en las áreas intemperizadas adquiere un color negro. Se caracteriza por ser
homogénea y por su poca resistencia, y en áreas muy alteradas se desmorona fácilmente.
Además presenta una estratificación con capas en espesores de 20 a 45 cm aproximadamente,
la cual se pierde en ocasiones debido al intenso fracturamiento y por la alteración hidrotermal
que la ha afectado.
El cuarto miembro que corresponde a la porción superior de la Formación El Venado que está
conformada por basalto andesítico masivo, homogéneo y compacto con un espesor total de 90
metros en promedio. Se presenta en los colores negros, morado en tonos rojizos, azul en tonos
grisáceos, café en tonos amarillentos rojizos, y verde azulado, todos ellos en tonalidades claras
y oscuras. Los colores de alteración en roca fresca varían entre verde, negro y rojo con
intensidades purpura, ocre y amarillas. Esta parte es similar a la segunda parte arriba descrita
en cuanto al intenso fracturamiento, cizallamiento, y la recristalización de cuarzo en los planos
de fracturamiento y de cizalla, pero en este caso los espesores de las recristalizaciones van de
uno a 10 centímetros. Las características distintivas de esta cuarta parte son, la presencia de
pseudotaquilitas que frecuentemente están ya desvitrificadas, la abundancia de vetillas de
cuarzo blanco, la aparición de amígdalas en tamaños variables que van desde unos cuantos
milímetros hasta varios centímetros e, incluso, algunas de uno a dos decímetros. La
distribución de las amígalas no es homogénea en toda la masa rocosa pues hay áreas en donde
es abundante y otras donde están ausentes. Aparentemente, también se caracteriza por la
presencia de zonas peperitizadas o en su caso pueden corresponder a zonas brechoides
generadas por el cizallamiento al que ha estado expuesta toda la unidad rocosa.

III.3. Formación Rosario

Se considera que las rocas sedimentarias que se encontraron en la sección estudiada
corresponden a la Formación Rosario, propuesta por Erben en 1956, y las características
litologías establecidas por este autor, siguen prevaleciendo actualmente para la región de
Rosario Nuevo, Oaxaca.
El citado autor menciona que “Esta unidad litológica consiste de areniscas grises, café rojizas
y café amarillentas, de grano fino a medio, de estratificación delgada y media; limolitas de los
mismos colores, de estratificación delgada; lutitas y lodolitas negras, carbonosas, con vetas de
carbón y lignito; lutitas amarillentas, café o grises, a veces con concreciones pequeñas,
calcáreas y algo limolíticas de color café amarillento claro. Localmente aparece
conglomerados color café negruzco sucio, no estratificados, pero a veces en forma de bancos
aislados intercalados, de diámetro variables (2-15 cm), procedentes, principalmente, del
Complejo Basal (?) y de los estratos inferiores de la propia formación Rosario.” (Erben 1956,
p. 21).
Por otra parte la Formación Rosario se caracteriza por su contenido de paleoflora la cual ha
sido estudiada por diversos autores como Wieland (1909, 1914,1921), Erben (1956), Silva
Pineda (1970, 1978, 1979, 1984), Arambarri y colaboradores (1987) y más recientemente por
Aguilar Arellano, (2004), Ortiz Martínez (2014), Lozano Carmona (2017). Todos ellos han
contribuido a caracterizar la paleoflora. La paleoflora corresponde a los Zamites, Pterophyllum
y Ptyllophyllum de la familia Cycadeoidaceae Otozamites, Stangerites y Taeniopteris, las
Peridospermas Trigonocarpus, Rhabdocarpus y Alethopteris; el género Sagenopteris de las
Caytoniales y el género Noeggeratiopsis de las Cordaitales, algunas gimnospermas que
corresponde al género Equisetum y helechos Cladophlebis browniana, Coniopteris arguta,
Coniopteris hymenophyllides, Piazopteris branneri, Sphenopteris goeppertii y Gonatosorus
narthorstii, más recientemente el género Ginkgoales. Con base al alcance estratigráfico de esta
paleoflora la Formación Rosario ha sido asignada desde el Triásico hasta la base del Jurásico
Medio.
En el contacto geológico entre las rocas ígneas y sedimentarias, se tiene una arenisca de color
pardo oscuro, que altera a un color pardo verdoso, en las áreas expuestas a la intemperie
presenta una coloración negruzca, el tamaño de grano va de mediano a grueso, intercalado con
unas lutitas de color gris claro que presentan un clivaje horizontal, areniscas con nódulos de
hematita de color rojo a pardo oscuro.
En la cima arenisca de grano medio de color gris que altera a una coloración rojiza
amarillento, de estratificación delgada, la lutita tiene crucero paralelo a la estratificación,
posteriormente un horizonte noduloso, los nódulos son muy semejantes a las descritas en el
afloramiento anterior, después continua una capa de lutita de aproximadamente 30-40 cm de
espesor de color gris en diferentes tonos y las zonas intemperizadas presentan una coloración
rojiza amarillenta, se caracteriza por contenido de fósiles de flora, hojas y tallos
principalmente (Figura 23).
20 cm
Figura 23: Se observa una arenisca de grano fino intensamente oxidada con impresiones de paleoflora.

Hasta este punto se termina la sección de estudio, pero debido a que afloran rocas
sedimentarias de otras formaciones en el área, se describen a continuación de acuerdo a la
bibliografía existente para estas.
III.4. Grupo Tecocoyunca

Originalmente fue definido por Guzmán (1950) como Capas Tecocoyunca (Capas Inferior y
Capas Superior), pero Erben (1956), basándose en su potente espesor y en su diversidad de
unidades prefirió elevarlas a la categoría de grupo. Erben lo divide en 5 Formaciones
(Formación Zorrillo, Formación Taberna, Formación Simón, Formación Otatera y Formación
Yucuñuti). Este grupo se encuentra formado por una alternancia de formaciones continentales
y marinas depositadas durante el Jurásico Medio. (Erben 1956b). Los nombres de todas estas
unidades se siguen usando en los trabajos más recientes aunque algunas veces con
modificaciones.
III.5. Caliza con Cidaris

Erben (1956) retomó el nombre Caliza con Cidaris para describir una serie de calizas grises
que afloran en los alrededores de la localidad Consuelo, Oaxaca. La litología de dicha unidad
está compuesta por estratos de 40 a 80 cm de calizas oolíticas color café, con nódulos de óxido
de fierro; continuando con paquetes de lutita gris y margas nodulosas de estratificación media
a delgada, con macrofauna variada y abundante, distinguiéndose especialmente exogyras
grandes de testa gruesa y escasos fósiles de parathyridina. La columna termina con un paquete
de caliza pura color gris de estratificación gruesa con nódulos de pedernal negro y abundante
fósiles de parathyridina y púas de cidáridos (Salas 1988, p.198).
En la figura 24 se muestra en perfil la sección estudiada, en este perfil se observan las tres
litologías estudiadas en esta tesis y la relación que guardan en sus contactos. Aquí la unidad
más antigua es la Unidad Metamórfica y la más joven es la unidad sedimentaria, esto se
deduce sólo por posición estratigráfica.

Figura 24: Sección geológica a lo largo del transecto sobre el río Los Muertos y El Venado.

IV. Método de Trabajo
Para llevar a cabo el objetivo anterior se realizaron 3 tipos de actividades: trabajo de gabinete,
trabajo de campo y trabajo de laboratorio, cuyas interrelaciones se muestran en el diagrama de
flujo (Figura 25).
Figura 25: La metodología llevada a cabo para cumplir los objetivos del trabajo está representado en esta Diagrama
de trabajo.
IV.1. Trabajo Gabinete

Como primera fase del trabajo se realizó una recopilación bibliográfica que consistió en una
búsqueda y recopilación de textos (en físico y en formato digital) de distinta índole como
revistas nacionales e internacionales, libros de texto, publicaciones especiales, tesis, y cartas
geológicas publicadas por diferentes autores. La búsqueda estuvo enfocada en trabajos
realizados en el Municipio de Tezoatlán y áreas aledañas.
Los temas de interés fueron los relacionados principalmente con el complejo metamórfico, las
rocas volcánicas y la secuencia sedimentaria jurásica, temáticas que se encontraron en las
bibliotecas del IPN y de la UNAM, tales como: Biblioteca Central “Bravo Ahuja”, Biblioteca

Conjunta “Ciencias de la Tierra”, y Biblioteca “Antonio M. Anza” en donde se encuentra el

acervo histórico de la Facultad de Ingeniería, además de redes de internet. Posteriormente se
realizó una revisión, selección y clasificación de la información disponible para delimitar el
área de estudio.
Con la información cartográfica se realizó un análisis de los mapas para tener una idea general
de la geología regional (ya que no existe una cartografía a detalle) notando que no existe una
gran diferencia en cuanto a la cartografía geológica realizada por cada autor, pues se
retomaron los planos y deducciones de los primeros autores que estudiaron la región. Por lo
mismo, se compilaron los mapas y secciones a partir de un programa de computo (sistema de
información geográfica ArcGis) y, así se confeccionó un mapa base, al cual se le agregaron los
datos colectados durante el trabajo de campo. También como parte del trabajo de gabinete, se
realizó un plan de trabajo de campo y la preparación de todo el material necesario, desde
mapas base hasta artículos de campo como brújula, martillo de geólogo, bolsas de muestras,
cinta de medición, cámara fotográfica, etcétera. Por último, se confeccionó una sección
geológica a detalle con todos los datos obtenidos de campo y con los resultados obtenidos del
trabajo de laboratorio.
IV.2. Trabajo de Campo

Se realizaron varias visitas cortas de campo, que consistieron desde un reconocimiento general
del área, hasta verificaciones de fallas, fracturas, contactos litológicos, y descripción a detalle
de los afloramientos, medición de rasgos estructurales, espesores de las capas litológicas,
además de definir los atributos de litología, composición mineralógica, coloración, estructuras
y texturas de las rocas aflorantes. Se puso particular énfasis en la toma de muestras de mano y
de fósiles (paleoflora) para su posterior estudio e identificación al microscopio petrográfico.
La longitud de la sección geológica fue de aproximadamente 2.6 km de un total de 3.2 km de
recorrido.
IV.3. Trabajo de Laboratorio

El trabajo de laboratorio se realizó con los equipos del Laboratorio de Rayos X, de la
Subdirección de Laboratorios y Apoyo Académico, del Instituto Nacional de Antropología e
Historia (INAH).

El trabajo de laboratorio principal consistió en una selección de 24 muestras de las 54

obtenidas durante el trabajo de campo. De las 24 muestras de roca se elaboraron secciones
delgadas para su estudio petrográfico en un microscopio petrográfico marca Olympus, modelo
BX43. En total se analizaron 6 muestras del complejo metamórfico, 16 muestras de la
sucesión de rocas ígneas, y 2 muestras de la secuencia sedimentaria. Todas ellas fueron
fotografiadas en muestra de mano y sección delgada. La razón de seleccionar pocas muestras
de las rocas metamórficas y sedimentarias fue únicamente para definirlas como los límites
estratigráficos de la principal sucesión de rocas ígneas objeto de este trabajo de tesis.
El análisis petrográfico consistió en determinar la naturaleza de las rocas y realizar una

clasificación petrográfica e interpretación petrológica, con base en la identificación del
contenido mineralógico, rasgos texturales, microtexturales, y alteraciones, entre otras,
utilizando varios manuales. (Kerr 1965; Phillips 1971; Folk 1980; Pettijohn 1975; Phillpotts
1989; Mackenzie et al., 1982; Adams et al., 1984; Yardley et al., 1990).
Como parte complementaria del trabajo se usó la técnica de Difracción de Rayos X para la
comprobación e identificación de minerales que en el microscopio petrográfico fueron
difíciles de determinar. Para esta técnica se realizó la molienda de las muestras seleccionadas
de las cuales se obtuvo un polvo que se colocó en un porta-muestras especial. Posteriormente,
las muestras fueron analizadas por medio del Difractómetro de Rayos X, Modelo Equinox
2000, Marca Inel. Finalmente, con la ayuda del software Match y la base de datos ICDD se
identificó el contenido mineralógico de las muestras.

V. Análisis petrográfico de las unidades metamórfica,

sedimentaria e ígnea
V.1. Unidad Metamórfica
Lámina delgada 1. Esquisto de muscovita y granate de textura granolepidoblástica,

granoblástica y poiquiloblástica, principalmente está compuesto de cuarzo, plagioclasa,
feldespato potásico, granate, zoisita, clinozoisita, micas (muscovita y clorita), apatito, zircón, y
minerales opacos. Las características de esta muestra son la presencia de zoisita y clinozoisita
de hábito prismático incrustados sobre el cuarzo y feldespato, y la presencia de textura
elicítica en poiquiloblástos de granates (Figura 26). La facies metamórfica a la que
corresponde es la de epidota-anfibolita en la zona de granate. El protolito es una pelita.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 26: Esquisto de muscovita y granate con blasto euhedral-subhedral de granate con textura elicítica y
poiquiloblástica, el granate empieza a desarrollar una corona de alteración en su contorno. Fotografía izquierda en luz
natural y derecha en luz polarizada, tomadas con el objetivo 4x.

Lámina delgada 2. Anfibolita de hornblenda-actinolita y granate, con textura nematoblástica,

granolepidoblástica y poiquilítica que además presenta sombra de presión (Figura 27), la
mineralogía consiste de cuarzo, anfíbol (hornblenda y actinolita), feldespato potásico,
plagioclasa, granate, zoisita, clinozoisita, mica (muscovita), apatito, zircón, esfena magnetita y
minerales opacos. Corresponde a la facies de anfibolita. El protolito de esta muestra
corresponde con una roca ígnea de composición máfica.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 27: Anfibolita de hornblenda-actinolita y granate. En el centro blasto de granate contextura poiquilítica, con
sombra de deformación en los contornos. Fotografía izquierda en luz natural y derecha en luz polarizada, tomada con
el objetivo 4x.

Lámina delgada 3. Esquisto-gnéisico cuarzo-feldespático de muscovita y clorita, de textura

granolepidoblástica, granoblástica y poiquilítica. El contenido mineralógico consta de cuarzo,
plagioclasa, feldespato potásico, muscovita, clorita, zircón, monacita y minerales opacos. El
tamaño de grano del cuarzo y del feldespato va de medio a grueso y forman segregaciones y
augenes. Los augenes de feldespato potásico corresponde al tipo microclina (Figura 28). El
protolito es un granitoide de tipo S y corresponde a facies de epidota-anfibolita.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 28: Esquisto-gnéisico cuarzo-feldespático de muscovita y clorita con augen de feldespato potásico del tipo
microclina. Es muy frecuente que sean de gran tamaño y presenten alto fracturamiento. Fotografía izquierda en luz
natural y derecha en luz polarizada, tomada con el objetivo 4x.

Lámina delgada 4. Anfibolita esquistosa de hornblenda-actinolita y granate de textura

granonematoblástica y esquistosa (Figura 29). Los minerales identificados son cuarzo,
plagioclasa, feldespato potásico, hornblenda, tremolita-actinolita, zoisita, muscovita, granate,
apatito, esfena, magnetita y minerales opacos. En esta roca los blastos de granates están más
destruidos, presentan también textura elicítica y sombras de presión. El protolito corresponde a
una roca ígnea máfica (metabasita) y la facies metamórfica al que pertenece es de epidota-
anfibolita.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 29: Anfibolita de hornblenda-actinolita y granate con una textura granonematoblástica y esquistosidad bien
desarrollada, los principales minerales son de anfíbol y cuarzo. Fotografía izquierda en luz natural y derecha en luz
polarizada, tomada con el objetivo 4x.

Lámina delgada 4A. Granulita de zoisita y granate de textura lepidoblástica y

poiquiloblástica. Su mineralogía se caracteriza por cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico,
clinozoisita, granate, muscovita, clorita, zircón, y minerales opacos. Se observa que han
desaparecido los anfíboles y la cantidad de zoisita y clinozoisita ha aumentado, además se
observan microfallas, micropliegues, cataclasis y sombras de presión (Figura 30). El protolito
corresponde a una roca sedimentaria (psamita). La facies metamórfica corresponde a una
granulita.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 30: Granulita de zoisita y granate con micropliegues. Fotografía izquierda en luz natural y derecha en luz

Lámina delgada 5. Anfibolita esquistosa de hornblenda-actinolita y granate de textura

granolepidoblástica, granonematoblástica y poiquiloblástica, compuesta principalmente de
cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, hornblenda, actinolita, granate, muscovita, zoisita,
apatito, esfena, magnetita y minerales opacos (Figura 31). El protolito corresponde a una roca
ígnea de composición máfica (metabasita). Se asignó a la facies de anfibolita.
0.2 mm 0.2 mm
Figura 31: Anfibolita esquistosa de hornblenda-actinolita y granate con minerales de esfena en forma granular.
Fotografía izquierda en luz natural y derecha en luz polarizada, tomada con el objetivo 20x.
En función de la mineralogía observada en las rocas metamórficas, estas se pueden dividir en

tres grupos en relación a su protolito. El primer grupo tiene un protolito sedimentario
(muestras 1y 4A). El segundo grupo tiene un protolito ígneo de composición félsico,
granitoide tipo S (muestra 3). El tercer grupo tiene un protolito ígneo de composición máfico
(diques) (muestras 2, 4 y 5).
El conjunto de rocas metamórficas corresponden a un metamorfismo regional que sufrió como

mínimo tres etapas de deformación en condiciones de presión y temperatura intermedia
(Figura 32). Las facies van de facies epidota-anfibolita, anfibolita hasta una facies de granulita
en un metamorfismo progresivo.

Muestras: 4A.
Muestras: 2 y 5.
Muestras: 1, 3 y 4.
Figura 32: Diagrama de facies y asociación tectónica. Tomado y modificado de Sen (2014, p.312).
La zona de P-T alto está relacionada con una zona de subducción mientras que la zona de
condiciones de P-T intermedio indica metamorfismo de una colisión continental dando origen
a un cinturón orogénico, lugar en el que caen las muestras borrar s en la figura. Por último la
zona de condiciones P-T bajo está relacionado con un metamorfismo de contacto (Figura 32).

IV.2. Formación El Venado
Lámina delgada 6. Metatoba milonitizada que se caracteriza por presentar una textura
milonítica y una matriz criptocristalina en donde los fragmentos de cuarzo y feldespatos se
observan en forma de augen y presentan extinción ondulante, fracturamiento y desarrollo de
una textura poiquilítica donde los minerales incrustados corresponden a apatitos y a micas.
Otra característica de esta muestra es la alta alteración que presenta, el feldespato se alteró a
sericita y algunas micas a clorita. Las fracturas se encuentran rellenas de óxido de hierro
(hematita). Hay indicios de un leve metamorfismo y una alta alteración (cloritización) (Figura
33).
0.6 mm 0.6 mm
Figura 33: Metatoba con textura milonítica y mineralogía principalmente de cuarzo y mica alterada. Fotografía
izquierda en luz natural y derecha en luz polarizada, tomada con el objetivo 4x.

Lámina delgada 7. Toba vítrea de textura hialocristalina-piroclástica, vitrofídica, y de matriz

holohialina que desarrolla sericita como producto de alteración. Los fragmentos líticos son
angulares y subredondeados lo que le da un aspecto brechoide a la toba. Estos líticos
corresponden a fragmentos de pómez vesicular y escoria, no hay deformación en los líticos, la
textura de estos líticos es holohialina y hialocristalina (Figura 34).
Las características distintivas son la desvitrificación de la matriz y de los componentes vítreos

que están como líticos, hay un alto reemplazamiento por carbonatos y abundancia de “shards”
principalmente corresponden al tipo “Cúspate” y “Platy”. Por último, en los fragmentos
pómez hay pocos fragmentos de microfenocristales que corresponden a plagioclasas del tipo
labradorita.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 34: Toba vítrea con una matriz microcristalina, alterada y fragmentos de pómez y cristales. Fotografía

Lámina delgada 8. Toba vítrea de textura holohialina y hialocristalina. La matriz es

microcristalina a criptocristalina debido a la desvitrificación. Los microcristales productos de
la desvitrificación corresponde a cuarzo-feldespatos granular (Figura 35). Hay presencia de
pocos microfenocristales originales, principalmente son plagioclasas y micas. El vidrio no
alterado se presentan en bandas de color café en tonos claros y oscuros alternadamente (las
partes incoloras han sido sustituidas por el cuarzo microgranular). Hay un alto
reemplazamiento de carbonato y presencia de shards que están muy bien conservados y
corresponden al tipo Cúspate y Platy (Figura 36).
0.6 mm 0.6 mm
Figura 35: Toba vítrea con fragmentos de vidrio bandeado de color café claro a café oscuro, en una matriz con signos
de desvitrificación formando una textura microcristalina de cuarzo-feldespato. Fotografía izquierda en luz natural y
derecha en luz polarizada, tomada con el objetivo 4x.
0.4 mm 0.4 mm
Figura 36: Toba vítrea en la que se observa el contenido de shards con desvitrificación. Fotografía izquierda en luz

Lámina delgada 9. Toba vítrea de textura micropoquilítica y microporfídica. La matriz es

vítrea la cual presenta una desvitrificación a un cuarzo-feldespato microgranular. Los
fragmentos líticos corresponden a vidrio, el vidrio sano se presenta en color café en tonos que
van del claro al oscuro, estas tonalidades se alternan formando una estructura bandeada. La
característica principal de esta muestra es que presenta un alto fracturamiento (Figura 37) que
se ha rellenado de cuarzo, y la cantidad de shards disminuye debido probablemente a la
recristalización que ha cubierto las evidencias.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 37: Toba vítrea con matriz más silicificada y contiene fragmentos de vidrio (pómez) bien preservados. También
tiene fracturas irregulares rellenas de cuarzo microgranular. Fotografía izquierda en luz natural y derecha en luz

Lámina delgada 10. Toba vítrea de textura hialocristalina vitrofídica, hialocristalina

microporfídica, hialocristalina microlítica y piroclástica vesicular. La matriz es de
composición cuarzo-feldespática microequigranular (por la desvitrificación) y contiene
fragmentos líticos de pómez formando una pseudobrecha. Los fragmentos de pómez tienen
una textura holocristalina y hialocristalina. Se observa que se empiezan a desarrollar mosaicos
de cuarzo muy similar a los de la matriz (Figura 38). En esta muestra se observa un aumento
en los fragmentos de cristales de plagioclasas de tipo labradorita con formas euhedrales a
subhedrales, las cuales están siendo sustituidas por calcita de forma parcial o casi
completamente. Estos fragmentos están como porfidofenocristales dentro de la matriz, y
también dentro de los fragmentos líticos.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 38: Roca piroclástica silicificada (completamente desvitrificada) que contiene fragmentos de pómez. Fotografía

Lámina delgada 11. Toba cristalina de textura hialocristalina vitrofídica y hialocristalina

microlítica. La matriz es criptocristalina pero en zonas presenta una desvitrificación a cuarzo-
feldespato microgranular. Se logran a observar los fantasmas de una textura perlítica y
desarrollo de pequeñas zeolitas. La abundancia de minerales opacos de habito granular y
acicular es muy notoria. Las fenocristales individuales de plagioclasa tiene una forma euhedral
a subhedral y pertenecen al tipo de la labradorita (Figura 39). La gran mayoría de estas
plagioclasas están siendo sustituidas por calcita, en ocasiones ya han sido remplazadas por este
mineral completamente.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 39: Toba cristalina con fenocristales de plagioclasa dentro de una matriz criptocristalina. Fotografía izquierda
en luz natural y derecha en luz polarizada, tomada con el objetivo 4x.

Lámina delgada 12. Toba cristalina de textura microequigranular, hialocristalina, y matriz

vítrea que ha sufrido desvitrificación. Se observan fenocristales de plagioclasas, apatito y
minerales opacos, como minerales secundarios se observa el cuarzo y la calcita. Los
fenocristales de plagioclasa con formas euhedral y subhedral se presentan con un hábito
tabular, los que han sido sustituidas por calcita de forma parcial y hasta totalmente (Figura
40). Se observa que las plagioclasas tienen incrustaciones de apatito (Figura 41). Las vesículas
han sido rellenadas por cuarzo microgranular, minerales opacos y calcita.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 40: Toba cristalina con fenocristales de plagioclasas de tipo labradorita con reemplazamiento de calcita en una
matriz vítrea con desvitrificación. Fotografía izquierda en luz natural y derecha en luz polarizada, tomada con el
objetivo 4x.
0.2 mm 0.2 mm
Figura 41: Toba cristalina con fenocristal de feldespato que tiene incrustaciones de apatito. Fotografía izquierda en luz

Lámina delgada 13. Toba cristalina de textura microequigranular y en ocasiones porfídica. Se

observa una desvitrificación de la matriz que recristaliza a un cuarzo-feldespato con una
textura microgranular. Los fenocristales son plagioclasas del tipo labradorita, con formas
euhedrales a subhedrales, los cuales presentan una sustitución de calcita (Figura 42). Los
feldespatos presentes corresponden a ortoclasa que tiene zonación. La muestra presenta mucho
fracturamiento que han sido relleno de calcita.
0.4 mm 0.4 mm
Figura 42: Toba cristalina con matriz desvitrificada a cuarzo microgranular, donde un fenocristal de plagioclasa está
más o menos sano. La calcita como mineral secundario está reemplazando parte de la matriz y a fenocristales de
plagioclasas. Fotografía izquierda en luz natural y derecha en luz polarizada, tomada con el objetivo 10x.

Lámina delgada 14. Roca ígnea de composición basáltica-andesítica de textura holocristalina

microcristalina fluidal y poiquilítica. Los fenocristales presentes son plagioclasa, epidota,
diópsida, apatito, calcita y minerales opacos dentro de una matriz microcristalina fluidal
(Figura 43). Los minerales de plagioclasas se presentan como microcristales más o menos
equigranulares. Los minerales opacos tienen formas euhedrales a subhedrales tabulares
alargados, que parece ser que han sustituido completamente a los anfíboles. La calcita es un
mineral secundario que está enmascarando gran parte de la textura de la muestra. Los
fenocristales de plagioclasa son del tipo labradorita y tiene formas euhedrales a subhedral,
parecen tener flujo, también presentan incrustaciones de apatito. La epidota es un mineral
magmático tardío, presenta una textura poiquilítica en donde contiene incrustaciones de
plagioclasas y apatitos. Los minerales de diópsida son pequeños minerales granulares.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 43: Roca ígnea de composición andesítica de textura holocristalina microlítica intergranular. Los microlítos son
de plagioclasas de hábito tabular y minerales de diópsida en forma granular además de minerales de epidota en tonos
verdes a amarillentos. Se puede apreciar que los minerales de epidota tienen una textura poiquilítica (los minerales
incrustados son plagioclasas y apatito). Fotografía izquierda en luz natural y derecha en luz polarizada, tomada con el
objetivo 4x.

Lámina delgada 15. Roca ígnea de composición basáltica-andesítica de textura holocristalina

microcristalina y poiquilítica. La roca presta una matriz microcristalina que en general esta
alterada, la alteración y el metamorfismo enmascara las texturas principales de la roca (Figura
44), lo que hace más difícil su clasificación.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 44: Roca ígnea de composición andesítica con variabilidad del grado de alteración que enmascara las texturas
originales, pero se alcanza a distinguir que se trata de una textura holocristalina microcristalina. Fotografía izquierda
Lámina delgada 16. Muestra de cuarzo con textura criptocristalina y microcristalina

microequigranular. El cuarzo se observa en una textura microgranular en forma de mosaico
con incrustación de minerales opacos que por su tonalidad rojiza puede corresponder a
hematita (Figura 45).
0.6 mm 0.6 mm
Figura 45: Cuarzo microgranular en forma de mosaico con alto contenido de hematita. Fotografía izquierda en luz

Lámina delgada 17. Roca ígnea extrusiva de composición basáltica-andesítica con textura
holocristalina microcristalina fluidal y poiquilítica. Los fenocristales se presentan como
microcristales más o menos equigranulares. Los minerales opacos tienen formas euhedrales a
subhedrales en forma tabular alargada, al parecer han sustituido completamente a los
anfíboles. La calcita es un mineral secundario que está enmascarando gran parte de la textura
de la muestra. Los fenocristales de plagioclasa son del tipo labradorita y tiene formas
euhedrales a subhedrales y, parecen presentarse en forma de flujo, también presentan
incrustaciones de apatito.
Además se observa minerales de plagioclasas como porfidofenocristales dentro de la matriz

microcristalina (Figura 46). La epidota es un mineral magmático tardío, presenta una textura
poiquilítica en donde contiene incrustaciones de plagioclasas y apatitos. Los minerales de
diópsida son pequeños minerales granulares.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 46: Roca ígnea de composición andesítica basáltica con un porfidofenocristal de plagioclasa del tipo labradorita
dentro de una matriz microcristalina. Fotografía izquierda en luz natural y derecha en luz polarizada, tomada con el
objetivo 4x.

Lámina delgada 18. Toba vítrea de textura porfidoclástica, textura fluida y criptocristalina.
La matriz es vítrea, criptocristalina, y presenta alteración (serpentinización). Los fragmentos
(Figura 47) corresponden a rocas metamórficas (gneis) e ígneos. Los fenocristales
corresponden a plagioclasas que fueron sustituidas por carbonato (Figura 48). Otra
característica destacada es el alto contenido de minerales opacos.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 47: Toba vítrea con fragmentos de líticos y fragmentos de plagioclasas dentro de una matriz microlítica que
está muy alterada. Fotografía izquierda en luz natural y derecha en luz polarizada, tomada con el objetivo 4x.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 48: Roca piroclástica en la que se puede apreciar una plagioclasa que está siendo sustituida por calcita.
Fotografía izquierda en luz natural y derecha en luz polarizada, tomada con el objetivo 4x.

Lámina delgada 19. Pseudotaquilita de textura criptocristalina, totalmente desvitrificada y

fracturas rellenas de hematita y calcita (Figura 49).
0.6 mm 0.6 mm
Figura 49: Pseudotaquilita de textura holohialina y fracturamiento relleno de hematita y calcita. Fotografía izquierda
Lámina delgada 20. Pseudotaquilita de textura holohialina, microlítica, y microbrechoide

(Figura 50). La matriz es principalmente vítrea aunque desvitrificada y sustituida en partes por
calcita. Contiene fragmentos de líticos angulosos, que también muestran avances de
recristalización. También fragmentos angulosos de feldespatos y cuarzo. Hay desarrollo de
amígdalas y esferulitas.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 50: Pseudotaquilita con matriz holohialina de color café que se ha recristalizado. Los fragmentos angulosos
principalmente corresponden a fragmentos de vidrio que en algunos casos se están desvitrificando. Fotografía en luz
natural a la izquierda y en luz polarizada a la derecha, tomada con objetivo de 4x.

Lamina delgada 21. Pseudotaquilita de textura brechoide (Figura 51). La brecha es

polimíctica, se alcanza a distinguir líticos que corresponden a una roca ígnea de composición
básica y clastos de vidrio, la muestra presenta algo de alteración principalmente
recristalización de calcita y hematita. La matriz presenta desvitrificación a un cuarzo
microgranular.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 51: Pseudotaquilita brechoide. Fotografía en luz natural a la izquierda y en luz polarizada a la derecha, tomada
con objetivo de 4x.

Lámina delgada 22. Roca ígnea extrusiva de composición basáltico-andesítico de textura

holocristalina microlitica (Figura 52). La matriz es microlitica principalmente de plagioclasas
(andesinas y labradoritas) que esta enmascarado por calcita y probablemente sericita, la
diópsida forma parte de la matriz, no se observan porfidofenocristales. Es abundante la
presencia de minerales opacos en forma tabular y en forma de aguja. Además presenta de
zeolitas y amígdalas (Figura 53). Las amígdalas son abundantes y varían en forma, tamaño, y
composición, siendo algunas de ellas completamente de cuarzo, calcedonia, otros son una
combinación de calcita y cuarzo, incluso hasta de hematita.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 52: Roca ígnea de composición basáltico-andesítico de textura microlítica compuesta principalmente de
plagioclasas. Se presenta algo de alteración de color verde amarillento claro y minerales opacos. Fotografía en luz
natural a la izquierda y en luz polarizada a la derecha, tomada con objetivo de 4x.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 53: Amígdala de cuarzo en la roca ígnea de composición basáltico-andesítico. Fotografía en luz natural a la
izquierda y en luz polarizada a la derecha, tomada con objetivo de 4x.

En la figura 54 se tienen las rocas piroclásticas representadas por las muestras 6, 7, 8, 9 10, 11,
12, 13 y 18 que fueron ubicados en el triángulo de tobas según su tipo de piroclástico. Las
muestras 14, 15, 17 y 22 se clasificaron mediante el triángulo QAPF (Figura 55).
Figura 54: Clasificación de rocas piroclásticas. Tomado de Fisher (1984).
Figura 55: Diagrama triangulo QAPF de Streckeisen (1979).Clasificación de rocas ígneas extrusivas.

Por las características petrográficas del primer grupo de muestras (6, 7, 8, 9, 10 y 18) indican
una actividad volcánica explosiva, seguida de varios eventos efusivos (derrames)
representados por las muestras 14, 15, 17 y 22. Esta sucesión de rocas ígneas es de carácter
composicional básico a intermedio.
La nueva sucesión de rocas ígneas representa mínimo 4 eventos volcánicos, la primera de

carácter explosivo (muestras 6, 7, 8, 9 y 10), seguida de una actividad efusiva (muestras 14, 15
y 17) posteriormente por otra actividad explosiva (muestra 18) y por último por una actividad
efusiva (muestra 22). Toda esta secuencia se encuentra alterada por hidrotermalismo, y
afectada por esfuerzos de cizalla y fracturamiento.
En el caso de las tobas se observa recristalización del vidrio que soporta a los piroclastos
(desvitrificación) que es considerado como un proceso metamórfico de largo periodo de
tiempo (Marshall 1961, p. 1498).
La última actividad volcánica efusiva se caracteriza por el contenido de amígdalas, que refleja
el alto contenido de gases del magma. En ocasiones estas amígdalas están zoneadas indicando
la deposición progresiva de los minerales hidrotermales hacia el centro.
Se documentó la presencia de pseudotaquilitas de origen tectónico como resultado de la

fricción en una zona de cizalla, este tipo de material se define como una roca densa oscura,
afanítica, producto de la compresión y cizallamiento asociada con movimientos intensos en
fallas, que involucra una milonitización y/o fusión parcial, que ocurre como venas irregulares
a lo largo de las fallas y fracturas.
Por último, la pseudotaquilita que se reporta en este trabajo tiene presencia de desvitrificación
y material recristalizado, así como, fragmentos de roca, que han sido oscurecidos por
alteración y metamorfismo.

IV.3. Formación Rosario
Lámina delgada 23. Subarcosa conglomerática con partículas de cuarzo, feldespato y mica.
Esta última es muscovita y se presentan en forma de láminas alargadas que se adaptan al
contorna de los cristales de cuarzo y feldespatos. Los fragmentos líticos corresponden a
fragmentos de gneis. Los tamaños corresponden a una arena gruesa-conglomerado fino, el
grado de redondez corresponde a un subredondeado (Figura 56). El grado de selección es
moderado y un grado de madurez moderado. Todos estos elementos contenidos en una matriz
arcillosa (<5%). Es importante mencionar que contiene en algunas zonas contenido de materia
orgánica (carbón y restos de plantas) que está altamente oxidado.
0.6 mm 0.6 mm
Figura 56: Subarcosa conglomerática moderadamente madura, se observa que el grado de redondez en
subredondeado. Fotografía en luz natural a la izquierda y en luz polarizada a la derecha, tomada con objetivo de 4x.
Lámina delgada 24. Subarcosa de grano fino con partículas de cuarzo, y mica (muscovita). El
tamaño de grano corresponde a una arena de grano fino subredondeado, el grado de selección
(clasificación) es moderado y grado de madurez inmaduro. La matriz corresponde a menos del
5 % de la roca (Figura 57). La roca en general está muy oxidada debido a la oxidación de los
restos orgánicos que contiene.

0.6 mm 0.6 mm
Figura 57: Subarcosa de grano fino inmadura con mucha oxidación. Fotografía en luz natural a la izquierda y en luz
polarizada a la derecha, tomada con objetivo de 4x.
La figura 58 corresponde a un diagrama triangular de Folk (1980) para la clasificación de

areniscas, en este triángulo solamente se incluyen fragmentos de cuarzo (Q), feldespatos (F’) y
fragmentos de rocas (FR). Las muestras estudiadas se ubican en la porción correspondiente a
las Subarcosas.
Figura 58: Clasificación de arenas (areniscas con menos del 15 % de matriz). Según Folk (1980).

Las muestras de mano obtenidas presentaban restos de planta y carbón. Como parte del trabajo
de laboratorio se realizó la identificación de estas plantas con base en la bibliografía más
reciente de algunos trabajos realizados en áreas aledañas. Los géneros que se identificaron
son: Otozamites sp., Williamsonia sp., y Phlebopteris sp. (Figura 59).
Figura 59: a) Otozamite y b) Ptilophyllum acutifolium (Wieland).
Otro elemento de la paleoflora que se recolectó corresponde probablemente a una semilla del
género Ginkgo sp. (Figura 60). Los registros de fósiles de Ginkgoales se remontan al Permo-
Carbonífero. Sin embargo Anderson y colaboradores. (2007) consideran que el origen de las
Ginkgoales fue en el Triásico.
Figura 60: Probable semilla del especie Ginkgo sp.

En resumen las muestras analizadas corresponden a subarcosas cuya madurez textural indica
que se tratan de rocas inmaduras por su alto contenido de arcilla, es decir, mayores al 5%. Los
granos van de angulosos a subredondeados y una mala clasificación de los granos, esto indica
que la disipación de la energía es baja. Se puede deducir que la fuente de los clastos de estas
rocas era cercana y el medio de depósito corresponde a un medio de depósito de laguna o
pantanoso en donde la deposición es muy rápida de tal manera que la materia orgánica no
quede expuesta a la oxidación y la acción de la energía es débil. La presencia de vegetación
muy abundante como Otozamites, Ptilophyllum, Williamsonia y Ginkgo indica un clima
tropical, cálido y húmedo.

VI.-Discusión e Interpretación
A partir de los resultados obtenidos del análisis petrográfico de las diferentes unidades de
rocas estudiadas a lo largo del cauce de los ríos Los Muertos y El Venado se tienen los
siguientes resultados producto de los análisis petrográficos.
Unidad metamórfica
En el área de estudio la Unidad Metamórfica litológicamente pasa gradualmente de un

esquisto de muscovita y granate a un gneis esquistoso cuarzo feldespático. Luego se encuentra
una anfibolita de hornblenda y granate, y una granulita de zoisita y clorita migmatizada.
Los esquistos de muscovita y granate derivaron principalmente de pelitas con alto contenido
de Al2O3 y K2O las que durante el metamorfismo dieron origen a abundante mica de
muscovita. La presencia de granates de tipo almandino que se comprobó por medio de la
difracción de rayos X (Figura 61), define la zona de granate, y se ubica en la facies de epidota-
anfibolita. Esta facies indica condiciones de presión media de 5 kbar y temperatura
aproximado de 600° C. Además, los cristaloblastos de granate con textura elicítica
(inclusiones de cuarzo con indicaciones de rotación) y sombras de presión, indican una
deformación de carácter rotacional sincinemático o sintectónico, bajo condiciones tectónicas
de presiones medias-altas y temperaturas altas.
Las rocas cuarzo-feldespáticas, dado su alto contenido en SiO2 y su bajo contenido de FeO y
MgO, se derivaron de una roca sedimentaria clástica o de una ígnea félsica. Por el tamaño y la
abundancia del feldespato potásico (microclina), se optó por relacionar la roca metamórfica a
un protolito ígneo félsico, probablemente un granitoide tipo S. La facies de epidota-anfibolita,
en condiciones de presión media y temperatura media es propuesta para estas rocas que
después pasan a la facies de anfibolita de acuerdo con la paragénesis observada.
Las rocas anfibolíticas derivan principalmente de rocas ígneas básicas ricas en MgO, FeO,
CaO y Al2O3, las cuales han sido interpretadas como cuerpos intrusivos. De acuerdo con la
asociación de plagioclasa cálcica + hornblenda, corresponde a facies de anfibolita, en
condiciones de presión media-alta y temperatura alta.

Figura 61: Difractograma que muestra el contenido de granate tipo almandino.

La asociación de granate, muscovita, cuarzo y plagioclasa indican que se localiza en una zona
de granate. Además, la coexistencia de la actinolita y la hornblenda indica la transición de la
facies de esquistos verdes a facies de anfibolita por vía de la facies de epidota anfibolita.
La facies de anfibolita para las muestras 2 y 5 queda indicada por la asociación de plagioclasa
+ hornblenda + granate. La presencia de esfena refiere a un protolito de composición máfica
(Tabla 4). Así mismo la ausencia de minerales hidratados (muestra 4A en la tabla 4) y la
textura granoblástica evidencian que se alcanzó la facies de granulita.
MUESTRAS
MINERALES 1 2 3 4 5 4A
Granate X X X X X
Zoisita X X X X
Clinozoisita X X X X X
Actinolita X X X X
Hornblenda X X X
Muscovita X X X X X
Cloritoide X X X X X
Clorita X X X X X X
Cuarzo X X X X X X
Plagioclasa X X X X X X
Feldespato X X X X X X
potásico
Esfena X X X
Apatito X X X
Zircón X X X X
Monacita X X
Corindón X X
Calcita X
Minerales opacos X X X X X X
Tabla 4: Contenido mineralógico de las rocas metamórficas.

Por último, se deduce que el conjunto de rocas metamórficas analizadas presentan un

metamorfismo progrado debido a que desaparecen los minerales hidratados conforme aumenta
la temperatura, un ejemplo claro es la desaparición completa de la muscovita en la facies de
granulita.
Por otra parte, en la literatura se ha referido que la Formación Cosoltepec conforma el

basamento de la región. A partir de las descripciones de campo y los análisis petrológicos
realizados en este estudio, se deduce que no hay tal similitud entre las rocas de la Unidad
Metamórfica y la Formación Cosoltepec. Entonces se puede decir que las rocas metamórficas
que afloran el río Los Muertos no corresponden a la llamada Formación Cosoltepec.
Así mismo, se tenía la hipótesis de que la Unidad Metamórfica correspondiera a los

Granitoides Esperanza caracterizados por su contenido de fengita, granate, anfíbol, zoisita,
biotita, turmalina y rutilo, y al hecho de que pertenecen a una facies de eclogitas, producto
final de un metamorfismo de retrogresión. Sin embargo, ninguno de esto elementos y
condiciones se observaron en el análisis del Complejo metamórfico estudiado. Por el
contrario, lo que se observó fue un metamorfismo progresivo de facies de epidota-anfibolita a
facies de anfibolita, que inclusive, puede llegar a facies de granulitas. Por lo que se descarta
que la Unidad Metamórfica sea parte de los Granitoides Esperanza.
De todo lo anterior se puede inferir que la Unidad Metamórfica puede corresponder a otra
porción del Complejo Acatlán, o a otros complejos metamórficos, entre ellos el Complejo
Oaxaca.
Formación Rosario
A partir del análisis de la secuencia sedimentaria se pudo deducir que se tratan de unas rocas
sedimentarias clásticas de grano medio a grueso, por asociación litológica, características
texturales y el contenido de materia orgánica (carbón y paleoflora) intercalado con lutitas,
areniscas, lutitas carbonosas y conglomerado polimíctico; lo que indica que estas se
depositaron en un ambiente lagunar o pantanoso, el ambiente debió ser anóxico con gran
aporte de materia orgánica. La paleoflora principalmente son Cycadales, Bennettitales,
Podozamites y Filicales. Aparentemente, esta flora tiene un alcance que va del Rético-Liásico.

Por estas características litológicas y de contenido fósil se ha asociado a la secuencia

sedimentaria con la Formación Rosario. En la tabla (Tabla 5) se muestra el género de la
paleoflora identificada y su alcance estratigráfico para dicha formación.
Clase Orden Familia Género Alcance

Cicadofitas o Cycadeoidales o Cycadeoidaceae Otozamites Rético-
Cycadophyta Bennettitales Liásico
Cicadofitas o Cycadeoidales o Cycadeoidaceae Ptilophyllum Rético-
Cicadofitas o Cycadeoidales o Williamsoniaceae Williamsonia Rético-
Tabla 5: Paleoflora identificada para la Formación Rosario.
Formación El Venado vs Unidad Diquiyú
A continuación se compara petrográficamente la Formación El Venado con la Unidad Diquiyú

en base a los trabajos petrográficos realizados por González (1989), De Anda (2008) y Osorio
(2009) enfocados en el análisis petrográfico de los flujos basálticos.
Los anteriores autores mencionan que estas rocas están compuestas casi exclusivamente por
plagioclasas que son del tipo oligoclasa, andesina labradorita y bitownita. Los anfíboles casi
siempre se observan intensamente alterados por óxidos siendo posible su identificación
solamente por su hábito y porque a veces se les observa todavía su crucero característico, las
plagioclasas se alteraron a sericita, incluso Osorio (2009) identificó feldespatoides en las
lámina que analizó de la Unidad Diquiyú que aflora en el área de Rosario Nuevo.
En el caso de la Formación El Venado las plagioclasas que se identificaron en las muestras de

esta formación corresponden a andesinas y a labradoritas (Tabla 6). Los clinopiroxenos
corresponden a diópsida, los anfíboles corresponden a hornblenda ya sustituida por óxido de
fierro en algunos casos. La presencia de olivinos no pudo ser corroborado en la petrografía

pero en difracción de rayos X se identificó la existencia de epidota (Figura 62), que fue
interpretada como un mineral producto de la alteración de los olivinos.
MUESTRAS
MINERALES 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 17 18 22
Clinopiroxeno X X
Anfíbol X
Biotita X? X X X? X?
Epidota X? X?
Feldespato K. X X X X X X
Muscovita X
Labradorita X X X X X X X X X X X X
Andesina X X X X
Cuarzo X X X X X X
Líticos X X X X
Opacos X X X X X X X X
Clorita X X X X X
Sericita X X X X X X
Serpentinita X
Carbonatos X X X X X X X X X X
Apatito X X X
Amígdalas X
Tabla 6: Contenido mineralógico en las rocas ígneas observados en el estudio petrográfico.

Figura 62: Difractograma que muestra el contenido de epidota en una muestra de composición basáltica andesítica.

No se observaron feldespatoides en las muestras de la Formación El Venado. Otra

característica de la Formación El Venado es la presencia de abundantes amígdalas, las cuales
no son reportadas en las descripciones de la Unidad Diquiyú realizados por De Anda (2008) y
Osorio (2009).
González (1989) sí reportó la presencia de amígdalas para la Formación Diquiyú que afloran
al sur de San Juan Diquiyú. Cabe mencionar, que se hizo la comprobación de la existencia de
estas rocas y además se identificaron rocas de las mismas características en el cauce del río
Santa Catarina durante las salidas de campo. La semejanza de estas rocas fue comprobada por
un estudio petrológico de las muestras tomadas en estos afloramientos.
Entonces, hasta este punto se puede decir que la Formación el Venado no corresponde a la
Unidad Diquiyú que aflora en el río de Rosario Nuevo. Sin embargo sí tiene similitud con la
parte inferior de la Unidad Diquiyú que aflora al sur de San Juan Diquiyú y el cauce del río
Santa Catarina.
Ahora se desarrolla la discusión sobre las rocas ígneas de la Formación El Venado y su

probable asociación con la unidad ígnea denominada Unidad Diquiyú.
La primera parte de la discusión se enfoca en la descripción mesoscópica realizada por los

diferentes autores que estudiaron u observaron las rocas ígneas en la zona. Y que
posteriormente fue definida informalmente como Unidad Diquiyú.
Ochoterena (1981) observó rocas ígneas “aproximadamente a 1 km del poblado de San Juan
Diquiyú, rumbo a San Juan Viejo y Tindú que consisten en una asociación de basaltos y tobas
intensamente alterada, pero aun reconocibles. Los basaltos presentan antiguas burbujas de
gases aprisionadas durante su consolidación, que posteriormente fueron rellanadas por cuarzo
y calcita. En otros lugares, como sucede en algunos arroyos entre Diquiyú y Santa Catarina,
estas cavidades, sin límites precisos, están rellenas de minerales oscuros, las tobas forman
horizontes de unos cuantos decímetros de espesor en los cales el intemperismo ha dado clores
púrpura o grises de diferentes tonos e intensidades” (Ochoterena 1981, p. 297). Mencionó
también que “las tobas presentan un crucero muy característico semejante al que se observa en

las lutitas típicas. Además observo unas riolitas bandeadas de color claro y oscuro
alternativamente y con estructura fluidal algo metamorfizadas en el río de Santa
Catarina.”(Ídem)
Las descripciones de la parte inferior de la Unidad Diquiyú realizadas por Ochoterena (1981),
Mosquera y Meléndez (1984), González (1987) Jiménez (2004), De Anda (2008), Osorio
(2009), que fueron ya mencionados en los apartados anteriores, probablemente corresponden a
la cima de la Formación El Venado, ya que hay similitud en cuanto al tipo de roca y otras
características físicas distintivas (textura afanítica, contenido de amígdalas, alteración, ligero
metamorfismo, alto fracturamiento).
Esto se deduce porque estos autores definieron en la base de la Unidad Diquiyú un flujo de
composición basáltica-andesítica, seguida de por lo menos de 4 flujos más con la misma
composición. Mientras que para la Formación El Venado en la base se tiene una toba
milonitizada seguida de una secuencia de tobas vítrea, cristalina y en ocasiones lítica.
Las rocas de la Unidad Diquiyú expuestas al sur de San Juan Diquiyú y en el río de Santa
Catarina son las más semejantes a la cima de la Formación El Venado, mientras que las que
afloran en el río de Rosario Nuevo no tienen similitudes con la nueva unidad.
Las tobas observadas por Ochoterena (1981) y González (1987) no corresponden a la toba de
la unidad propuesta en este trabajo, ya que las propiedades físicas descritas por estos autores
no son parecidas a las que se tiene en esta área de estudio. Otra observación que no
corresponde es la posición de estas tobas dentro de la columna, así como sus espesores, ellos
mencionaron que las tobas están intercaladas con flujos basálticos-andesíticos, y que sus
espesores corresponden a 10 cm. En el área de estudio las tobas tienen espesores mayores,
además que se trata de tobas silicificadas bien consolidadas.
Los límites de la cima y base descritos para la Unidad Diquiyú tampoco son los mismos para
la Formación El Venado, ya que para la Unidad Diquiyú se ha mencionado que está en
discordancia erosional con la Formación Rosario en su cima, incluso otros observaron que se
trata de un contacto normal ya que observaron interestratificación de tobas de la Unidad
Diquiyú en diferentes niveles dentro de la Formación Rosario, mientras que el contacto de la
base de la Unidad Diquiyú con el complejo metamórfico se desconoce. En el área de estudio

tanto como la base y la cima de la Formación El Venado es tectónico, es decir limitada por
fallas que aparentemente han tenido movimientos normales como inversos.
Por ultimo en la Unida Diquiyú no se reporta la presencia de pseudotaquilita tectónica. A

diferencia de la muy notoria presencia de pseudotaquilita en las zonas de cizalla de la
Formación El Venado.
Con base en la información reportada en la bibliografía acerca de la Unidad Diquiyú, es muy

evidente que no corresponde a la Formación El Venado, pero puede corresponder a la parte
superior de la Formación EL Venado.
Dado la posibilidad de que la Formación El Venado sea la parte inferior de la Unidad Diquiyú
surge la pregunta del significado tectónico de la primera y de si el resultado tectónico
corresponde a alguno de los modelos petrotectónicos propuestos para la Unidad Diquiyú.
En forma de listado, a continuación se mencionan las interpretaciones tectónicas relacionadas

a la Unidad Diquiyú.
Mosquera y Meléndez (1984) propusieron la presencia al occidente de una actividad volcánica

tipo arco insular como producto de la orogenia Permo-Triásica.
González (1987) por la distribución de estas unidades y su naturaleza calcoalcalina (tomando

en cuenta que predominan composiciones andesíticas), sugirió la posible existencia de un arco
volcánico continental, localizado probablemente al oeste-suroeste de la región.
De Anda (2008) y Osorio (2009) sostienen la idea de la presencia de un rift continental,

debido a la baja cantidad de ferromagnesianos y la abundancia de plagioclasas en las láminas
de la Unidad Diquiyú, lo que les hizo pensar que el magmatismo que dio origen a estas rocas
fue alcalino.
Durán (2014) dedujo que el ambiente geotectónico del magmatismo es de arco continental. Es
decir la continuidad del “arco de Nazas” en el Pacífico mexicano.
De acuerdo con los resultados de este estudio coincide con el modelo de arco continental y
como evidencias de esta propuesta se tienen las siguientes observaciones petrológicas

obtenidas de la Formación El Venado. Se deduce que esta esta unidad pasó por varias etapas
durante su emplazamiento.
En una primera etapa, se desarrolló una actividad volcánica de tipo explosivo, que
corresponden a un depósito vulcanoclástico de origen piroclástico. Esta deducción se debe a la
presencia de toba en la base y el contenido de fragmentos de pómez, fragmentos de cristales y
shards. La segunda etapa corresponde a evento volcánico efusivo lávico de composición
basáltica-andesítica. La tercera etapa está representada por una actividad volcánica de tipo
explosivo. Y la cuarta y última etapa corresponde a una actividad efusiva lávica de
composición basáltica-andesítica.
Se deduce que todo esto corresponde a un evento de flujo piroclástico combinado con flujos
lávicos, como resultante de una erupción volcánica magmática explosiva en una zona de arco
continental.

Conclusiones y recomendaciones
La unidad ígnea estudiada se propone sea denominada Formación El Venado, está constituida
por una sucesión de rocas ígneas extrusivas de composición básica a intermedia, integrada por
materiales piroclásticos y derrames que ponen de manifiesto actividad ígnea entre el Pérmico
y el Jurásico. Esta secuencia volcánica está Afectadas por un metamorfismo regional de bajo
grado que se manifiesta en la textura de las rocas que la constituyen, así como por el fuerte
fracturamiento y fallas en diferentes niveles del conjunto litológico.
La sucesión volcánica está conformada por cuatro miembros diferentes los cuales registran dos
eventos de flujos piroclásticos y dos eventos más de flujos lávicos que indican diferentes
condiciones magmáticas subaéreas y subacuáticas en su emplazamiento.
El primer y tercer miembro son flujos piroclásticos depositados en condiciones de alta

explosividad. El primer miembro se caracteriza por una intensa desvitrificación. El tercero se
caracteriza por no estar desvitrificado aunque alterado hidrotermalmente y serpentinizado,
además de presentar elementos líticos de origen metamórfico. Los elementos líticos por sus
características petrográficas tienen mayor semejanza a las rocas del llamado Complejo
Oaxaqueño que las del Complejo Acatlán. Ambos complejos son todavía tema de debate sobre
su existencia en la región.
El segundo y cuarto miembro son derrames basáltico-andesíticos, el segundo miembro está

abundantemente epidotizado mientras que el cuarto tiene un alto contenido de amígdalas. Las
amígdalas son de diferentes tamaños, proporciones, y niveles a lo largo de su espesor, cuya
composición es cuarzo, óxidos de hierro y/o calcita. Así mismo se caracteriza por la presencia
de pseudotaquilitas que reflejan la intensa deformación tectónica a la que estuvo sujeta.
Por el momento, se desconoce el tipo y número de eventos de las deformaciones tectónicas

que afectaron a toda la sucesión volcánica, pues en este estudio no se consideró ningún
análisis cinemático como objetivo de la presente tesis.
La unidad metamórfica no corresponde o no es equivalente a ninguna de las unidades

metamórficas hasta ahora descritas como parte del Complejo Acatlán. Por lo tanto, se

considera como una nueva unidad metamórfica con facies que van de la epidota-anfibolita a
anfibolita y que se puede asociar a un evento de colisión continental, aunque requiere un
mayor y detallado estudio para su confirmación.
La unidad sedimentaria encontrada en la porción superior de la sección estratigráfica

elaborada corresponde con la Formación Rosario descrita previamente por varios autores. Sin
embargo, cabe señalar que se encuentra afectada por deformación sinsedimentaria y presenta
varios canales de erosión en estratos clásticos asociados a depósitos de carbón indicativos de
alternancia de medio ambientes de alta y baja energía. Las fallas que presenta ameritan un
estudio microtectónico específico que ayude a delimitar los eventos deformacionales presentes
en región.
A continuación se presenta la tabla 7 con las principales conclusiones acerca de la Formación

El Venado.
MIEMBROS LITOLOGÍAS OBSERVACIONES CARACTERÍSTICAS

PETROGRÁFICAS PETROLÓGICO
Miembro 4 Basalto Textura holocristalina Se trata de una roca extrusiva
amigdaloide microlítica, fluidal y básica con alto contenido de
poiquilítica. volátiles y alta vesiculación.
Contenido de plagioclasa del La erupción magmática explosiva

tipo andesina y labradorita, fue desarrollada en un ambiente
diópsida, anfíbol, epidota, subacuoso como evidencia es la
calcita, minerales opacos y textura perlítica.
amígdalas en diferentes
formas y tamaños. Las amígdalas con variaciones en
su tamaño, forma y la abundancia.
Presenta alteración Las vesículas en lavas reflejan el
hidrotermal, metamorfismo contenido volátil del magma
de bajo grado y registro de original, la viscosidad, las tasas de
actividad tectónica. descompresión y la difusión.
Posteriormente sufrió una

actividad tectónica reflejada por la
presencia de pseudotaquilita. Y
una recristalización secundaria por
alteración y un metamorfismo de
bajo grado.
Miembro 3 Toba vítrea Textura criptocristalina, Corresponden a un una erupción
porfidoclástica y fluidal. volcánica piroclástica altamente
explosiva se deduce por la
presencia de pómez, fragmentos

Contenido de fragmentos de cristales y shards además de

metamórficos principalmente líticos ígneos y metamórficos.
de gneis y volcánicos, además
de plagioclasa y feldespato, Que posteriormente sufrió una
cuarzo, calcita, serpentina y recristalización por alteración
minerales opacos. hidrotermal.
Presencia de alta alteración

hidrotermal y ligero
metamorfismo.
Miembro 2 Basaltos Textura holocristalina, Corresponden a rocas efusivas
andesíticos microcristalina fluidal y básicas.
poiquilítica.
Por el tipo de plagioclasas y el
Contenido de plagioclasas contenido de ferromagnesianos se
principalmente labradorita y deduce que es de composición
andesina, diópsida, anfíbol, calcoalcalina.
epidota, calcita, sericita y
minerales opacos. Posteriormente sufrió una
actividad tectónica reflejada por la
Presenta epidotización, presencia alto fracturamiento. Y
oxidación, y metamorfismo una recristalización secundaria por
de bajo grado. alteración hidrotermal y un
metamorfismo de bajo grado.
Miembro 1 Meta-tobas Textura milonítica, Corresponden a un una erupción
milonitizadas, criptocristalina, volcánica piroclástica explosiva
Tobas vítreas, hialocristalina, vitrofídica, de baja viscosidad y alto
Tobas holohialina. contenido de gases, evidencia de
cristalinas y ello es contenido de fragmentos de
Brechas Contenido característico de pómez, fragmentos de cristales y
volcánicas fragmentos de pómez, vidrio, shards.
shards, plagioclasas cálcicas,
clorita, micas, cuarzo, Así mismo, se deduce que la
feldespatos, apatito, sericita y composición va de intermedia a
minerales opacos. máfica debido al tipo de
plagioclasas, presencia de
Presenta desvitrificación y palagonita y de algunos
metamorfismo de bajo grado. microlitos.
La base de la secuencia se
encuentra milonitizada lo que
indica una fuerte actividad
tectónica de edad desconocida.
Características secundarias son la

desvitrificación, recristalización
por intemperismo y metamorfismo
de bajo grado.
Tabla 7: Características principales de los cuatro miembros que integran la Formación El Venado.

Recomendaciones
Como parte adicional al estudio realizado de la Formación El Venado, se considera

fundamental realizar análisis estructurales, geoquímicos y de fechamiento. Por otro lado,
todavía es necesario realizar trabajos de campo y laboratorio de carácter regional y/o local que
comprendan las rocas metamórficas, ígneas y sedimentarias. Dentro de los trabajos de campo
se encuentran los siguientes:
1.- Se requiere de un estudio geológico para delimitar los elementos tectónicos que incluya:
cartografía, geología estructural, estratigrafía, sedimentología y alteraciones hidrotermales.
2.- Realizar reconstrucciones paleogeográficas que ayuden en la discriminación espacial y

temporal de todas las unidades.
Dentro de los estudios de laboratorio es imprescindible llevar a cabo:
1.- Estudios petrológicos en zonas vecinas al área de estudio.
2.- Estudios geoquímicos en el área de estudio y en las zonas aledañas.
3.- Fechamientos radiométricos en las rocas metamórficas e ígneas.

BIBLIOGRAFÍA
Referencias citadas
Aguilar Arellano, F. J. (2004). Planatas Jurásicas de la región Noroccidental de Oaxaca
(formaciones Rosario y Cualac): Implicaciones paleobiogeográficas. Tesis de
licenciatura. Instituto de geología. UNAM.
Anderson, J., Anderson, H., & Cleal, C. (2007). Brief history of the gymnosperms:
classification, biodiversity, phytogeography and ecology. Pretoria: South Africa
National Biodiversity Institute.
Arambarri Reyna, G., & Silva Pineda, A. (1987). Flora fósil de la región de Yucuquimi,
Oaxaca (Formación Rosario). Revista de la Sociedad Mexicana de Peleontología, 1(1),
55-74.
Barboza Gudiño, J. R., Zavala Monsiváis, A., Venegas Rodríguez, G., & Barajas Nigoche, L.
D. (2010). Late Triassic stratigraphy and facies from northeastern Mexico: Tectonic
setting and provenance. The Geological Society of America, 6(5), 621-640.
Campa Uranga, M. F., & Coney, P. J. (1983). Tectonostratigraphic terranes and mineral
resource distribution of Mexico. Canadian Journal of Earth Science(20), 1040-1051.
Cortés Obregón, S., Torón Villegas, L., Martínez Bermúdez, J., Pérez Larios, J., Gamboa
Avitia, A., Cruz Castelán, S., & Puebla, P. M. (1957). La Cuenca Carbonífera de la
Mixteca. Banco de México, S.A. Deartamento de Investigaciones Industriales.
De Anda García, M. A. (2008). Estudio petrológico del Grupo Consuelo (sensu Jiménez
Rentería) en la localidad de Rosario Nuevo. Tesis de licenciatura, ESIA-Ticoman,
IPN.
Durán Aguilar, R. F. (2014). Sedimentología y geocronología de los lechos rojos del jurásico,
región norte de la cuenca de Tlaxiaco, Tezoatlán, Oaxaca; correlaciones y
procedencia. Tesis de Mestría, UNAM.
Elías Herrera , M., Ortega Gutiérrez, F., Sánchez Zavala, J. L., Macías Romo, C., Ortega
Rivera, A., & Iriondo, A. (2005). La falla de Caltepec: raíces expuestas de una frontera
tectónica de. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana(1), 83-109.
Erben, H. (1956 b). El Jurásico Inferior de México y sus amonitas. XX Congreso Geológico
Internacional, México.
Erben, H. (1956). El Jurásico Medio y el Calloviano de México. XX Congreso Geológico

Internacional, México.

Fisher, R., & Schmincke, H. (1984). Pyroclastic Rocks. Heidelberg, Berlín: Springer.
Folk, R. (1980). Petrology of sedimentary rocks. Austin, Texas: Hemphill Publishing

Company.
Godinez Urban, A., Molina Garza, R. S., Wawrzyniec, T., & Lawton, T. (2015).
Paleomagnetismo de las formaciones La Silla y Todos Santos, Chiapas, México:
implicaciones de rotaciones tectónicas durante la apertura del Golfo de México.
Ingeniería Petrolera, 55(3), 149- 169.
González Torres, E. A. (1989). Geología y Paleomagnetísmo del área de Tezoatlán, Oaxaca.

Tesis de Licenciatura, Facultad de Ingeniería UNAM.
Guzmán J., E. (1950). Geología del noreste de Guerrero. Boletín de la Asociación Mexicana
de Geólogos Petroleros, 2(2), 95-156.
Helbig, M. (2013). Significado tectónico de rocas del Paleozoico Superior-Mesozoico Inferior

y eventos tectono-termales en el sureste del Complejo Acatlán, sur de Mexico. Tesis
doctoral, UNAM.
Helbig, M., Keppie, J. D., Murphy, J. B., & Solari, L. A. (2012). U-Pb geochronological
contraints on the Triassic-Jurassic Ayú Complex, Southern Mexico: Derivation from
the western margin of Pangea-A. Gondwana Research, 22, 910-927.
INEGI. (2010). Compendio de información geográfica municipal 2010 Tezoatlán de Segura y

Luna Oaxaca.
Jiménez Rentería, J. (2004). Estudio palinoestratigráfico de los grupos Consuelo y

Tecocoyunca (Triásico-Jusásico), en la barranca Rosario Nuevo, región de Tezoatlán,
al noroeste del estado de Oaxaca. Tesis de licenciatura, Facultad de Ingeniería
UNAM.
Keppie, J. D., Dostal, J., & Shellnutt, J. G. (2016). Old and juvenile source of Peleozoic and
Mesozoic basaltic magmas in the Acatlán and Ayú complexes, southern Mexico: Nd
isotopic contrains. Tectonophysics, 1-9.
Keppie, J. D., Nance, R. D., Fernández Suárez, J., Storey, C. D., Jeffries, T. E., & Murphy, J.
B. (2006). Dentrital Zircon Data from the Eastern Mixteca Terrane, Southern Mexico:
Evidence for Ordovician-Mississippian Continental Rise and a Permo-Triassic Clastic
Wedge Adjacent to Oaxaquia. International Geology Review, 48, 97-111.
Kirsch, M., Helbing, M., Keppie, J. D., Murphy, J. B., Lee, J. K., & Solari, L. A. (2014). A
Late Triassic tectonothermal event in the eastern Acatlán Complex, southern Mexico,
synchronous with a magmatic arc hiatus: The result of flat-slap subduction?
Lithosphere, 6(2), 63-79.
Leyva Rodríguez, E. (1992). Estudio Geológico Económico de la Subcuenca carbonífera de

San Juan Diquiyú, Oaxaca,. Tesis de Licenciatura, ESIA-IPN.
López Ticha, D. (1985). Revisión de la Estratigrafía y Potencial Petrolero de la Cuenca de

Tlaxiaco. Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 37(1), 49-92.
Lozano Carmona, D. E. (2017). Distribución y Taxonomía de Ginkgoales (Engler, 1897) y

grupos afines del Jurásico del Sur de México. Tesis de Maestría. UNAM.
Malone, J., Nance, R., Keppie, J., & Dostal, J. (2002). Deformational history of part of the
Acatlán Complex: Late Ordovician- Early Silurian and Early Permian orogenesis in
southern Mexico. Journal of South American Earth Sciences, 15, 511-524.
Marshall, R. (1961). Devitrification of Natural Glass. Geological Society of America Bulletin,

72, 1493-1520.
Martini, M., Velasco de León, P., Zepeda Mertínez, M., Lozano Carmona, D. E., & Ramírez
Calderón, M. (2017). Field guide to the Jurassic Otlaltepec and Tezoatlán Basins,
southern Mexico: sedimentological and paleontological records of Puebla and Oaxaca.
Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 69(3), 691-709.
Meza Figueroa, D., Ruiz, J., Talavera Mendoza, O., & Ortega Gutiérrez, F. (2003).
Tectonometamorphic evolution of the Acatlán Complex eclogites (southern Mexico).
Canadian Journal of Earth Sciences, 40, 27-44.
Middleton, M., Keppie, J. D., Murphy, J. B., Miller, B. V., Nance, R. D., Ortega Rivera, A., &
Lee, J. K. (2007). P-T-t constraints on exhumation following subduction in the Rheic
Ocean from eclogitic rocks in the Acatlán Complex of southern Mexico. Geological
Society of America, 423, 489-509.
Mosquera Morillo, M. A., & Meléndez del Pinal, E. R. (1984). Exploración Geologíca por
Uranio del Distrito de Huajaupan de León, Estado de Oaxaca. Tesis Profecional,
Facultad de Ingeniería UNAM.
Murphy, J. B., Keppie, J. D., Nance, R. D., Miller, B. V., Dostal, J., Middleton, M., . . .
Storey, C. D. (2006). Geochemistry and U-Pb protolith ages of eclogitic rocks of the
Asís Lithodeme, Piaxtla Suite, Acatlán Complex, suothern Mexico: tectonothermal
activity along the southern margin of the Rheic Ocean. Journal of the Geological
Society, 163, 683-695.
Ochoterena F, H. (1981). Evolución de las unidades morfoestructurales de la región de

Diquiyú. Boletín del Instituto de Geografía, UNAM, Bol.10, 285-317.
Ortega Gutiérrez, F. (1974). Nota preliminar sobre las eclogítas de Acatlán, Puebla. Boletín de
la Sociedad Geológica Mexicana, 35, 1-6.
Ortega Gutiérrez, F. (1978). Estratigrafía del complejo Acatlán en la Miexteca Baja, Estados
de Puebla y Oaxaca. Univ. Nal. Autón. México, Inst. Geología, Revista, 2(2), 112-131.
Ortega Gutiérrez, F., Elías Herrera, M., Morán Zenteno, D., Solari, L., Weber, B., & Luna
González, L. (2018). The pre-Mesozoic metamorphic basament of Mexico, 1.5 billion
years of crustal evolution. Earth Science Reviews, 148.
Ortega Gutiérrez, F., Elías Herrera, M., Reyes Salas, M., Macías Romo, C., & López, R.
(1999). Late Ordovician-Early Silurian continental collisional orogeny in southern
Mexico and its bearing on Gondwana-Laurentia connections. Geology, 27(8), 719-722.
Ortíz Martínez, E. L. (2014). Estudio Paleoecológico del Jurásico Inferior y Medio de la zona
Norte de Oaxaca. Tesis Doctoral. UNAM.
Osorio Nicolás, M. A. (2009). Estudio petrográfico de las Formaciones Diquiyú y Cuarcíta

Cualac en el área de Rosario Nuevo, municipio de Tezoatlán de Segura y Luna,
distrito de Huajuapan de León, Oaxaca. Tesina de Licenciatura, ESIA-Ticoman, IPN.
Ramírez Espinosa, J. (2001). Tectono-magmatic evolution of the Paleozoic Acatlan Complex

in southern Mexico, and its correlation with the Appalachian system. Ph.D. thesis,
University of Arizona.
Rosales Domínguez, C., & Olóriz, F. (2018). 10th Interntional Congress on the Jurassic
System. Peleontología Mexicana(3), 1-201.
Salas, G. (1949). Bosquejo Geológico de la Cuenca sedimentaria de Oaxaca. Boletín de la

Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 1, 79-155.
Salas, G. P. (1998). Geología economica de México. México: Fondo de Cultura Economíca.
Sedlock, R., Ortega Gutiérrez, F., & Speed, R. (1993). Tectonostratigraphic Terranes and
Tectonic Evolution of Mexico. The Geological Society of America, Special
paper(278), 1-143.
Silva Pineda, A. (1970). Plantas fósiles del Jurásico Medio de la región de Tezoatlán, Oaxaca.
(L. Segura, & R. Rodríguez Torres, Eds.) Sociedad Geológica Mexicana- Libro guía
de la excursión México-Oaxaca, 129-153.
Silva Pineda, A. (1978). Paleobotánica del jurásico de México. Paleontología Mexicana(44),

1-16.
Silva Pineda, A. (1979). La flora triásica de México. Revista del Instituto de Geología, UNAM,
138-145.

Silva Pineda, A. (1984). Revisión taxonómica y tipificación de las plantas jurásicas colectadas
y estudiadas por Wieland (1914) en la región del Consuelo, Oaxaca. Paleontología
Mexicana, 1-102.
Silva Pineda, A., & Arrambari Reyna, G. (1991). Florula Jurásica de San Ándres Yutatio en el
noreste de Oaxaca. Revista de la Sociedad Mexicana de Peleontología, 4, 57-61.
Silva Pineda, A., & González Gallardo, S. (1988). Algunas Bennettitales (Cycadophyta) y
Coniferales (Coniferophyta) del Jurásico del área de Cualac, Gerrero. Revista del
Instituto de Geología, UNAM, 7(2), 244-248.
Silva Sosa, J. (2017). La tipología escalar como base de la correlacion de la Aloformacion de

La Boca y La Cuarcita Cualac del anticlinorio Huizachal Peregrina, Tamaulipas, con
los Grupos Consuelo y Tecocoyunca del anticlinorio de Tlaxiaco, Oaxaca. Tesis de
licenciatura, IPN-ESIA Ticoman.
Talavera Mendoza, O., Ruiz, J., Gehrels, G. E., Meza Figueroa, D. M., Vega Granillo, R., &
Campa Uranga, M. F. (2005). U–Pb geochronology of the Acatlán Complex and
implications for the Paleozoic paleogeography and tectonic evolution of southern
Mexico. Earth and Planetary Science Letters, 235, 682-699.
Vega Granillo, R. (2005). Petrología, termobarometría y análisis estructural en la región NW

del Complejo Acatlán, Puebla, México: Implicaciones tectónicas. Tesis doctoral,
UNAM.
Wieland, G. (1909). The Williamsonias of the Mixteca Alta. Botanical Gazette, 48(6), 427-
441.
Wieland, G. (1914). La Flora Liásica de la Mixteca Alta. México: Secretaría de Fomento,

Instituto Geológico de México.
Wieland, G. (1921). Monocarpy and Pseudomonocarpy in the Cycadeoids. American Journal

of Botany, 8(4), 218-230.
Yañez, P., Ruiz, J., Patchett, P., Ortega Gutiérrez, F., & Gehrels, G. (1991). Isotopic studies of
Acatlan complex, southern Mexico: Implications for Paleozoic North American
tectonics. Geological Society of America Bulletin, 103, 817-828.

Referencias de consulta
Adams, A., MacKenzie, W., & Guilford, C. (1984). Atlas of sedimentary rocks under the
microscope. England: Longman Group Limited.
Allen, A. (1979). Mechanism of frictional fusion in fault zones. Journal of Structural Geology,
1(3), 231-243.
Best, M. G. (2003). Igneous and Metamorphic petrology (Second Edition ed.). Berlin,
Germany: Blackwell Science.
Bucher, K., & Grapes, R. (2011). Petrogenesis of Metamorphic Rocks. Berlin: Springer.
Cas, R., & Wright, J. (1987). Volcanic successions modern and ancient. A geological
approach to processes, products and successions. London: Allen & Unwin.
Compton, R. (1962). Manual of field geology. Stanford, California: John Wiley & Sons, Inc.
Corona Esquivel, R. (1981). Estratigrafía de la región de Olinala-Tecocoyunca, noreste del

Estado de Guerrero. 5(1), 17-24.
Dinnerbier, R., & Billinge, S. J. (2008). Powder Diffraction Theory and Practice. Cambridge,
UK: RSC Publishing.
Fettes, D., & Desmons, J. (2007). Metamorphic Rocks: A classification and glossary of terms.
New York: Cambridge University Press.
Frost, B. R., & Frost, C. D. (2014). Essentials of Igneous and Metamorphic Petrology. New
York: Cambridge University Press.
Gifkins, C., Herrmann, W., & Large, R. (2005). Altered volcanic rocks: A guide to description
and interpretation. Horbart, Australia: Centre for Ore Deposit Research, University of
Tasmania.
González García, R., & Holguín Quiñónez, N. (1992). Las Rocas Generadoras de México.
Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 42(1), 9-23.
Guinebretiere, R. (2007). X-ray Diffraction by Polycrystalline Materials. London, UK: ISTE.
Hedberg, H. D. (1980). Guía estratigráfica internacional, guía para la clasificación,

terminología y procedimientos estratigráficos. Barcelona, España.: Reverté, S. A.
Hollocher, K. (2014). A Pictorial Guide to Metamorphic Rocks in the Field. London, UK:
CRC Prees/Balkema.

Jerram, D., & Petford, N. (2011). The Field Description of Igneous Rocks (Second Edition
ed.). West Sussex: Wiley Blackwell.
Kerr, P. (1965). Mineralogía Óptica (Tercera Edición ed.). New York: McGraw-Hill Book
Company, Inc.
Lin, A. (2008). Fossil Earthquakes: The Formation and Preservation of Pseudotachylytes.

Heidelber, Berlin: Springer.
Lisle, R. J., Brabham, P., & Barnes, J. (2011). Basic Geological mapping. West Sessex, UK:
Wiley-Backwell.
MacKenzie, W., Donaldson, C., & Guilford, C. (1982). Atlas of igneous rocks and their
textures. Essex, UK: Longman Group Limited.
McPhie, J., Doley , M., & Allen, R. L. (1993). Volcanic Textures. A guide to the interpretation
of textures in volcanic rocks. CODES Key Centre, University of Tasmania.
Miyashiro, A. (1973). Metamorphism and Metamorphic Belts. London: George Allen &
Unwin.
Morán Zenteno, D., Caballero Miranda, C., Silva Romo, G., Ortega Guerrero, B., & González
Torres, E. (1993). Jusassic Cretaceous paleogeographic evolution of the northern
Mixteca terrane, southern Mexico. Geofísica Internacional, 32(3), 453-473.
North American Commission on Stratigraphic Nomenclature. (2005). North American

Stratigraphic Code. AAPG Bulletin, 89(11), 1547-1591.
Pettijohn, F. J. (1975). Sedimentary rocks (Third edition ed.). New York: Harper & Row.
Phillips, W. (1971). Mineral Optics. Principles and techniques. United States of America:
W.H. Freeman and Company.
Philpotts, A. R. (1989). Petrography of Igneous and Metamorphic Rocks. United States of

America: Perarson Education.
Ramírez Espinosa, J. (2001). Tectono-magmatic evolution of the Paleozoic Acatlan Complex

in southern Mexico, and its correlation with the Appalachian system. Ph.D. thesis,
University of Arizona.
Rodríguez Torres, R. (1970). Geología metamórfica del área de Acatlán, Estado de Puebla. (L.
Segura, & R. Rodríguez Torres, Eds.) Sociedad Geológica Mexicana-Libro guía de la
excursión México-Oaxaca., 51-54.

Rueda Gaxiola, J. (1998). El origen del Golfo de México y de sus subcuencas petroleras
mexicanas, con base en la palinoestratigrafía de Lechos Rojos. Revista Mexicana de
Ciencias Geológicas, 78-86.
Ruiz Castellanos, M. (1970). Reconocimiento geológico en el área de Mariscala-Amatitlán,

Estado de Oaxaca. (L. Segura, & R. Rodríguez Torres, Eds.) Sociedad Geológica
Mexicana Libro Guía de la excursión México-Oaxaca., 55-66.
Sen, G. (2014). Petrology. Principles and practice. Heidelberg: Springer.
Spray, J. (2005). Evidence for melt lubrication during large earthquakes. Geophysical
Research Letters, 32, 1-5.
Streckeisen, A. (1979). Classification and nomenclature of volcanic rocks, lamprophyres,

carbonatites, and melilitic rocks: Recommendations and suggestions of the IUGS sub-
commission on the systematics of igneous rocks . Geology, 331-335.
Winter, J. D. (2001). An Introduction to Igneous and Metamophic Petrology. River, New

Jersey: Prentice Hall.
Winter, J. D. (2014). Principles of Igneous and Metamorphic Petrology (Second Edition ed.).
Edinburgh: Pearson Education Limited.
Yardley, B., MacKenzie, W., & Guilford, C. (1990). Atlas of metamorphic rocks and their
textures. England: Longman Scientific & Technical.

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ESTUDIO PETROGRÁFICO DE UNA NUEVA LOCALIDAD DE

ROCAS ÍGNEAS (FORMACIÓN EL VENADO) Y SU

QUE PARA OBTENER EL TÍTULO DE:

JOSUE JIMENEZ GONZALEZ.

DIRECTOR INTERNO: M. EN C. PEDRO VERA SÁNCHEZ.

DIRECTOR EXTERNO: M. EN C. OSCAR HUGO JIMÉNEZ SALAS.

Ciudad de México, Junio de 2018

ÍNDICE DE TABLAS. ............................................................................................................................................ 9

ÍNDICE DE FIGURAS. .......................................................................................................................................... 9

I.1. VÍAS DE ACCESO Y LOCALIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO ............................................................................................ 26

II. ANTECEDENTES ........................................................................................................................................... 32

III. GEOLOGÍA Y ESTRATIGRAFÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO ................................................................................. 36

III.1. UNIDAD METAMÓRFICA ................................................................................................................................... 36

IV. MÉTODO DE TRABAJO ............................................................................................................................... 57

IV.1. TRABAJO GABINETE......................................................................................................................................... 57

V. ANÁLISIS PETROGRÁFICO DE LAS UNIDADES METAMÓRFICA, SEDIMENTARIA E ÍGNEA ............................. 60

V.1. UNIDAD METAMÓRFICA.................................................................................................................................... 60

VI.-DISCUSIÓN E INTERPRETACIÓN ................................................................................................................. 88

CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES .......................................................................................................... 99

Josué Jiménez González Página 8

Josué Jiménez González Página 9

FIGURA 38: ROCA PIROCLÁSTICA SILICIFICADA (COMPLETAMENTE DESVITRIFICADA) ............................................ 71

Josué Jiménez González Página 10

Josué Jiménez González Página 11

Josué Jiménez González Página 12

El municipio de Tezoatlán ubicado en el estado de Oaxaca, ha sido objeto de numerosos

Durante recorridos de campo, cuyo propósito era comprobar la presencia de contactos

En una primera instancia se pensó que la sucesión volcánica ligeramente metamorfizada

Josué Jiménez González Página 13

Finalmente, cabe mencionar, no se realizaron fechamientos radiométricos, ni análisis

Josué Jiménez González Página 14

existe ningún antecedente. En el capítulo 3 se mencionan las características litológicas y de

Josué Jiménez González Página 15

metagraníticas: Granitoides Esperanza y Tronco de Tototelpec, y una granítica: Diques San

Posteriormente, el mismo Ortega y colaboradores (1999) renombraron los subgrupos del

Ramírez (2001) con base en nuevos datos radiométricos, cartográficos y observaciones de

Josué Jiménez González Página 16

Alóctono. Al tercer ensamble no le dio nombre y conservó la Formación Tecomate, añadiendo

A partir de datos radiométricos Keppie y colaboradores (2006) obtuvieron fechamientos para

Josué Jiménez González Página 17

Posteriormente Keppie y colaboradores (2009) realizaron una nueva modificación de la

En resumen, los numerosos cambios a la columna estratigráfica metamórfica de la región

Josué Jiménez González Página 18

En forma paralela a los estudios de Erben, se realizaron exploraciones de carbón en la misma

Josué Jiménez González Página 19

Josué Jiménez González Página 20

informalmente “Unidad Diquiyú” al encontrarlos en las inmediaciones de San Juan Diquiyú

Josué Jiménez González Página 21

Josué Jiménez González Página 22

Josué Jiménez González Página 23

A partir de los primeros estudios paleontológicos de paleoflora se estableció un rango de edad

Algunos trabajos más recientes han tratado de resolver el problema de la posición

Josué Jiménez González Página 24

La descripción litoestratigráfica representa, generalmente, una de las primeras etapas de un

Josué Jiménez González Página 25

I.1. Vías de acceso y localización del área de estudio

Josué Jiménez González Página 26

El sitio de estudio se localiza en el municipio de Tezoatlán (Figura 2), el cual se encuentra al