INTRODUCCIÓN

A partir del Mioceno tardío durante el proceso de apertura del golfo de California (Oskin y Stock, 2003; Bennett et al., 2013) se originó una serie de cuencas sedimentarias, resultado de la etapa de rifting y de fallamiento normal dextral oblicuo con dirección NNW (Dorsey y Umhoefer, 2012). Como ejemplos de las cuencas sedimentarias se pueden citar las cuencas marginales de San José del Cabo, Loreto y Santa Rosalía (Figura 1), ubicadas en el borde oeste del Golfo de California (Dorsey y Umhoefer, 2012). La Cuenca de Santa Rosalía (CSR) se localiza en la región centro oriental de la península de Baja California, tiene una extensión aproximada de 80 km desde la localidad de San Bruno en el sur hasta la caldera El Aguajito en el norte (Lira-Beltrán et al., 2020). Dentro de esta cuenca se depositaron sucesiones sedimentarias marinas y continentales, las cuales sobreyacen a los depósitos volcánicos miocénicos de la sierra de Santa Lucía y del Grupo Comondú (Ortlieb y Colletta, 1984; Miranda-Avilés et al., 2005). Las sucesiones sedimentarias fueron descritas y estudiadas con detalle y con base en discordancias y la megafauna marina principalmente bivalvos las dividieron en cuatro formaciones: Boleo, La Gloria (actualmente Tirabuzón), Infierno y Santa Rosalía (Wilson, 1948 y Wilson y Rocha, 1955, Carreño, 1981; Holt et al., 2000). Estos autores centraron sus trabajos en el Distrito Minero del Boleo ubicado en la porción sur de la CSR. Hasta estos estudios la extensión de la Formación Infierno (Pleistoceno) comprendía desde la zona sur de la cuenca en la zona de los arroyos de Santa Águeda y Montado (Wilson, 1948 y Wilson y Rocha, 1955) y hasta las inmediaciones de la Caldera La Reforma (Ortlieb y Colletta, 1984). Sin embargo, no existía ninguna cartografía detallada y por ende ninguna estratigrafía que confirmara estas premisas. Durante los últimos años se inició una serie de estudio de cartografía y estratigrafía de las calderas La Reforma (1.35–sha0.96 Ma) y El Aguajito (1.1 Ma) (García-Sánchez et al., 2019, Osorio-Ocampo et al., 2019; Lira-Beltrán et al., 2020), en donde se describieron sucesiones volcano- sedimentarias del Plioceno-Pleistoceno. Estas sucesiones pueden llegar a tener de 200 m de espesor, lo cual indica que el límite de la CSR podría extenderse hacia el norte (Lira-Beltrán et al., 2020). El presente trabajo se enfoca en el estudio estratigráfico, litológico, paleontológico y cronológico de esta sucesión volcano-sedimentaria del Plioceno superior-Pleistoceno inferior que está relacionada con la Formación Infierno en el sustrato de las calderas.

El trabajo se realizó en 11 localidades ubicadas en las calderas La Reforma y El Aguajito, que se enlistan a continuación: Cuevas Amarillas, cañón El Yaqui, cañón de La Palma, cañón El Álamo, cañón El Morro Prieto, cañón El Gringo, cañón El Azufre, cañón de La Zorra, Santa Ana, Los Tomates y San Alberto (Figura 1). Con la finalidad de definir la edad de la sucesión volcano-sedimentaria y su correlación con la secesión sedimentaria fueron descritas 40 columnas estratigráficas. La sucesión estudiada presenta por lo menos siete unidades volcánicas y volcano-sedimentarias intercaladas, de las cuales cinco han sido fechados con anterioridad (García-Sánchez et al., 2019; Osorio-Ocampo et al., 2019). En este trabajo se reportan tres nuevas fechas por el método de U/Pb en circones, que en conjunto con la fauna fósil ayudaron a establecer la edad de la base y cima de la sucesión volcano-sedimentaria en el área de estudio. El estudio a detalle de las relaciones estratigráficas de la sucesión volcano-sedimentaria y las edades fue clave para comprender la evolución del volcanismo durante el Plioceno superior-Pleistoceno inferior en la región y comprender si se trata de la misma Formación Infierno.

ANTECEDENTES

En la CSR y en la zona de las calderas La Reforma y El Aguajito se han realizado trabajos sobre volcanología, paleontología, estratigrafía y geotermia (Wilson 1948; Wilson y Veytia, 1949; Wilson y Rocha, 1955; Ortlieb y Colletta, 1984, Garduño-Monroy et al., 1993, Holt et al., 2000, Ochoa-Landin et al., 2000, García-Sánchez et al., 2019, Osorio-Ocampo et al., 2019; Lira-Beltrán et al., 2020; Ocampo-Díaz et al., 2021). Los primeros trabajos estratigráficos y paleontológicos en la Formación Infierno se han enfocado en la porción central – sur de la CSR (Wilson, 1948; Wilson y Rocha, 1955). Sin embargo, existen reportes que en el borde sur de la caldera La Reforma y en el cañón El Álamo (Figura 1) la Formación Infierno se encuentra interestratificada con depósitos volcánicos (Wilson y Rocha, 1955, Ortlieb y Colletta, 1984, Garduño-Monroy et al., 1993; Lira-Beltrán et al., 2020). En el cañón El Álamo se observa claramente la relación estratigráfica entre los depósitos volcánicos de las calderas La Reforma y El Aguajito por debajo de estos depósitos se localizan capas de coquinas y areniscas probablemente del Plioceno (Garduño-Monroy et al., 1993; García-Sánchez et al., 2019; Osorio-Ocampo et al., 2019).

En el área de estudio las rocas más antiguas se asocian al batolito peninsular de edad Cretácica, que ha sido fechado en 91.2 ± 2.1 Ma (Schmidt, 1975), enclave de granodiorita en 99.1 ± 0.8 Ma (Macías et al., 2012), 97.8 ±1.5 Ma (García-Sánchez et al., 2019) y 95.1 ± 0.6 Ma (Ocampo-Díaz et al., 2021). Los afloramientos graníticos se localizan en el centro de la caldera La Reforma (García-Sánchez et al., 2019), en localidad de Las Minitas (Schmidt, 1975) y en tres pequeños afloramientos del arroyo El Yaqui (Wilson y Veytia, 1949, Wilson y Rocha, 1955, Schmidt, 1975, Ortlieb y Colletta, 1984, Ochoa-Landin et al., 2000, Del Río Salas et al., 2013; García-Sánchez et al., 2019; Ocampo-Díaz et al., 2021). Sobreyaciendo a las rocas graníticas, se encuentran rocas sedimentarias del Oligoceno-Mioceno inferior (33–23 Ma) pertenecientes a la Formación El Salto (Ocampo-Díaz et al., 2021). Posteriormente aparecen depósitos volcánicos y volcanoclásticos del Mioceno, nombrados como Andesita Sierra Santa Lucia y pertenecientes al Grupo Comondú (Del Río Salas et al., 2013; Avellán et al., 2018). Las Andesitas de la Sierra Santa Lucía tienen más de 1,000 m de espesor y están constituidas por andesitas, basaltos andesíticos, tobas, brechas y areniscas tobáceas de composición principalmente andesítica, con una edad que oscila entre los 24–13 Ma (Sawlan y Smith, 1984, Ochoa-Landin et al., 2000, Conly et al., 2005). Recientemente se ha reportado una edad de 21.59 ±0.29 Ma para lavas andesíticas en las inmediaciones del Complejo Volcánico de las Tres Vírgenes (Avellán et al., 2018). En los alrededores del poblado de Santa Rosalía aflora una sucesión de rocas volcánicas relacionadas con la transición arco-rift que dio origen al Golfo de California. Estas rocas se pueden dividir en tres unidades (Conly et al., 2005; Del Río Salas et al., 2013): (1) rocas calcoalcalinas ricas en K que corresponden a la transición arco-rift entre los 12–10 Ma, (2) basaltos toleíticos (basaltos Boleo) relacionados con el rift y que fueron extruidos entre los 10-6 Ma y (3) lavas andesíticas ricas en K del Cerro San Lucas (9.5–7.7 Ma). Hacia el S y SO del complejo volcánico de las Tres Vírgenes afloran basaltos toleíticos (basalto Esperanza), con una edad reportada de 7.64 ± 1.16 Ma (Macías et al., 2012; Avellán et al., 2018).

Sobreyaciendo las rocas volcánicas se encuentran cuatro formaciones sedimentarias del Mioceno superior-Pleistoceno inferior, que describimos en continuación: (1) Formación Boleo (Mioceno superior), corresponde a una gruesa sucesión de conglomerados, calizas fosilíferas, capas de yeso y en menor proporción areniscas fosilíferas, con espesores que varían de 50 a 250 m (Wilson y Veytia, 1949; Wilson y Rocha, 1955). Holt et al. (2000) obtuvieron una edad de 6.57–6.94 Ma por 40Ar/39Ar para una delgada intercalación de material volcánico conocido como “Cinta Colorada”. Estos autores sugieren una edad probable de 6.93–7.09 Ma para la base y de 6.14–6.27 Ma para la cima de la formación. (2) La Formación Tirabuzón (Plioceno), corresponde a una sucesión de arenisca y conglomerado con espesor promedio de 60 m (Wilson y Rocha, 1955; Carreño, 1981). Se encuentra sobreyacida discordantemente por arenisca fosilífera y conglomerado de la Formación Infierno. En el área de estudio afloran arenisca fosilífera y limolita, que pueden llegar a contener fósiles de dientes de tiburón, que indican una edad de Plioceno y un ambiente de depósito de plataforma interna (Lira-Beltrán et al., 2020). (3) Formación Infierno (Plioceno superior-Pleistoceno inferior), nombrada por Wilson (1948), para arenisca fosilífera y conglomerado con espesores promedio de 50 m expuesta en el arroyo El Infierno, que sobreyacen discordantemente a la Formación Tirabuzón. La arenisca se acuña tierra adentro y gradan a una facies de conglomerado de origen no marino. En la CSR, los mejores afloramientos se localizan hacia la parte sur en los arroyos de Santa Águeda y Montado, donde las capas son mucho más gruesas (alcanzando hasta 140 m de espesor) que en el NO (espesores de 5 a 50 m). La Formación Infierno es más fosilífera que la Formación Tirabuzón (Wilson y Rocha, 1955) los cual ayuda a distinguir ambas formaciones. Ortlieb y Colletta (1984) proponen una edad de Plioceno superior –Pleistoceno inferior para la formación, con base en correlaciones paleontológicas con las formaciones Marquer, Borrego y Palm Spring. (4) La Formación Santa Rosalía fue nombrada por Wilson (1948) para un conglomerado calcáreo con espesores ≤15 m. Por lo general, se encuentra coronando mesas y sobreyaciendo a la Formación Infierno, en afloramientos localizados en los arroyos El Infierno y El Yaqui sobreyace directamente a la Formación Tirabuzón (Wilson y Rocha 1955). La Formación Santa Rosalía exhibe características litoestratigráficas similares a los depósitos de terrazas marinas, por lo que Ortlieb (1981) y Ortlieb y Colletta (1984) sugirieron descartarla como formación. Finalmente, las rocas volcánicas más recientes están relacionadas con la actividad de las calderas La Reforma (García-Sánchez et al., 2019), El Aguajito (Osorio-Ocampo et al., 2019) y Las Tres Vírgenes (Pleistoceno-Reciente) (Avellán et al., 2018).

METODOLOGÍA

El trabajo de campo se realizó entre los años 2016-2018. Se visitaron principalmente los cañones que disectan las calderas La Reforma y El Aguajito donde se describieron afloramientos, se midieron y muestrearon 40 secciones en 11 localidades. En las localidades se identificaron nueve unidades litológicas informales (cinco volcánicas, dos sedimentarias y dos volcano-sedimentarias). Asimismo, se realizaron estudios paleontológicos e isotópicos para definir las unidades sedimentarias y volcánicas y su correlación estratigráfica con las formaciones que conforman la CSR. Para los análisis paleontológicos se colectó material fósil, el cual se limpió en el laboratorio de Análisis de Partículas y Separación de Minerales del Instituto de Geofísica de la Universidad Nacional Autónoma de México Unidad Michoacán (IGUM-UNAM). La identificación taxonómica se hizo con base en revisión bibliográfica y por la comparación con ejemplares actuales y fósiles de la colección del Museo de Historia Natural de la Universidad Autónoma de Baja California Sur (MHN-UABCS).

Métodos analíticos

Con la finalidad de conocer las edades de los depósitos volcánicos se efectuaron análisis isotópicos en cristales de circón en el Laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI), UNAM, Centro de Geociencias. Se separaron circones de muestras de pómez de cuatro unidades con ayuda de una mesa Wilfley, un separador magnético Frantz y líquidos pesados. Con microscopio binocular, se seleccionaron 150 cristales de los concentrados minerales, pero solo se consideraron entre 30 y 35 circones de cada muestra debido a la falta de concordancia en las mediciones. Se montaron los cristales devastados y pulidos en resina, para descubrir una de sus caras. Después se inspeccionaron con cátodo-luminiscencia para detectar las zonas a analizar. Una vez montados en resina, los cristales fueron enjuagados con agua 18.2 MΩ en un baño ultrasónico. Posteriormente, la superficie de las muestras se limpió con HNO3 ultra puro 1 mol L-1 justo antes de ser introducidas a la celda de ablación para eliminar impurezas. Después de ser montados en resina, los circones seleccionados se colocaron en un porta muestras y se insertaron a la celda de ablación. El sistema de ablación laser utilizado corresponde a Resonetics, Resolution M050 excimer laser y se encuentra acoplado a un Thermo iCapQc ICPMS para la obtención de datos de concentración isotópica. Los puntos analizados tienen un diámetro de 23 µm y los protocolos de medición utilizados son los descritos por Solari et al. (2010).

ESTRATIGRAFÍA

En las 11 localidades se levantaron columnas estratigráficas que ayudaron a correlacionar las unidades litológicas en el área de estudio (Figuras 2 y 3). La sucesión volcano-sedimentaria tiene un espesor aproximado de 220 m y en general tiene en la base una arenisca fosilífera con capas enriquecidas en pectínidos y conglomerado fosilífero; en la sección media de la sucesión aparecen capas volcánicas (de carácter efusivo y explosivo) y hacia la cima depósitos de flujos piroclásticos y caídas de pómez intercalados con capas de conglomerado fosilífero y capas enriquecidas en moluscos. Esta serie de rocas se divide en nueve unidades informales, algunas de las unidades volcánicas fueron propuestas por García-Sánchez et al. (2019): ignimbrita Mesa de Enmedio, ignimbrita Cueva Amarilla, ignimbrita El Carrizo y lava Punta Candeleros. Por lo tanto, en este trabajo se utilizan los nombres anteriormente asignados exceptuando el de ignimbrita El Contrabando, el cual se propone cambiar por unidad volcano-sedimentaria El Contrabando. A continuación, se realiza una descripción en orden cronológico de cada una de las unidades.

Unidad ignimbrita Mesa de Enmedio

(Depósito de Pómez Gigante) (IgM)

La unidad ignimbrita Mesa de Enmedio corresponde a un depósito de bloque de pómez de composición riolítica que aflora en el cañón El Álamo (Figura 1, Localidad D y Figura 4). Es de color gris claro a beige y tiene 7 m de espesor promedio. El depósito está compuesto principalmente por bloques de pómez soportados en una matriz que varía de ceniza fina a media de color amarillo claro (Figura 4). Los fragmentos de pómez tienen un tamaño promedio de 6 cm (lapilli grueso a bloque fino); sin embargo, suelen encontrarse bloques que llegan a superar los 2 m de diámetro (Figura 4b). En la base del depósito pueden presentarse bloques disgregados y hacia la cima bloques de mayor dimensión (1–2 m) de formas subangulosas a subredondeadas con textura de coliflor. En la localidad D-6 (Figura 2, columna D-6 y Figura 4c-4e), se observó en la cima de la unidad la presencia de fósiles de invertebrados marinos. Ostras bien preservadas de la especie Pycnodonte cf. erici, (Figura 4d) se encontraron dentro de la matriz del flujo piroclástico y en algunos bloques de pómez (Figura 4c-4e). Sin embargo, pueden encontrarse pectínidos desarticulados y articulados en menor proporción (Figura 4e). En el contacto de IgM y la unidad arenisca fosilífera El Yaqui se pueden observar estructuras sedimentarias de deformación como huellas de carga (Figura 4a-4b). En la localidad D-7 (Figura 2, sección D-7), el tamaño de la pómez se reduce significativamente a lapilli fino a grueso, es de color gris claro y no se presentan bloques, en esta localidad la unidad presenta 1.7 m de espesor. Este depósito está enriquecido en pómez y líticos volcánicos, que se encuentran en una matriz de ceniza con fragmentos de organismos marinos (bivalvos retrabajados). Hacia la cima es posible encontrar capas interestratificadas enriquecidas en pómez y capas de ceniza fina con estratificación laminar.

Unidad arenisca fosilífera El Yaqui (ArY)

Esta unidad corresponde a una arenisca conglomerática fosilífera bioturbada, arenisca fosilífera, packstone-wackestone arenoso con fósiles de pectínidos principalmente que pueden aparecer en capas continuas y biorudita arenosa de pectínidos (Figura 5a-5e). Generalmente las rocas de la unidad presentan una matriz mixta que puede variar de carbonatada a siliciclástica y en menor proporción cementante carbonatado. Los afloramientos de la unidad se extienden a lo largo del área de estudio, sin embargo; los mejores afloramientos se localizan en la localidad cañón El Morro Prieto (Figura 2, columna E-2) y hacia el norte del área de estudio en las localidades de San Alberto (Figura 2, columna K-1), Santa Ana (Figura 2, columna I-2) y Los Tomates (Figura 3, columnas localidad Los Tomates). Las rocas son de color naranja claro a café claro y tienen un espesor promedio de 30 m. No obstante, en la localidad de Santa Ana (Figura 1, Loc. I-2), pueden presentar más de 70 m de espesor (Figura 2, columna I-2). La unidad se caracteriza por alternancias de capas de arenisca conglomerádica con intensa bioturbación y packstone-wackestone arenoso (acumulaciones de bivalvos en una matriz micrítica-arenosa) a biorudita arenosa de pectínidos muy resistentes a la erosión de color naranja claro y por capas de arenisca fosilífera menos resistente a la erosión de color café a naranja claro (Figura 5b-5c). Las capas de arenisca conglomerádica muestran bioturbación intensa, no se distingue estratificación. La roca está bien cementada, con granos en su mayoría de origen calcáreo (fragmentos de moluscos) y en menor proporción líticos de origen volcánico. En algunos afloramientos de las localidades cañón El Álamo, cañón El Morro Prieto, San Alberto, Santa Ana y Los Tomates se llegan a distinguir icnofósiles del género Thalassinoides, madrigueras verticales pertenecientes a bivalvos del género Panopea Menard, 1807 y algunas madrigueras cilíndricas horizontales y verticales con diámetros de 1 a 3 cm (Figura 5d-5e; Figura 6a-6b). Las madrigueras de Panopea sp. pueden alcanzar hasta 20 cm de longitud (Figura 6c-6e), en algunas se encontraron moldes en posición vital (Figura 5d-5e). En las localidades del cañón El Yaqui y cañón El Álamo es posible observar hasta cuatro capas de packstone-wackestone arenoso de pectínidos, las cuales son más resistentes a la erosión (Figura 5c). En general, estas rocas están compuestas por fósiles de bivalvos de la familia Pectinidae (Figura 7b), en algunas localidades como cañón de La Palma, San Alberto, Santa Ana y Los Tomates se recolectaron pectínidos gigantes de los géneros Patinopecten Dall, 1898; Leopecten Masuda, 1971; y Nodipecten Dall, 1898. En general los fósiles de bivalvos pueden encontrarse tanto articulados como desarticulados. En las localidades de cañón El Álamo, cañón de La Palma y cañón El Morro Prieto los fósiles de pectínidos presentan poco retrabajamiento, en algunos afloramientos se encuentran articulados. Esta unidad se caracteriza por ser altamente fosilífera, aparecen fósiles bien preservados de ostras, equinoideos del orden Clypeasteroida, moldes internos de bivalvos y gasterópodos; y en menor proporción huesos de cetáceos (Figura 7d) y dientes de elasmobranquios. En general, los fósiles están bien preservados y se encuentran dispuestos en forma horizontal (Figura 7a-7b). En las localidades cañón El Álamo, cañón El Azufre y Los Tomates, dentro del packstone-wackestone arenoso se hallaron dientes de tiburón y raya (Figura 7c). En la localidad Los Tomates J-1 (Figura 3, columna J-1), se encontró en la base de la unidad una capa de 1.5 m de espesor compuesta por ostras del género Crassostrea Sacco, 1897 (Figura 7e), en esta misma localidad y en Santa Ana es común encontrar capas en las que aparece como fósil predominante ostras del género Undulostrea Harry, 1985. En gran parte de los afloramientos aparece hacia la cima una capa de biorudita arenosa de pectínidos de 2 m de espesor promedio. La capa es muy resistente a la erosión, presenta poca matriz arenosa, está compuesta casi totalmente por fósiles de bivalvos (aproximadamente 70 %). En las localidades cañón El Yaqui, cañón El Álamo, cañón El Morro Prieto, Santa Ana y Los Tomates la unidad descansa discordantemente sobre la Formación Tirabuzón del Plioceno (Figura 5a). En la localidad El Yaqui las rocas exhiben un rumbo de 85° NE y una inclinación de 15° NO.

Unidad ignimbrita Cueva Amarilla (IgCa)

La unidad corresponde a un depósito que puede variar de color verde claro a verde oscuro. En la base se encuentra enriquecido en pómez de composición riolítica y hacia la cima en escoria de composición andesítica. La unidad se extiende desde la localidad de Cuevas Amarillas en el borde sur de la caldera La Reforma hasta la localidad de cañón El Álamo. Los mejores afloramientos de la unidad se pueden observar en la localidad Cuevas Amarilla (Figura 8a) y a lo largo del cañón El Álamo donde expone espesores superiores a 25 m (Figura 2, columnas A-2, D-2 y D-4). En la localidad Cuevas Amarillas sobreyace discordantemente a una limolita de color amarillo de la Formación Tirabuzón (Figura 2, columnas A-2 y Figura 8a), la unidad presenta un espesor superior a 40 m y en la localidad cañón El Álamo descansa concordantemente sobre la unidad arenisca fosilífera El Yaqui (Figura 2, columnas estratigráficas Álamo). En la localidad cañón El Álamo la unidad está compuesta por tres subunidades (a) lava Amarilla, (b) ignimbrita Verde (c) lava peperítica Azul, las cuales se describen a continuación:

Subunidad lava Amarilla

Aflora únicamente en el cañón El Álamo (Figura 8b), exhibe un espesor aproximado de 15 m. Se caracteriza por un color gris oscuro en muestra fresca y color amarilla intemperizada. La lava es de composición andesítica, en muestra de mano se observaron cristales de plagioclasa, clinopiroxeno y ortopiroxeno. En la base se presentan estructuras de disyunción columnar y hacia la cima en forma de bloques, también es posible observar estructuras hialoclásticas en bloques con corteza de pan que tienen fracturamiento radial (Figura 8b). Esta lava es sobreyacida por una capa de 60 cm de conglomerado arenoso, rico en bioclastos de bivalvos retrabajados.

Subunidad ignimbrita Verde

Tiene un espesor promedio de 25 m, aflora casi de manera continua a lo largo del cañón El Álamo (Figura 2, columnas estratigráficas Álamo). Este depósito se caracteriza en la base por estar enriquecido en pómez de composición riolítica y líticos volcánicos del tamaño del lapilli fino a bloque fino. Hacia la parte media del depósito se presenta un enriquecimiento en líticos volcánicos y pómez de color gris de tamaño de lapilli y finalmente hacia la cima se enriquece en escoria de color gris oscuro de tamaño de lapilli grueso a bloque fino, con texturas de coliflor (Figura 8c), de composición andesítica. Por lo general, la subunidad tiene estratificación laminar marcada y gradaciones inversas y normales. En la sección media y cima del depósito pueden aparecer algunas capas con fósiles de bivalvos dentro de la matriz de ceniza (Figura 8d). La ignimbrita verde puede estar sobreyacida por la subunidad peperita Azul, unidad ignimbrita El Carrizo o por la unidad volcano-sedimentaria El Contrabando (VsC).

Subunidad lava Peperítica Azul

Al igual que la subunidad lava Amarilla, solo aflora en el cañón El Álamo (Figuras 1, D-3 y D-4), corresponde a una lava de color oscuro azulado de composición riolítica de 20 m de espesor. En la localidad D-4 del cañón El Álamo, la subunidad se introduce dentro de la subunidad ignimbrita Verde (Figura 2, sección D-4 y Figura 8e). La lava se observa en bloques con textura hialoclastítica como fracturamiento poligonal-radial y corteza de pan (Figura 8e). A simple vista se pueden distinguir fenocristales de plagioclasa, en menor proporción anfíboles y piroxenos.

Unidad ignimbrita El Carrizo (IgCz)

Corresponde a una ignimbrita de color rojizo de composición riolítica, que solo aflora en la localidad cañón El Álamo. Muestra un espesor máximo de 6 m y sobreyace a la unidad ignimbrita Cueva Amarilla (Figura 2, columna D-3 y Figura 9a y 9c). En la base de la ignimbrita presenta color rosado, poco soldada; sin embargo, hacia la cima se observa soldada con fiammes de color rojizo oscuro. Se caracteriza por ser heterolitológica con pómez de color gris, líticos negros, grises, cristales de plagioclasa, piroxeno y anfíbol. En la localidad d-2 (Figura 1) entre la unidad ignimbrita Cueva Amarilla y la ignimbrita El Carrizo, se aprecia una capa de material volcanoclástico de 1.6 m de espesor. Esta capa está conformada por fragmentos líticos volcánicos y bioclastos (principalmente fragmentos de bivalvos), la capa presenta estratificación paralela marcada (Figura 9b).

Unidad arenisca fosilífera Cueva de Los Fósiles (ArCf)

La unidad se caracteriza por una alternancia de capas de arenisca fosilífera con presencia de moldes internos e impresiones de moluscos y conglomerado fosilífero de color rosa a rojizo violeta (Figura 10a), que aflora de manera discontinua a lo largo del cañón El Azufre (Figura 1, localidad G y Figura 3 columnas cañón El Azufre). En conjunto la unidad tiene 7 m de espesor máximo. La arenisca fosilífera es de grano medio a grueso de origen bioclástico y en menor proporción líticos de origen volcánico y cristales de plagioclasa en una matriz carbonatada. Muestra una estratificación laminar marcada a difusa, en algunos horizontes se llegan a distinguir icnofósiles del género Thalassinoides con diámetros de 3–4 cm y algunas madrigueras cilíndricas horizontales y verticales con diámetros de 2–3 cm, además moldes internos de bivalvos del género Panopea (Figura 10e). Presenta fragmentos de bivalvos y en menor proporción pectínidos articulados. El conglomerado fosilífero está compuesto principalmente por bivalvos de la familia Pectinidae los cuales se pueden encontrar articulados (Figura 10b), pero también aparecen en menor proporción gasterópodos bien preservados de los géneros Cerithium Bruguière, 1789; Turritella Lamarck, 1799; Oliva Bruguière, 1789; Natica Scopoli, 1777; Strombus Linnaeus, 1758; y Conus Linnaeus, 1758. También se encontraron dientes de tiburón del género Carcharhinus sp. (Figura 3, columna D-1 y Figura 10d). El conglomerado también puede contener fragmentos de bivalvos y clastos de origen volcánicos subredondeados del tamaño de gránulos a guijas, en una matriz arenosa gruesa. En la localidad G-I, es sobreyacida por la unidad lava El Azufre y en la localidad G-2 sobreyace a la Formación Tirabuzón (Figura 3, columnas cañón El Azufre).

Unidad lava El Azufre (LaAz)

Corresponde a un depósito de lava de color gris oscuro de composición basáltica que aflora discontinuamente en el cañón El Azufre (Figura 3, sección G-1). Tiene 6 m de espesor promedio. Puede presentarse con estructura columnar y en bloques (Figura 10f), en algunos puntos del cañón puede observarse con estructura peperítica en el contacto con la unidad arenisca fosilífera Cueva de Los Fósiles (Figura 10g-10h).

Unidad volcano- sedimentaria El Contrabando (VsC)

La unidad corresponde a depósitos ricos de pómez en una matriz de cristales de plagioclasa, capas de pómez, líticos y escoria, ceniza laminada y capas de arenisca y conglomerado fosilífero de color amarillo claro a gris claro que aflora desde la localidad de Cuevas Amarillas hasta el cañón El Gringo (Figura 1). Los mejores afloramientos se pueden encontrar en las localidades Cuevas Amarillas, cañón El Álamo y cañón El Morro Prieto. En las localidades de Cuevas Amarillas y cañón El Álamo sobreyace discordantemente a la unidad ignimbrita Cueva Amarilla, donde presenta un espesor aproximado de 20 m (Figura 2, columna D-6 y Figura 11a). En la localidad cañón El Morro Prieto sobreyace discordante a la unidad arenisca fosilífera El Yaqui, con un espesor de 25 m (Figura 2, columnas Morro Prieto). La unidad presenta en la base una capa de pectínidos (biorudita arenosa), conglomerado fosilífero y arenisca fosilífera de color amarillo (Figura 11b ), esto se puede observar en las columnas D-3, D-5 y E-1 (Figura 2, Localidades cañón El Álamo y El Morro Prieto). La capa compuesta de pectínidos tiene un espesor de 1.2 m, está conformado por fósiles de bivalvos de la familia Pectinidae, los cuales se pueden encontrar articulados y desarticulados, fragmentos de bivalvos y líticos de origen volcánico en una matriz de arena gruesa de color amarillo claro. En general, los fósiles de pectínidos son de menor tamaño que los observados en la unidad arenisca fosilífera El Yaqui. La capa de conglomerado fosilífero esta soportado por matriz de arena gruesa de color amarillo claro a naranja, con clastos subangulosos a subredondeados de tamaño de grava a bloque de origen volcánico. Contiene abundantes fragmentos de bivalvos desarticulados, además espículas de erizos. La arenisca de color amarillo claro es de grano medio a grueso con estratificación paralela marcada. Sobreyaciendo a las capas sedimentarias se encuentra un depósito enriquecido en pómez y cristales de plagioclasa de color amarillo. En la localidad cañón El Morro Prieto se pueden distinguir dos depósitos enriquecidos en pómez y escoria, que se encuentran separados por un conglomerado fosilífero y capas ricas en fósiles marinos como pectínidos y equinoideos. En la localidad de Cuevas Amarillas aflora un depósito de bloques de pómez de composición riolítica, el cual por las relaciones estratigráficas corresponde con la unidad VsC. Los depósitos pertenecientes a esta unidad fueron agrupados en tres subunidades que se describen a continuación:

Subunidad ignimbrita Amarilla (IgC)

En la base se distingue un depósito de pómez y líticos volcánicos en una matriz rica en cristales tabulares de plagioclasa y ceniza, con estratificación paralela marcada a difusa y gradación inversa. La pómez es de composición riolítica. Hacia la sección media se enriquece de líticos volcánicos, pómez y escoria del tamaño de lapilli fino a grueso en una matriz rica en cristales de plagioclasa (Figura 11c-11d). Hacia la cima, presenta líticos volcánicos y escoria del tamaño de lapilli a bloque fino, en una matriz de ceniza y cristales, se observa masivo, sin estratificación aparente. La pómez y escoria muestran texturas de coliflor.

Subunidad ignimbrita Morro Prieto (IgMP)

Se caracteriza por contener en la base una capa de pómez y escoria de tamaño de lapilli bien seleccionada. La pómez es de composición riolítica. Más arriba se puede presentar un depósito de pómez y escoria del tamaño de lapilli grueso a bloque fino contextura de coliflor inmerso en una matriz de ceniza de color gris. Dentro de la matriz se pueden encontrar fósiles de bivalvos y equinoideos (Figure 11e).

Subunidad ignimbrita La Cueva (PgC)

Es un depósito enriquecido en bloques de pómez interestratificado con capas de ceniza y capas de pómez de color amarillo claro a beige. La unidad aflora sobre la línea de costa actual de la localidad Cuevas Amarillas y puede presentar un espesor de 35 m. La unidad sobreyace discordantemente a una limolita amarilla de la Formación Tirabuzón (Figura 11f ). Esta unidad consiste en la base de un depósito de pómez con tamaño de lapilli grueso a bloque en una matriz de ceniza de color gris claro. Los bloques por lo general son subangulosos en una matriz de ceniza de color gris claro con textura de coliflor. Algunos bloques pueden alcanzar un diámetro superior a 2 m (Figura 11f-11g). Hacia la cima se presentan capas laminadas de ceniza y capas enriquecidas en pómez tamaño lapilli.

Unidad lava Punta Candeleros (Lpc)

Corresponde a una lava de composición andesítica-dacítica de color gris oscuro con textura afanítica y con algunos fenocristales de plagioclasa y piroxeno. Presenta un espesor aproximado de 40 m y solo aflora en la localidad cañón El Álamo, donde sobreyace de forma erosiva a la unidad volcano-sedimentaria El Contrabando. Los afloramientos de la unidad se restringen a la margen derecha del cañón, localizados aproximadamente a 1 km de distancia de la línea de costa actual. En la base de la unidad se tiene una estructura brechada escoriácea y hacia la cima exhibe disyunción columnar marcada.

Unidad volcano-sedimentaria La Zorra (VsZ)

Corresponde a una sucesión de arenisca fosilífera, conglomerado fosilífero, depósitos de flujo piroclástico removilizado enriquecidos en pómez, capas ricas en pectínidos y capas de pómez, que en total poseen 30 m de espesor (Figura 3, columnas La Zorra). La base de la unidad está conformada por arenisca gruesa fosilífera que puede variar a conglomerado fosilífero, con estratificación paralela y cruzada marcada. Esta capa presenta fósiles muy bien preservados de equinoideos pertenecientes a la familia Clypeasteroida, además madrigueras en forma de tubos horizontales y verticales de 2–3 cm de diámetro. El conglomerado contiene fragmentos de pómez retrabajada del tamaño de lapilli fino a medio. Sobreyaciendo a la arenisca y conglomerado se encuentra una capa clastosoportada de pómez y fragmentos líticos del tamaño de lapilli a bloque fino con estratificación paralela marcada que puede tener 8 m de espesor (Figura 12a). Los fragmentos de pómez son de color gris claro, vesiculados y fibrosos, con forma subredondeada. En la base de la capa se pueden encontrar fósiles de equinoideos. Le sobreyace una capa de arenisca conglomerádica fosilífera, donde aparecen huesos de cetáceos (Figura 12b). Continúa en la sucesión una capa de conglomerado polimígtico soportado por clastos. Los clastos son de origen volcánico (fragmentos de pómez, andesita y basalto) de tamaño de gravas y cantos con formas subredondeada a subangulosa, además se pueden encontrar fragmentos de bivalvos y equinoideos (Figura 12c-12d). Posteriormente una capa de fósiles de bivalvos articulas y desarticulados (pectínidos en su mayoría) en una matriz arenosa gravosa. Coronando la sucesión aparece una capa de pómez de color gris claro de tamaño de lapilli grano soportado de 4 m de espesor. Los afloramientos de la unidad se restringen a la localidad del cañón de La Zorra, en el extremo norte de la caldera El Aguajito.

RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS

La localidad idónea para observar las relaciones estratigráficas de una gran parte de las unidades descritas en el presente trabajo es el cañón El Álamo (Figura 13). Entre las unidades ignimbrita Mesa de Enmedio, arenisca fosilífera El Yaqui e ignimbrita Cueva Amarilla (subunidades ignimbrita Verde y lava peperítica Azul), se pueden observar en el contacto respectivo estructuras sedimentarias de deformación como huellas de carga, estructura en flama y diques clásticos o inyecciones clásticas de gran escala. Las estructuras sedimentarias de deformación son reconocidas como rasgos diagnósticos de importancia en la determinación de los ambientes de depósito (Mills, 1983). La deformación en sedimentos suaves se considera contemporánea al depósito y ocurre generalmente en sedimentos limosos y arenosos de grano fino. Esta deformación puede ocurrir en ambientes subaéreos y subacuosos, donde estén presentes sedimentos saturados (Mills, 1983). Además, este tipo de estructuras brindan información sobre la deformación temprana de rocas sedimentarias en ambientes tectónicamente activos como sistemas strike-slip, cuencas de tipo Pull Apart y cuencas sedimentarias afectadas por fallamiento (Snyder y Waldron, 2016). En el contacto entre las unidades IgM y ArY se pueden observar huellas de carga (Figura 13c). Este tipo de estructuras se forman por contraste de densidades y por una carga desigual, donde el material arenoso se hunde en el material menos denso saturado, en este caso la ignimbrita (Snyder y Waldron, 2016). La mayoría de las estructuras de carga descritas se desarrollan en niveles de arena media sobre limo arenoso o arena muy fina. No obstante, en este caso se desarrollaron en material grueso, conformado en la base por un depósito de pómez del tamaño de bloques y en la cima por capas de acumulaciones de bivalvos. Las huellas de carga son de gran escala pueden presentar arriba de 1 m de ancho. En los afloramientos del cañón El Álamo en el contacto entre las unidades arenisca fosilífera El Yaqui e ignimbrita Cueva Amarilla, se observaron también estructuras como diques clásticos y de flama (Figura 13b), de igual forma desarrolladas en material de grano grueso. Las estructuras de flama pueden alcanzar hasta un metro de ancho; mientras que los diques clásticos o inyecciones clásticas pueden tener 2 m de ancho y extenderse varios metros. La formación de diques clásticos y estructuras de flama puede tener varios tipos de orígenes, entre los que se encuentra la sismicidad (Zeng-Zhao, 2017). Otro tipo de estructuras relacionadas con el volcanismo son la peperitas las cuales se pueden observar en algunas de las unidades conformadas por derrames de lava. En el cañón El Álamo se aprecia muy bien este tipo de estructura entre las subunidades ignimbrita Verde y lava peperítica Azul (Figura 13a). Las peperitas se generan por la mezcla de magma, lava o depósitos piroclásticos (temperatura elevada) con material sedimentario húmedo no consolidado o pobremente consolidado (Busby-Spera y White, 1987; Donaire et al., 1998; Skilling et al., 2002), se pueden presentar texturas clásticas en la que ambos componentes pueden formar parte de la matriz (McPhie, 1993). Las peperitas son clara evidencia de la coetaniedad entre los procesos sedimentarios y los procesos volcánicos, además se relacionan con el volcanismo hidromagmático (Busby-Spera y White, 1987). Todos estos tipos de estructuras observadas en el cañón El Álamo son evidencia de una probable depositación coetánea o muy próxima temporalmente, entre las tres unidades, en un medio subacuoso donde el material todavía no se encontraba litificado. Debido a la escala y tamaño de grano de las estructuras, su formación muy probablemente está relacionada con la actividad volcánica y sísmica de la región durante ese lapso de tiempo.

CONTENIDO FÓSIL

Para interpretar la cronoestratigrafía y paleoambientes de la ignimbrita Mesa de Enmedio y arenisca fosilífera El Yaqui de la Formación Infierno, en este capítulo se menciona la principal fauna fósil encontrada.

En algunos afloramientos de las unidades ArY y VsC, ubicados en las localidades cañón El Álamo y cañón de La Palma, los fósiles más abundantes corresponden a moluscos bivalvos de la familia Pectinidae (aproximadamente el 70 % del contenido fósil). Sin embargo, también se pueden encontrar ostras, gasterópodos, equinoideos, huesos de cetáceos y en menor proporción dientes de tiburones y rayas.

Unidad ignimbrita Mesa de Enmedio

En las localidades D-5 y D-6 en el cañón El Álamo (Figura 1) se colectaron fósiles de ostras y pectínidos en la cima de la unidad ignimbrita Mesa de Enmedio. En la localidad D-5 se recolectaron pectínidos de las especies Patinopecten bosei y Nodipecten subnudosus dentro de la matriz de ceniza del depósito (Figura 4e) y en la localidad D-6 los fósiles fueron en su mayoría ostras de la especie Pycnodonte cf. erici dentro de bloques de pómez (Figura 4d). A continuación, se hace una breve descripción del material fósil colectado.

Pectinida Gray, 1854

Pectinidae Wilkes, 1810

Patinopecten Dall, 1898

Patinopecten Bosei Hanna y Hertlein, 1927

Ejemplar referido. MHN-UABCS/SR/PB (Figura 14a), una valva asignada a la especie Patinopecten bosei.

Localidad y edad. Cañón El Álamo, calderas El Aguajito y La Reforma, BCS, México. Unidad ignimbrita Mesa de Enmedio, Formación Infierno (Plioceno superior).

Descripción. MHN-UABCS/SR/PB corresponde a una valva izquierda delgada de 8.2 cm de largo con forma de abanico ligeramente convexa, con 24 costillas radiales.

Observaciones. Especie extinta que ha sido reportada en estratos asignados al Plioceno en la Formación Tirabuzón e Infierno en la zona sur de la cuenca de Santa Rosalía (Quiroz y Perrilliat, 1989).

Pectinida Gray, 1854

Pectinidae Wilkes, 1810

Nodipecten Dall, 1898

Nodipecten subnodosus Sowerby, 1836

Ejemplar referido. MHN-UABCS/SR/NS (Figura 14b), un bivalvo articulado asignado a la especie Nodipecten subnodosus.

Localidad y edad. Cañón El Álamo, calderas El Aguajito y La Reforma, BCS, México. Unidad ignimbrita Mesa de Enmedio, Formación Infierno (Pleistoceno inferior).

Descripción. MHN-UABCS/SR/NS corresponde a un bivalvo articulado con forma de abanico de 6.6 cm de largo. La valva izquierda presenta 10 costillas radiales gruesas, de las cuales cuatro presentan nódulos, que tienden a disminuir de tamaño hacia la charnela. La valva derecha presenta 11 costillas radiales. La orilla de las valvas es ondulada.

Observaciones. Este bivalvo puede habitar desde zonas intermareales hasta profundidades de 110 m, llegándose a encontrar en lagunas costeras con fondos fangosos-arenosos (Moore, 1984). Especie reportada en estratos asignados al Plioceno en las formaciones Tirabuzón e Infierno en la zona sur de la cuenca de Santa Rosalía (Quiroz y Perrilliat, 1989).

Ostreida Fërussac, 1822

Gryphaeidae Vialov, 1936

Pycnodonte Fischer von Waldheim, 1835

Pycnodonte cf. erici Hertlein, 1929

Ejemplares referidos. MHN-UABCS/SR/OE (Figura 14c) y MHN-UABCS/SR/OE1 (Figura 14d). Dos valvas asignadas a la especie Pycnodonte cf. erici.

Localidad y edad. Cañón El Álamo, calderas El Aguajito y La Reforma, BCS, México. Unidad ignimbrita Mesa de Enmedio Formación Infierno (Pleistoceno inferior, Gelasiense).

Descripción. MHN-UABCS/SR/OE (Figura 14c) corresponde a una valva de 3.9 cm de alto. MHN-UABCS/SR/OE1 (Figura 14d) corresponde a una valva de 5.6 cm de alto.

Observaciones. Especie extinta reportada en depósitos sedimentarios marinos del Plioceno en Baja California (Durham, 1950; Wilson y Rocha, 1955), sin embargo, su rango estratigráfico se restringe entre los 2.588 – 1.806 Ma (Hendy, 2020).

Unidad arenisca fosilífera El Yaqui

En las localidades de La Palma, Los Tomates y San Alberto (Figura 1), se hallaron afloramientos asociados a la unidad ArY, éstos se distinguen por la presencia de bivalvos gigantes de la familia Pectinidae que pueden tener más de 15 cm de alto. En la columna K-2 de la localidad de San Alberto (Figura 2, columna K-2), se colectaron fósiles de la especie extinta Leopecten bakeri, mientras que en las localidades de La Palma y Los Tomates se colectó Leopecten bakeri diazi. Además, se recolectaron fósiles del género Crassostrea sp. en la localidad de Los Tomates (Figura 4, columna J-1). A continuación, se hace una breve descripción del material fósil.

Pectinida Gray, 1854

Pectinidae Wilkes, 1810

Leopecten Masuda, 1971

Leopecten bakeri Hanna y Hertlein 1927

Ejemplares referidos. MHN-UABCS/SR/PCT (Figura 15a) un bivalvo articulado asignado a la especie Leopecten bakeri.

Localidad y edad. San Alberto, BCS, México. Unidad arenisca fosilífera El Yaqui Formación Infierno (Pleistoceno inferior, Gelasiense).

Descripción. MHN-UABCS/SR/PCT presenta una valva izquierda de tamaño grande de 15 cm de alto y 17 cm de ancho (Figura 15a), la cual es aplanada moderadamente convexa con 25 costillas radiales, cada una con 2 a 3 hilos que aparecen hacia la parte superior de la valva. En los interespacios se presentan de 1 a tres hilos. La valva tiene líneas concéntricas de crecimiento. La valva derecha se encuentra incompleta, pero se aprecia que es ligeramente más convexa que la derecha. No se observan hilos de ornamentación en las costillas, ni en los inter-espacios.

Observaciones. La especie ha sido descrita para el Plioceno-Pleistoceno inferior (Gelasiense) en el estado de Baja California Sur (Durham, 1950, Moore, 1984; Quiroz y Perrilliat, 1989). El género Leopecten probablemente habitaba aguas tropicales a subtropicales (Moore, 1984).

Pectinida Gray, 1854

Pectinidae Wilkes, 1810

Leopecten Masuda, 1971

Leopecten bakeri diazi Durham, 1950

Ejemplares referidos. MHN-UABCS/SR/PCT1 (Figura 15b), MHN-UABCS/SR/PCT2 (Figura 15C) y MHN-UABCS/SR/PCT3 (Figura 15d), Dos valvas y un bivalvo articulado asignadas a la especie Leopecten bakeri diazi.

Localidad y edad. Cañón de La Palma (caldera La Reforma) y Los Tomates, BCS, México. Unidad arenisca fosilífera El Yaqui Formación Infierno (Pleistoceno inferior, Gelasiense).

Descripción. MHN-UABCS/SR/PCT1 (Figura 15b) corresponde a una valva derecha ligeramente convexa de tamaño grande con una altura de 14.2 cm. Presenta 22 costillas radiales de forma cuadrada, donde no se observan hilos de ornamentación. MHN-UABCS/SR/PCT2 (Figura 15c) es una valva derecha ligeramente convexa de tamaño grande con una altura de 16.1 cm, con 22 costillas radiales y líneas concéntricas de crecimiento marcadas. MHN-UABCS/SR/PCT3 (Figura 15d) corresponde a un bivalvo articulado. La valva derecha ligeramente convexa posee una altura de 13.2 cm, con 23 costillas radiales y líneas concéntricas de crecimiento marcadas.

Observaciones. Especie reportada para el Plioceno en las formaciones Tirabuzón e Infierno en la zona sur de la cuenca de Santa Rosalía (Quiroz y Perrilliat, 1989). La subespecie Leopecten bakeri diazi fue propuesta por Durham (1950), para diferenciarla de la especie Leopecten bakeri, ya que en la subespecie no se aparecen los hilos de ornamentación que pueden estar presentes en costillas y en los interespacios, que suelen ser muy notorios en la valva izquierda.

Ostreida Fërussac, 1822

Ostreidae Rafinesque, 1815

Crassostrea Sacco, 1897

Crassostrea sp.

Ejemplares referidos. MHN-UABCS/SR/CSS (Figura 16a) y MHN-UABCS/SR/CSS1 (Figura 16b). Dos valvas asignadas al género Crassostrea sp.

Localidad y edad. Los Tomates, BCS, México. Unidad arenisca fosilífera El Yaqui, Formación Infierno (Pleistoceno inferior).

Descripción. MHN-UABCS/SR/CSS (Figura 16a) corresponde a una valva de tamaño grande gruesa y de superficie rugosa con 29 cm de alto. MHN-UABCS/SR/CSS1 (Figura 16b) corresponde a una valva grande gruesa de superficie rugosa incompleta de 24.1 cm de alto.

Observaciones. Las especies recientes pertenecientes al género Crassostrea se caracterizan por distribuirse en hábitats de aguas someras como estuarios, lagunas hipersalinas y zonas intermareales (Ragaini y Di Celma, 2009). En el registro fósil durante el Cenozoico se encuentran generalmente en depósitos marinos someros tropicales, como ambientes lagunares protegidos hipersalinos (Moore, 1987; Ragaini y Di Celma, 2009). Las especies extintas C. titan y C. califórnica osunai han sido reportadas para depósitos marinos del Mioceno y Plioceno en California y Baja California (Moore, 1987).

GEOCRONOLOGÍA

Se realizaron análisis isotópicos en un total de 640 granos de circón correspondientes con productos volcánicos de dos unidades de la sucesión volcano-sedimentaria Pre-Reforma VsC (IgC, PgC) y VsZ. Para el análisis fueron seleccionados y procesados fragmentos de pómez. En promedio se seleccionaron 30 y 35 circones de cada muestra. Las edades modelo fueron calculadas con base en las relaciones isotópicas 206Pb/238U y 207Pb/235U. Los análisis correspondientes para la unidad VsC (subunidad IgC) muestran edades modelo de 1.22 ±0.14 Ma y 2.17 ±0.29, con una edad promedio de 1.47 ±0.11 Ma de un grupo coherente de 24 circones (Figura 17). Por lo tanto, esta última edad es la que corresponde a la unidad, utilizando como base la posición estratigráfica y la edad isotópica por el método de 40Ar/39Ar de las unidades superiores. No obstante, se encontraron grupos de circones que arrojan edades entre 4.34 ±0.39, 12 ±1.3 Ma y 44.4 ±12, 59.3 ±3 Ma, probablemente correspondientes a circones heredados de unidades más antiguas. En tanto, para la subunidad ignimbrita la Cueva se encontraron edades entre 1.28 ±0.18 Ma y 2.38 ±0.21 Ma siendo 1.43 ± 0.06 Ma la edad promedio de un grupo coherente de 27 circones (Figura 17). Finalmente, para la unidad VsZ se muestran edades desde 1.0 ±0.25 Ma hasta 34.7 ±1.7 Ma con una edad promedio de 1.35 ±0.14 Ma de un grupo coherente de 17 circones, para esta unidad es considerada la edad promedio, debido a que es sobreyacida por una ignimbrita relacionada con la caldera El Aguajito, fechada en 1.1 Ma 40Ar/39Ar (Osorio-Ocampo et al., 2019).

DISCUSIÓN

Recientemente se han realizado trabajos geológicos, cartográficos y estratigráficos detallados del complejo Volcánico de las Tres Vírgenes y las Calderas de La Reforma y El Aguajito, que han permitido conocer detalles de la evolución geológica, volcánica y tectónica de la región durante el Plio-Pleistoceno (Avellán et al., 2018; García-Sánchez et al., 2019; Osorio-Ocampo et al., 2019; Lira-Beltrán et al., 2020; Ocampo-Díaz et al., 2021). Sin embargo, los trabajos mencionados no se han centrado en la estratigrafía detallada de la sucesión volcano-sedimentaria del Pleistoceno inferior que forma parte del sustrato de las calderas de La Reforma y El Aguajito y la correlacionamos con base en evidencias paleontológicas, estratigráficas y cronológicas con la Formación Infierno descrita por Wilson y Rocha (1955) en el sur de la cuenca.

Contenido fósil y ambiente de depósito

Los fósiles de la Formación Infierno también permiten diferenciarla de los depósitos marinos de la Formación Tirabuzón del Plioceno (Wilson y Rocha, 1955; Lira-Beltrán et al., 2020). Los fósiles más característicos de la Formación Infierno corresponden a pectínidos y ostras, de los cuales los pectínidos gigantes han brindado información sobre la edad de la sucesión. Los pectínidos gigantes se caracterizas por tener un diámetro superior a los 9.0 cm se encuentran distribuidos en depósitos marinos del Neógeno a lo largo del Pacífico (Addicott, 1974). Durante el Plioceno-Pleistoceno superior, el noroeste de México y California se caracterizó por una diversidad taxonómica de pectínidos gigantes, dentro de los cuales sobresalen los géneros extintos Patinopecten y Leopecten que llegaron alcanzar tallas superiores a los 15 cm, de la misma manera como del género actual Nodipecten, (Addicott, 1974; Quiroz y Perrilliat, 1989). Estos géneros de pectínidos han sido reportados para la Formación Infierno en el sur de la CSR (Wilson y Rocha, 1955; Quiroz y Perrilliat, 1989). En este trabajo se encontraron las especies de pectínidos gigantes Patinopecten bosei y Nodipecten subnodosus en la unidad ignimbrita Mesa de Enmedio en conjunto con la especie de ostra extienta Pycnodonte cf. erici. Los fósiles se colectaron en la cima de la unidad, algunos inmersos en bloques de pómez y otros dentro de la matriz de ceniza. Los fósiles están bien preservados, en el caso del ejemplar correspondiente a Nodipecten subnodosus, se encontró articulado. Probablemente la fauna fósil perteneciente a esta unidad no estuvo expuesta a un transporte prolongado y muy probablemente la temperatura de la ignimbrita no fue tan elevada, ya que el material no muestra evidencias de calcinación. Además, se reportan las especies extintas Leopecten bakeri y Leopecten bakeri diazi en la unidad arenisca fosilífera El Yaqui, que sobreyace a la unidad ignimbrita Mesa de Enmedio. No se encontraron fósiles con características similares en unidades estratigráficamente superiores. Actualmente la mayoría de las especies de pectínidos habitan aguas someras con profundidades que oscilan entre 10 a 100 m, donde la dinámica de la circulación mantiene altos los niveles de oxígeno y nutrientes (Quiroz y Perrilliat, 1989). Mientas que la presencia de fósiles de ostras gigantes del género Crassostrea sp. dentro de la unidad arenisca fosilífera El Yaqui, sugieren aguas someras como zonas protegidas de baja energía. En las localidades cañón El Morro Prieto, Santa Ana, El Azufre y Los Tomates, en las unidades ArY y ArCf se encontraron madrigueras y moldes internos del género Panopea sp. Estos bivalvos suelen habitar en ambientes de energía moderada en fondos arenosos de la zona intermareal hasta los 110 m de profundidad (Hanken et al., 2001; Cortez-Lucero et al., 2014).

Edad

La presencia de varias especies de Pectínidos gigantes ha sido usada para asignar una edad de Plioceno a Pleistoceno inferior a la Formación Infierno (Wilson y Rocha, 1955; Quiroz y Perrilliat, 1989). Sin embargo, considerando la Carta Cronoestratgráfica de la Comisión Internacional de Estratigrafía (Cohen et al., 2013), se puede asignar al Pleistoceno inferior (2.5-1.8 Ma). El contenido fósil para la unidad IgM (base de la sucesión estudiada) indica una edad entre el límite del Plioceno superior y Pleistoceno inferior (Gelasiense) y para la unidad ArY una edad de Pleistoceno inferior (Gelasiense). Hay publicaciones con edades radiométricas de cinco de las unidades litológicas descritas en este trabajo, además una edad para un depósito de lava almohadillada relacionado con la unidad Lpc que aflora en las cercanías de la localidad de Cuevas Amarillas. Estas edades son: 2.4 Ma U/Pb Zr para la unidad IgC, 1.89 Ma Ar/Ar WR para la unidad IgCz, 1.8 Ma Ar/Ar WR para la unidad LaAz, 1.47 Ma Ar/Ar WR para la VsC, 1.42 Ma Ar/Ar WR para el depósito de lavas almohadilladas y 1.36 Ma Ar/Ar WR para la unidad Lpc (García-Sánchez et al., 2019; Osorio-Ocampo et al., 2019). En este trabajo se reportan tres nuevas edades por el método de U/Pb en circones para las unidades VsC (1.47 Ma y 1.43 Ma) y VsZ (1.35 Ma) (Figura 18). Complementando a las fechas radiométricas y relativas, en campo se observó que la unidad arenisca fosilífera El Yaqui descansa discordantemente sobre la Formación Tirabuzón (localidades cañones El Álamo y Morro Prieto). También se publicó una edad pliocénica para la Formación Tirabuzón en la localidad del cañón El Álamo con base en dientes fósiles de tiburones y rayas (Lira-Beltrán et al., 2020). Por lo anterior, se propone una edad máxima de Plioceno superior-Pleistoceno inferior para la base de la sucesión estudiada en el área de estudio. La sucesión que relacionamos con la Formación Infierno, la cual comprende las unidades IgM, ArY y IgCa, se depositó en un lapso de tiempo relativamente corto, evidenciado por las estructuras sedimentarias de deformación que se observaron en los contactos. Las fechas radiométricas, las edades relativas y las relaciones estratigráficas entre las unidades IgM, ArY y IgC y con la Formación Tirabuzón del Plioceno (Figura 18) permitieron diferenciar entre la Formación Infierno y una sucesión más joven para la cual se propone en este trabajo el nombre de sucesión volcano-sedimentaria Pre-Reforma (1.47–1.35 Ma). Durante el depósito de la sucesión Pre-Reforma la actividad volcánica aumentó progresivamente, pasando de un ambiente submarino-subaéreo a subaéreo que culmina con la actividad caldérica explosiva de La Reforma (García-Sánchez et al., 2019).

CONCLUSIONES

Con base en edades radiométricas previamente publicadas, nuevas edades U/Pb en circones, la presencia de los géneros extintos: Pycnodonte cf. erici, Patinopecten bosei, Leopecten bakeri y Leopecten bakeri diazi y las relaciones estratigráficas observadas en la localidad del cañón El Álamo proponemos que la sucesión volcano-sedimentaria estudiada alrededor y en la zona de las calderas de La Reforma y El Aguajito se puede dividir en dos sucesiones: (1) Formación Infierno, compuesta por las unidades ignimbrita Mesa de Enmedio, arenisca fosilífera El Yaqui, ignimbrita Cueva Amarilla, ignimbrita El Carrizo, lava El Azufre y arenisca fosilífera Cueva de los Fósiles, con edades de 2.5 Ma cerca de la base y 1.8 Ma para la cima. (2) sucesión volcano-sedimentaria Pre-Reforma integrada por: la unidad volcano-sedimentaria El Contrabando, lava Punta Candeleros y la unidad volcano-sedimentaria La Zorra, con edades de 1.47 Ma para la base y 1.35 Ma para la cima.

Con base en los resultados del presente estudio se propone que el límite norte de la CSR durante el Pleistoceno inferior se ubicó en las inmediaciones de las localidades de: San Alberto, Santa Ana y Los Tomates. Por último, se infiere que el ambiente de depósito de la Formación Infierno en el área de estudio fue de aguas tropicales-subtropicales poco profundas, que variaron desde zonas intermareales, bahías protegidas a zonas de plataforma interna con menos de 100 m de profundidad.

AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo forma parte del proyecto P15 del Centro Mexicano de Innovación de Energía Geotérmica (CONACYT 207032 CeMIE Geo). Agradecemos a la Técnica Fabiola Mendiola López por el apoyo brindado en el laboratorio de análisis de partículas y separación de minerales del Instituto de Geofísica de la Universidad Nacional Autónoma de México Unidad Michoacán (IGUM-UNAM); al Dr. Luigi Solari, Dr. Carlos Ortega Obregón, Manuel Albarrán Murillo y a la M.C. Irene Pérez del Laboratorio de Estudios Isotópicos del Centro de Geociencias de la Universidad Nacional Autónoma de México por el apoyo brindado en los análisis isotópicos. Además, a Fernanda Jiménez, Azucena Solís, Erick Iván Pacheco Méndez, Francisco Romero, Alfredo Aviña y a Don Miguel Aguilar por su gran apoyo en las campañas de campo; a Rosa Laura Carillo Soledad por el apoyo de limpieza y separación de fósiles; al Dr. Josué Alonso Yee Duarte y al Dr. Quentin Gendron por la revisión del manuscrito. Por último, agradecemos a los revisores por sus valiosas sugerencias.

REFERENCIAS

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