4.1. SUCESIÓN ESTRATIGRÁFICA BASAL

Como sucesión estratigráfica basal se describe aquí al sustrato de rocas que yacen por debajo de la cubierta sedimentaria del Cretácico. Hay datos que indican una evolución estratigráfica independiente de este bloque excluido de Laurasia y del cratón de Norteamérica, el origen de su basamento se vincula más apropiadamente con la margen periférica de Gondwana (^{Lópezet al., 2001}; ^{Zhaoet al, 2020}). La estratigrafía, deformación, contenido fósil, ambiente de depósito y edad de las rocas del Paleozoico del Bloque de Coahuila ha sido descrita con relativa amplitud en trabajos antecedentes (^{King, 1944}; ^{McKeeet al., 1988}; ^{Sour-Tovar,et al., 2016}). La litología y edad de las rocas del Paleozoico en el Bloque de Coahuila son diferentes al comparar con rocas similares en el área de Marathon, Texas, en este bloque no afloran rocas previas al Misisípico (^{Sellardset al., 1932}; ^{Flawnet al., 1961}; ^{McBride, 1988}), la edad más joven de la sucesión es del Pérmico Ochoano (^{King, 1944}) y hay magmatismo de arco (^{McKeeet al., 1988}; ^{Lopezet al., 2001}). Estas diferencias excluyen la vinculación de este bloque con el área Marathon; por lo tanto, su relación con el cratón de Norteamérica es discutible (^{Molina-Garza e Iriondo, 2005}; ^{Pooleet al., 2005}). Este trabajo no presenta datos adicionales de estas rocas.

En el subsuelo del Bloque de Coahuila hay rocas volcánicas que subyacen a la cubierta sedimentaria del Cretácico cortadas por pozos petroleros. ^{Denisonet al. (1969)} y ^{Grajales-Nishimuraet al. (1992)} sugirieron que estas rocas volcánicas estaban vinculadas con el arco Nazas, pero esta hipótesis en su tiempo no fue concluyente ya que las dataciones K/Ar y Rb/Sr obtenidas de dos pozos podrían tener variaciones desde el Paleozoico al Jurásico y presentaban alteración hidrotermal con edades más jóvenes anómalas. Dataciones U-Pb de afloramientos del arco Nazas en Durango (^{Lawton y Molina-Garza, 2014}) y Tamaulipas (^{Rubio-Cisneros y Lawton, 2011}) apoyan la edad del arco Nazas entre 184 Ma a 167 Ma.

La relevancia que tiene identificar la distribución del arco Nazas radica en que al sur de la postulada megacizalla Mojave-Sonora hay vulcanismo de arco continental Jurásico, mientras que al norte de esta megacizalla el vulcanismo de esta edad está ausente (^{Silver y Anderson, 1974}), por lo tanto, identificar el vulcanismo de arco sobre el Bloque de Coahuila puede ser importante para definir sus límites con base a la hipotética megacizalla. Algunos criterios consideran que el límite SW de este bloque es segmentado por la postulada megacizalla Mojave-Sonora (^{Silver y Anderson, 1974}) o lineamiento Torreón-Monterrey (De Cerna, 1976), otros trabajos proponen que la traza de esta megacizalla corresponde con el lineamiento San Marcos, al norte de este bloque (^{Denisonet al., 1969}; ^{López-Infanzón, 1986}; ^{McKeeet al., 1988}; ^{Grajales-Nishimuraet al., 1992}; ^{Dikinson y Lawton, 2001}). Varios autores no comparten la idea de la proyección de la megacizalla en esta región (^{Molina-Garza e Iriondo, 2005}; ^{Pooleet al., 2005}; ^{Eguiluz-de Antuñano y Chávez-Cabello, 2022}). Independiente a los criterios enunciados la identificación del arco Nazas en el Bloque de Coahuila es importante porque forma parte de la evolución geodinámica de esta área y su vinculación con el contexto regional. Los datos que presenta este trabajo es una compilación de información petrográfica e isotópica de núcleos de pozos (Anexo TS 1) generados en informes inéditos de Petróleos Mexicanos entre 1970 y 1980, que, aunada con datos más recientes, contribuyen a una interpretación más propia del magmatismo y edad de este intervalo estratigráfico, así como a comprender su relación con la evolución tectónica.

La petrografía proviene de 6 núcleos de fondo de pozos que alcanzaron a la sucesión basal y cortaron rocas como riolita, ignimbrita, andesita-dacita, esquisto, latita y tonalita, un tanto alteradas (Anexo TS 1 y Figura 1). La petrografía del núcleo del pozo Ceballos 1 describe una masa mayormente de cuarzo policristalino y plagioclasa reemplazada por sericita y biotita alterada a clorita, con minerales de pirita, rutilo, apatito, esfena, circón y grafito. Con base en estos dos últimos minerales y su aspecto “foliado” se clasificó como esquisto derivado de roca sedimentaria clástica. El núcleo del pozo Tarahumara 1 tiene textura microlítica y poco porfídica, formada por una pasta microlítica de feldespato alterado a arcilla, esta alteración rodea a cristales de plagioclasa y sanidino, con amígdalas rellenas por cuarzo y clorita, clasificada como latita alterada. La petrografía del núcleo del pozo Paila 1A reportó fenocristales de feldespato potásico, cuarzo, clorita, circón, apatito, epidota y óxidos de fierro, con planos de flujo, así como esferulitas y amígdalas rellenas por calcedonia y cuarzo, con silicificación y desvitrificación, que diagnostican a la roca como ignimbrita de composición riolítica. El estudio petrográfico del núcleo del pozo Mayrán 1 describe una masa irregular de cristales euhedrales y fragmentados de plagioclasa, cuarzo y clorita, con óxidos de fierro, apatito, calcita, sericita, tiene alineamiento subtraquítico y lentes de feldespato rodeado por vetillas de clorita, con fantasmas de grietas perlíticas. Esta roca se clasificó como riolita con desvitrificación y alteración hidrotermal. Los núcleos de fondo de los pozos Zarca 1 y Tlahualilo 1 se clasificaron como riolita y andesita-dacita respectivamente, sin más detalle de sus componentes mineralógicos. Este entorno petrológico puede correlacionarse con rocas de similar aspecto volcánico que aflora en la sierra Diablo (^{Jones y McKee, 1987}; ^{Joneset al., 1995}). La mineralogía de los núcleos de estos pozos identifica un vulcanismo continental de composición félsica o intermedia, pero con alteración, lo cual afecta fechar las rocas por algunos métodos isotópicos (^{Kelley, 2002a}, ^2002b; ^{Gillotet al., 2006}).

En el pozo Ceballos 1 se realizaron dos análisis por K/Ar obtenidos de mica biotita alterada a clorita y sericita, la cantidad de potasio fue baja, pero dentro de un rango aceptable. Un análisis Rb/Sr del núcleo en el pozo Mayrán 1 se realizó en roca total y plagioclasa, advirtiendo alteración hidrotermal en la roca. En el pozo Paila 1A los análisis K/Ar y Rb/Sr fueron en roca total y en el pozo Tarahumara 1 con K/Ar en sanidino.

Las edades obtenidas según el método variaron desde Triásico Tardío (236 ±39 Ma) a Jurásico Tardío (163 ±8 Ma). La confrontación de edad absoluta en el núcleo del pozo Paila 1A por métodos diferentes, indica que existe alteración de la roca que afecta el resultado, por lo tanto, su interpretación requiere sustentarse con criterio geológico en base a su posición estratigráfica, como es el caso para la edad del núcleo 3 del pozo Tarahumara 1 (Anexo TS 1). La posición estratigráfica de los núcleos de pozos y un afloramiento en la sierra Diablo (^{Jones y McKee, 1987}; ^{Joneset al., 1995}), yacen bajo la cubierta sedimentaria del Cretácico (formaciones San Marcos, Las Uvas o Acatita), por lo que las rocas volcánicas descritas no pueden ser más jóvenes a esta cubierta. Las rocas de los núcleos descritos no presentan esquistosidad ni foliación que se pudiera relacionar a un metamorfismo dinámico importante, su aspecto de flujo o aparente pizarra es más propio de coladas volcánicas en tobas o ignimbritas, a diferencia del aspecto de pizarra y foliación que tienen las rocas del Paleozoico del área Acatita-Las Delicias.

4.2. SUCESIÓN ESTRATIGRÁFICA APTIANO-CENOMANIANO INFERIOR

La estratigrafía en el norte del Bloque de Coahuila, en colindancia con la Cuenca de Sabinas, está expuesta en el núcleo de pliegues exhumados durante la deformación del Paleógeno (sierras Mojada, La Fragua, Madera, San Marcos, Pinos y La Gavia, ^{Chávez-Cabello, 2005}). Las facies sedimentarias que afloran en la margen norte de este bloque muestran el paso gradual vertical y lateral de facies continentales hacia facies marinas y cuñas de estratos (onlap) que indican una transgresión paulatina pero constante (Figura 2), desde el Jurásico Superior al Aptiano y Albiano (^{Charleston, 1981}; ^{Garza-González, 1973}; ^{McKeeet al., 1990}; ^{Chávez-Cabelloet al., 2005}; ^{Alonsoet al., 2020}). Las rocas más viejas del Cretácico que afloran sobre el Bloque de Coahuila están en la localidad La Pedrera, flanco noroeste de la sierra La Paila (Figura 1). La sucesión sedimentaria sin nombre propuesto está formada por arcosa de grano grueso y guijas de arenisca y andesita, subredondeadas y redondeadas, con estratificación cruzada, de color ocre y verde, en capas de 20 centímetros (cm) a 30 cm de grosor, con espesor de 15 m, sin observar su contacto inferior por estar sepultado en el subsuelo. El límite superior de esta unidad es gradual al pasar a caliza y dolomía de color gris obscuro, en capas de 60 cm a 80 cm y constituyen un paquete de ~100 m de espesor, con miliólidos y moluscos, esta litología puede ser correlacionada con la Caliza Cupidito. Sobre la Caliza Cupidito hay lutita y arenisca de grano fino, calcárea, gris obscuro a negro, con laminación paralela y moldes e impresiones de ammonites del género cf.Dufrenoyia(identificadas en campo por el suscrito), su espesor es de 20 m y estas litologías poseen similitud litológica con la Formación La Peña y por posición estratigráfica y contenido fósil su correlación es con la Formación Las Uvas (Figura 2). Litologías similares fueron cortadas por el pozo Tarahumara 1 (Figura 1), con 117 m de areniscas de la Formación Las Uvas, 68 m de la Formación Cupidito y 1162 m de arenisca y conglomerado (referidos en el reporte inédito del pozo como Formación San Marcos). La localidad La Pedrera y el pozo Tarahumara 1 indican la existencia de cuñas sedimentarias (onlaps) de terrígenos y rocas carbonatadas, en facies transgresivas sobre la periferia del Bloque de Coahuila. Las evidencias litológicas de pozos y afloramientos indican la migración temporal y espacial de facies transgresivas más precoces que lo reportado en trabajos antecedentes, en donde la inundación marina de este bloque se asumió ser Aptiano superior (^{Humphrey, 1956}; ^{Lehmannet al., 1999}). Cabe aclarar aquí queDufrenoyia justinae, tradicionalmente fue referida para identificar la base del Aptiano superior (^{Imlay, 1936}; ^{Cantú-Chapa, 1976}); sin embargo, nuevos criterios ubican este fósil en la parte más alta del Aptiano inferior (Bedouliano; ^{Barragán-Manzo y Méndez-Franco, 2005}).

Figura 2 A) Relaciones estratigráficas entre el Bloque de Coahuila y la Cuenca de Sabinas en el Aptiano-Cenomaniano temprano. Localidades: 1) Las Delicias, 2) La Pedrera, 3) pozo Tarahumara 1, 4) sierra Mojada, 5) sierra La Fragua, 6) sierra y pozo San Marcos-1, 7) sierra La Gavia, 8) pozo Hacienda-1, 9) sierra y pozo Menchaca-1. C.B. sustrato basal. B) Distribución de facies continental, fluvial, lagunar y marina durante el Aptiano temprano en el borde noreste del Bloque de Coahuila. 

La Formación Las Uvas es un depósito de arcosa, de grano mediano a grueso, en estratos delgados, que ocasionalmente contiene el fósilDufrenoyiasp. (^{Humphrey y Díaz, 2003}), que asigna a esta formación una edad Aptiano temprano. El espesor de esta formación en superficie y subsuelo es variable, desde 15 m a 120 m, delgada sobre el bloque y gruesa hacia sus bordes. Sobre la Formación Las Uvas hay una sucesión constituida por capas medianas a gruesas de caliza y dolomía, con espesores con decenas de metros que corresponden a la base de la Formación Acatita a la que ^{Garza-González (1973)} refirió como Formación Paila (actualmente en desuso). Sobre la unidad inferior de caliza y dolomía alternan intervalos de yeso y anhidrita que se identifican en este trabajo como ambientes desabkha. Esta alternancia litológica con más de 500 m de espesor corresponde a la Formación Acatita, desde el contacto con la Formación Las Uvas hasta el contacto con la Formación Treviño (Figura 3). Dentro de la Formación Acatita hay un intervalo de particular interés económico formado por brechas de caliza, dolomía y yeso, con superficies de disolución y karsticidad, que aloja mineralización de estroncio (^{González-Sánchezet al., 2007}; ^{Ramos-Rosiqueet al., 2005}). Las características litológicas de este intervalo sugieren la existencia de una discordancia paralela como un evento regresivo. Sobre este límite se restablece el depósito de una sucesión nuevamente transgresiva que da continuidad al depósito de faciessabkhahasta su cambio gradual con la Formación Treviño.

Figura 3 Panorámica de la sierra Acatita, vista desde el valle Las Delicias. Rocas del Paleozoico e intrusivo Triásico (Pz-Tr). En discordancia angular y erosiva Formación Las Uvas (Klu). Capas de dolomía y evaporita de la Formación Acatita (Kac). Caliza y dolomía de la Formación Treviño (Kt). 

El reporte deCoalcomana ramosa(McKee y Jones, 1997),Orbitolina texanay diversos foraminíferos bentónicos en la base de la Formación Acatita sugieren una edad Albiano temprano a medio (^{Humphrey, 1956}; ^{Humphrey y Díaz, 2003}). En contacto gradual y concordancia esta formación pasa a la Formación Treviño compuesta por capas de caliza con diferente grado de dolomitización, en capas gruesas a muy gruesas, de color gris claro a gris medio, con ~250 m de espesor (Figura 3). ^{Lehmannet al. (1999)} reportan en las sierras de La Paila y La Peña un intervalo particular con capas demudstoneywackestonecon foraminíferos planctónicos (Praeglobotruncana stephani,Ticinela primulayT. madecassiana) que datan facies pelágicas del Albiano tardío. En la cima de lo que corresponde a la Formación Treviño ^{Jones (1938)} reportaGryphea marcoui,Pecten subalpinus,Holectypusaff.castilloi,Monopleuracf.texana,Monopleuracf.marcida,Toucasiacf.texana, mientras que ^{Humphrey (1956)} reportóEnallastercf.bravoensis,Ostrea carinata,Toucasiasp., y miliolidos, por lo que su contenido fósil y posición estratigráfica sugieren una edad Albiano tardío al Cenomaniano temprano. El conjunto litológico de facies marinas de caliza, dolomía y evaporita arriba descritas constituye el dominio sedimentario de la Plataforma de Coahuila.

El límite entre la Plataforma de Coahuila y las facies de cuenca afloran en el borde norte, en colindancia con la Cuenca de Sabinas. Este borde está compuesto por capas de dolomía, en estratos gruesos, con moluscos y estromatolitos. Este cambio no denota un borde con montículos biohermales apilados y facies de talud prebarrera, como es el caso de las plataformas de Valles y Faja de Oro que tienen arrecifes masivos (^{Enos, 1974}; ^{Cooganet al., 1972}). El paso de la Plataforma de Coahuila hacia la Cuenca de Sabinas, en la base y parte media de la sucesión, es un borde mixto, formado por caliza y dolomía en facies lagunares y de mar abierto interdigitadas, hay montículos de moluscos, corales y estromatolitos dispersos (^{Alonsoet al., 2020}). El pozo Tarahumara 1 (Figura 2) cortó una sucesión litológica comparable a la facies postbarrera o lagunar marginal arriba descrita. Las características sedimentarias del borde de la plataforma Cupido referido por ^{Murillo y Dorobek (2003)}, pueden ser comparables para algunos sectores del borde de la Plataforma de Coahuila. Para el tercio superior de la sucesión sedimentaria del borde de la Plataforma de Coahuila localmente hay apilamiento de montículos con rudistas, descritos por ^{Garza-González (1973)} como Arrecife Viesca, presentes en la localidad La Pedrera, flanco NW de la sierra La Paila y en la sierra de Pinos. Por otro lado, el pozo Hacienda 1 (Figura 1) cortó rocas del Albiano y Cenomaniano inferior (formaciones Tamaulipas Superior y Grupo Washita) en facies de mar abierto en la Cuenca de Sabinas (^{Eguiluz-de Antuñano, 1989}), lo que sugiere que el límite de la Plataforma de Coahuila está distante ~10 km al occidente de este pozo (Figura 2).

La existencia de cambios estratigráficos del borde sur, suroeste y noroeste del Bloque de Coahuila se deduce por la presencia de facies clásticas litorales y caliza con fauna pelágica marina del Jurásico y Cretácico Inferior, que afloran en estructuras alóctonas que bordean a este bloque (^{Tardy, 1980}; ^{Eguiluz y Campa, 1983}; ^{Eguiluz-de Antuñano, 1989}; ^{Aranda-García, 1991}; ^{Eguiluz-de Antuñanoet al., 2000}; ^{Fitz-Díazet al., 2018}). En la ventana estructural El Número (Figuras 1 y 4) se observan rocas características de la Plataforma de Coahuila, constituidas por facies lagunares de caliza y dolomía de la Formación Treviño que están en contacto estratigráfico con discordancia paralela con la Formación Indidura (Figura 4). Ambas unidades subyacen por traslape tectónico a estratos alóctonos del Jurásico (^{Tardy, 1980}, Figura 4). Esta observación indica que el borde sur de la Plataforma de Coahuila puede extenderse a una posición más austral que la expuesta en las sierras La Peña y Sauceda (Figura 1), en la que hay facies lagunares y de borde de plataforma (^{Jones, 1938}; ^{Garza-González 1973}; ^{De la Llata y Araujo, 1974}). En este orden de ideas el borde SW de la Plataforma de Coahuila ha sido bosquejado en las sierras de Las Noas y Mapimí (Figura 1), en donde afloran facies lagunares y de borde de la plataforma de edad Albiano, estas facies cambian al SW a calizas con organismos planctónicos de edad Albiano-Cenomaniano temprano, en las sierras de Rosario y San Lorenzo, pero todas estas serranías son estructuras tectónicamente alóctonas y ocultan en el subsuelo el borde autóctono de la plataforma. Una sección estratigráfica del subsuelo entre los pozos Tarahumara 1 (al noreste) y Zarca 1 (al suroeste) muestra los cambios litológicos del Bloque de Coahuila aunado a una deformación compleja (Figura 5).

Figura 4 Sierra del Oratorio en la Ventana del Número (A) muestra rocas del Jurásico (Js Formación Zuloaga) con estratos plegados (línea punteada amarilla) sobrepuestos tectónicamente a la Formación Indidura (Ki) que yace sobre la Formación Treviño (Kt). En la Ventana del Número: litología de caliza, marga y lutita de la Formación Indidura, GPS de escala 18 cm (B). Contacto discordante entre las formaciones Treviño (Kt) e Indidura (Ki) en (C). En la localidad el Amparo, Sierra La Peña: brechas de litoclastos (flecha amarilla) en la base de la Formación Indidura (D) estilógrafo de escala 14 cm. 

En superficie las sierras de Tlahualilo y Diablo tienen facies lagunares de caliza, dolomía y evaporita de las formaciones Acatita y Treviño. El pozo Tarahumara 1 cortó 910 m de las formaciones Acatita y Treviño entre el intervalo 585 m a 1495 m de profundidad y el pozo Tlahualilo 1 cortó 1125 m de las mismas formaciones en el intervalo 2975 m a 4100 m. Esta sucesión sedimentaria en ambos pozos yace sobre clásticos litorales (Formación Las Uvas). Un cambio estratigráfico importante ocurre en el Cretácico Inferior entre los pozos Chihuahua 1, Bermejillo 1, Zarca 1 y 1 Parral 1 (Figura 5), las columnas estratigráficas de estos pozos encuentran una sucesión autóctona (pre-Aptiano) formada de la cima a la base por lutita, caliza, dolomía, evaporitas y clásticos litorales (formaciones La Peña, Cupido, La Virgen y Carbonera), que indican la existencia de acuñamientos contra la porción SW del Bloque de Coahuila. Estas rocas sobreyacen a rocas volcánicas que son relacionadas con el arco Nazas. En los pozos arriba citados las rocas sedimentarias marinas del Albiano inferior cambian de un ambiente lagunar al noreste, a una facies de cuenca poco profunda al suroeste (Figura 5). Los pozos Parral 1, Zarca 1 y Bermejillo 1, tienen un manto alóctono (napa) que cubre a la sucesión autóctona. El manto alóctono en superficie y subsuelo tiene rocas del Jurásico (Nazas, La Gloria y La Casita) y Cretácico Inferior (Taraises, Tamaulipas Inferior y La Peña). Estos datos sugieren interpretar cambios de facies entre el manto alóctono y la sucesión estratigráfica autóctona que corresponde a la extensión SW del Bloque de Coahuila sepultado bajo la napa, asimismo estos datos permiten reconstruir el modelo sedimentario de la Plataforma de Coahuila hacia el SW que se discutirán más adelante.

Figura 5 Sección con datos de pozos y superficie que muestran la complejidad estructural de la cubierta sedimentaria en el Bloque de Coahuila. Plieguesduplexy por propagación de falla prevalecen en el dominio sedimentario de la Plataforma de Coahuila. En la cubierta sedimentaria autóctona hay cuñas de facies marginales del Valanginiano al Aptiano en el borde paleogeográfico. Las facies del dominio sedimentario de la Cuenca del Centro de México son alóctonas y trasportadas tectónicamente al oriente (A). Ubicación de los pozos (B) de la sección A. En superficie se observa la deformación de la cubierta sedimentaria alóctona. Localidad La Ventana de Aguanaval (C). Reconstrucción del modelo sedimentario sobre la Plataforma de Coahuila. Note la progradación de facies lagunares entre los pozos Chihuahua 1 y Zarca 1 (D). Bloques altos y bajos muestran deformación postorogénica en A. 

El borde noroeste de la Plataforma de Coahuila es impreciso. En la sierra del Pajarito, en Chihuahua (Figura 1), afloran facies lagunares del Albiano-Cenomaniano inferior como extensión hacia esa latitud de la Plataforma de Coahuila. Cercano a esta localidad el pozo Toronto 1 cortó 1794 m de rocas del Cretácico Superior (Grupo Difunta y formaciones Parras e Indidura), 1085 m de facies de laguna del Albiano-Cenomaniano inferior y 1775 m de facies periféricas al Bloque de Coahuila (formaciones La Peña, Cupido, La Virgen y cuarzo-arenita sin nombre). En la sierra Camargo afloran caliza y dolomía en facies lagunar, así como lutitas y calizas en facies de cuenca de edad Albiano y Cenomaniano tardío (^{Franco-Rubio, 1978}). Estas litologías son similares a formaciones de la Cuenca de Chihuahua citadas por ^{Haenggi (2002)} como Finlay o Edwards, Benavidez o Kiamichi y Loma de Plata o Georgetown (que, en conjunto, sustituyen el anacrónico nombre Aurora propuesto por ^{Burrows, 1910}), estas rocas forman pliegues y fallas inversas en una estructura alóctona. Las rocas descritas en las sierras del Pajarito, Camargo y el pozo Toronto 1 sugieren ser el margen noroeste del Bloque de Coahuila.

4.3. SUCESIÓN ESTRATIGRÁFICA CENOMANIANO SUPERIOR-MAASTRICHTIANO

La sucesión estratigráfica de rocas del Cretácico Superior sobre el Bloque de Coahuila no está claramente establecida. En varias localidades de la Plataforma de Coahuila aflora el contacto entre las formaciones Treviño e Indidura, el contacto se presenta con paralelismo aparentemente concordante, pero hay un espesor delgado con clastos retrabajados formado por calcarenitas o brechas, que muestra una superficie irregular que sugieren una discordancia paralela (^{Eguiluz-de Antuñano, 1991b}). En la sierra La Peña y ventana del Número son evidentes estos contactos con discordancia paralela (Figura 4). En el pozo Tlahualilo 1 hay brechas de caliza y arenisca en este contacto estratigráfico que ocurre entre 2975 m a 2976 m de profundidad (Figura 5). ^{Garza-González (1973)} designó a un cuerpo arenoso en la base de la Formación Indidura con el nombre de Baicuco, en la localidad con el mismo nombre (Figura 1), pero debido a su espesor pequeño y difícil cartografía no es factible elevar al rango de formación a esta unidad y está en desuso. Generalmente la Formación Indidura aflora con poco espesor porque su cima está cubierta por aluvión o erosionada. ^{Kelly (1936)} al definir a esta formación reportó 30 m a partir de su base. Una sección estratigráfica más completa de la Formación Indidura aflora en el borde norte de la Plataforma de Coahuila (^{Alonso, 2016}), se puede dividir en tres segmentos. Su base no se observa por tener falla, pero la sucesión está compuesta hacia la base por capas de caliza arcillosa intercalada con marga, en estratos delgados que se exfolian en lajas, con un espesor de ~45 m que es tangiblemente similar al descrito por ^{Kelly (1936)}. En la parte media (~100 m) predominan cuerpos de lutita y capas de caliza margosa con un cuerpo de caliza en la cima. La parte superior (~55 m) de la sección está compuesta por una sucesión rítmica de capas delgadas de caliza y lutita, con intervalos de lutita laminar negra de espesor métrico, con una zona de brecha y microbrecha que separan la cima formada por capas nodulares de caliza arcillosa. La presencia dePryonocylcus hyatti,Romaniceras mexicanum,Mytiloides mytiloidesyCoilopoceras springeri, apoyan una edad Turoniano medio-tardío para la cima de la parte media de la sección referida por ^{Alonso (2016)}. El espesor reportado en el cerro Las Brujas asciende a 200 m y el nombre de capas Las Brujas lo propuso ^{Alonso (2016)} para esta sucesión, pero en el presente trabajo se considera que esta litología corresponde con la descripción de la Formación Indidura. La base de la Formación Indidura está bien expuesta en las sierras El Rey, La Peña, Texas y Solís (Figura 1). La base de esta formación tieneHedbergella planispira,H. pseudotrocoidea,H. amabilis,Rotalipora cushmani,Globotruncanasp.,Clavihedbergella simplex,Dicarinellasp., (^{Eguiluz-de Antuñano, 1991b}) y característicosInoceramnus labiatus,Hemiaster calvini,Hemiaster bezari,Holoaster nanus(^{Jones, 1938}), este conjunto sugiere una edad Cenomaniano tardío a Turoniano temprano.

En los cerros Güeros, flanco norte de la sierra La Madera, en la margen norte de la Plataforma de Coahuila, hay un espesor completo de la sucesión Cenomaniano tardío, Turoniano, Coniaciano y Campaniano (Figura 1). El contacto estratigráfico con la Formación Treviño está cubierto por un par de metros de suelo. En la base de la Formación Indidura predominan de capas de caliza arcillosa con marga y lutita calcárea interestratificadas en capas delgadas que exfolian en lajas, su color es gris claro y hay laminaciones de yeso fibroso y fragmentos deInoceramus labiatus. Hacia la parte media y superior de la sección aumenta el contenido de lutita laminar gris obscuro o negro, con espesor de 2 m a 3 m y se presentan cuerpos que alternan con caliza laminar arcillosa. El espesor medido de esta sección alcanza 300 m, su cima pasa a lutita gris obscuro a negra con ~250 m de espesor que es semejante litológicamente a la Formación Parras, o bien con la Formación Upson (Figura 6a).Globotruncana fornicata,G. concavata,G. marginata,G. elevata,G. contusa, entre otros foraminíferos sugieren para estas rocas una edad Coniaciano-Santoniano. Esta unidad arcillosa pasa gradualmente a capas de espesor mediano y grueso de arcosa, con estratificación cruzada y laminar, color gris con pátina ocre, con ~200 m de espesor y por sus características litológicas es correlacionable con la Formación Cerro del Pueblo. La presencia deExogyra ponderosasugiere una edad Campaniano. Esta litología cambia hacia la cima a arcosa lítica, con estratificación cruzada y canales rellenos con conglomerado, en estratos gruesos, de coloración guinda y verde, con espesor incompleto de +150 m, semejante a la Formación Cerro Huerta (Campaniano). Estas dos últimas formaciones tienen gran semejanza con rocas del Grupo Difunta (^{Ramírez-Gutiérrez, 2008}), pero aquí su espesor es notablemente menor comparado con unidades isócronas que afloran en las cuencas de Parras, La Popa y Sabinas. En la sierra Banderas (Figura 1) hay un espesor de 300 m de arcosa de grano fino a mediano, con estratificación cruzada, que alterna con intervalos métricos de limolita y lutita laminar, con estratos de conglomerado con estructuras de corte y relleno, de coloración predominante rojiza, verde y en menor grado ocre, su litología es semejante con el Grupo Difunta (Figura 6b).

Figura 6 Secciones estratigráficas del Cretácico Superior: Sierra La Fragua (a), sierra Banderas (b), rancho La Soledad (c). Explicación en el texto. 

El nombre capas La Soledad fue dado por ^{Harmann (1913)} para incluir una sucesión estratigráfica formada por estratos de arenisca y conglomerado con clastos redondeados de caliza y rocas ígneas, con restos de madera y vertebrados. ^{Janensch (1926)} atribuyó un fémur y omóplato colectado por el primer autor, asignable a un posible ceratópsido, del Cretácico Superior. En este trabajo se realizó la medición de una sección estratigráfica de estas capas entre el rancho La Soledad (actualmente abandonado) y el estanque seco La Represa (Figuras 1 y 6c). Esta sección está compuesta, de la base a la cima, por ~45 m de capas de arcosa lítica y feldespática, de grano mediano a grano grueso, cementada por carbonato de calcio, su color es gris, pero con pátina color verde por alteración meteórica. Sus capas son de 10 cm a 20 cm de espesor, con estratificación cruzada de ángulo alto, hacia la cima contiene conglomerado con clastos de caliza, pedernal, rocas ígneas y arenisca retrabajada, con tamaño de guijas y matatenas, subangulosas a bien redondeadas, que son soportados por arcosas de grano grueso con abundante feldespato y líticos diversos. Hay estructuras de corte y relleno e imbricación de clastos, con la dirección de corriente que se orienta 45° al SE y al oriente franco. En esta unidad hay restos de fragmentos de madera y vertebrados fósiles. Sobre la litología anterior hay otra unidad con 5 m de espesor, color marrón a violáceo, formado por limolita y arenisca de grano mediano, en estratos delgados, con superficies irregulares que se identifican como canales de erosión, rellenos por conglomerado con clastos de 1 cm a 5 cm de espesor, imbricados, con matriz de arenisca verde y la presencia de hojas, tallos y vertebrados fósiles. La sucesión litológica descrita antes se repite al ascender la columna estratigráfica. Separada por una cubierta de suelo la sección estratigráfica termina en la cima por un conjunto de 15 m de capas de arcosa lítica y feldespática y características litológicas similares a las descritas previamente. El espesor medido asciende a ~100 m (Figura 6c).

En el pozo Tlahualilo 1 (Figuras 1, 5 y 7a), entre 1985 m y 2300 m de profundidad, se identifica a las capas La Soledad por tener arenisca de grano mediano a grano fino, con horizontes de conglomerado, de color verde, gris verdoso, rojizo y café. Con los registros de rayos gamma, resistividad y muestras de canal (ripios) se interpreta una alternancia de capas arenosas con capas arcillosas con espesor de 315 m. La Formación Cerro Huerta (intervalo 2300 m a 3635 m de profundidad) tiene arenisca y lutita verde y guinda, que pasa en forma gradual hacia una arenisca de grano fino con predominio de lutita y limolita verde y rojizo, en capas delgadas con conglomerados intercalados, con espesor de 335 m. La Formación Cerro del Pueblo en este pozo se identifica en el intervalo 2635 m y 2725 m de profundidad, está constituida por arenisca de grano mediano y fino de coloración ocre y gris, en capas gruesas con un espesor de 90 m. Un cambio litológico contrastante se presenta de los 2725 m a los 2845 m, formado por arenisca de grano fino en la cima que pasa a predominio de limolita y lutita en la base, de color gris medio a gris obscuro con pirita diseminada e incremento de capas de caliza hacia la base con fragmentos de moluscos y foraminíferos planctónicos. Esta unidad se identifica como Formación Parras con 120 m de espesor. La Formación Indidura está compuesta por limolita, lutita y caliza arcillosa, en estratos delgados gris obscuro con capas verdes intercaladas con abundantes fragmentos de moluscos, peloides, foraminíferos planctónicos y bentónicos, con espesor de 125 m (Figura 7a).

Figura 7 Columna estratigráfica del Cretácico Superior del pozo Tlahualilo 1 (a). Columna estratigráfica del Cenozoico en el pozo Escalón 1 (b), litología interpretada con apoyo de las curvas de rayos gamma RG, resistividad LLD, neutrón compensado CNL y densidad RHOB. Descripción en el texto. Simbología litológica en la leyenda de la Figura 6. 

Los pozos Paila 1A, Mayrán 1, Ceballos 1, Durango 1, Escalón 1, Chihuahua 1 (Figura 1), han cortado sucesiones similares a las descritas anteriormente para las Formaciones Indidura, Parras, Cerro del Pueblo y Cerro Huerta, que junto con las formaciones Las Uvas, Acatita y Treviño forman parte del dominio sedimentario del Bloque de Coahuila.

4.4. SUCESIÓN ESTRATIGRÁFICA PALEÓGENO-NEÓGENO

La sucesión del Cenozoico sobre el Bloque de Coahuila la integran depósitos clásticos y caliza lacustres de ambiente continental, así como derrames volcánicos y cuerpos plutónicos (^{Singewald, 1936}; Shulze, 1953; ^{Bartolino, 1988}; ^{Aranda-Gómezet al., 2019}). Espesores relativamente gruesos de conglomerado formado por guijas y bloques de caliza predominan en la parte poniente del Bloque de Coahuila, pero no están reportados en la parte meridional y al oriente de este bloque (pozos Mayrán 1 y Paila 1A). Un magmatismo caracterizado por pórfidos de diorita, monzonita y dacita se emplaza en rocas del Cretácico en varias localidades (sierras La Paila, Alamitos-Australia, Mapimí, Banderas, cerro Dinamita, Figura 1). Derrames de andesita y riolita se presentan antecedidos por basaltos. La edad de estas rocas sugiere varios pulsos magmáticos entre ~49, 35, 29, 14 y 4.7 Ma. (Singewald, 1936; ^{Chávez-Cabelloet al., 2005}, ^{Chávez-Cabello, 2005}; ^{Aranda-Gómezet al., 2019}). En el área de Escalón, Chihuahua (Figura 1), granos de circón detrítico fueron obtenidos de capas de arenisca plegadas que indican una edad U-Pb de ~51 Ma y una ignimbrita intercalada en estas rocas arroja una edad de 46.4 +0.8/-1.6 Ma (Arandaet al., 2019). Estas edades sugieren que el depósito ocurrió en el Paleógeno y tiene una primera fase de deformación por acortamiento, pero está afectado por un domo riolítico (cerro Dinamita) datado entre ~32 a 29 Ma (^{Aranda-Gómezet al., 2019}). El pozo Tlahualilo 1 penetró desde la superficie a 1985 m de profundidad, conglomerado y arenisca poco consolidados que fueron considerados como relleno de bolsón. El pozo Mapimí 1 cortó 1604 m de una litología semejante, el pozo Ceballos 1, 435 m y el pozo Durango 1, 1450 m, estos pozos revelan que existe un potente espesor de conglomerado y arenisca que rellena fosas tectónicas. El pozo Escalón 1 perforó 722 m de sedimentos continentales poco consolidados, la interpretación de registros de rayos gamma (RG), neutrón (CNL), densidad (RHOB) y resistividad (LLD), indica que en discordancia sobre rocas del Cretácico Superior (Figura 7b) hay un espesor de conglomerado bien cementado que subyace a capas de arenisca, limolita y rocas volcánicas que están en la parte media y cima del registro, sin conocer los 400 m superiores de la sección cortada por carecer del registro. Entre el área de Escalón y el rancho La Soledad aflora una sucesión de arenisca, limolita, conglomerado (Formación Quiotentas), toba y basalto, sus mejores exposiciones están en inmediaciones de los cerros San Ignacio y Móvano (^{Bartolino, 1988}; ^{Treviño-Rodríguez, 2019}). Estas rocas son un depósito de ambiente continental, en facies lacustres, fluvial y aluvial que se interpretaron como depósito depiedemontpara las que se refiere una edad Oligoceno o más joven (^{Bartolino, 1988}; ^{Treviño-Rodríguez, 2019}; ^{Aranda-Gómezet al., 2019}). La descripción litológica de estas rocas ha sido correlacionada con la Formación Ahuichila (^{Aranda-Gómezet al., 2001}) y en informes inéditos de Petróleos Mexicanos, pero aquí se rechaza esta opción debido a la presencia de derrames de lava que contienen estas rocas, los cuales están ausentes en la Formación Ahuichila de su localidad tipo (^{Eguiluz-de Antuñanoet al., 2022c}). Un enigma es la inclinación que presentan las rocas clásticas y volcánicas de esta área, una hipótesis postula que es originada por fallamiento y rotación de bloques durante la fase debasin and range(^{Aranda-Gómezet al., 2005}), pero ^{Schulze (1953}) y ^{Bartolino (1988)} interpretan que la inclinación de capas es ocasionada por relleno sedimentario (pediment interpretation) en una pendiente que procede de la erosión de bloques en ascenso de las montañas vecinas.

Las rocas más jóvenes sobre el Bloque de Coahuila son depósitos lacustres dispersos (Formación Mayrán), que indican un periodo con abundante humedad durante el Mioceno tardío-Plioceno y Pleistoceno (^{Amezcuaet al., 2012}; ^{Eguiluz y Carranza, 2013}) y no están afectados por deformación estructural. Así mismo hay derrames de basalto en la Laguna de Mayrán, Puerto Colorado y el bolsón de Mapimí con edad de 4.7 Ma o más jóvenes (^{Aranda-Gómezet al., 2001}).

5.1. DESCRIPCIÓN ESTRUCTURAL

Los anticlinales Mala Noche, El Tutanero y La Mancha forman tres prominencias fisiográficas paralelas y discontinuas entre sí, vistos en planta están dispuestos enechelóny forman en conjunto un rasgo distintivo al sur de la sierra Alamitos. La amplitud de cada estructura varía ~500 m y su longitud es de 7.5 km, 15 km y 25 km respectivamente, sin embargo, la estructura Mala Noche con sísmica en el subsuelo (Figura 8) puede tener 15 km adicionales. Los ejes de estos pliegues están orientados desde N55°W a N70°W, el flanco SW de estas estructuras tiene echados de ~30° a 60° de inclinación y el flanco NE tiene echados con 60° o incluso pueden estar invertidos. Estas estructuras forman pliegues de caja abiertos en la cima de la Formación Treviño (Figura 9). En varios flancos de estas estructuras aflora la base de la Formación Indidura sin observar falla. Estas capas adquieren echados suaves con 8° a 15° de inclinación y forman un sinclinal agudo adyacente al anticlinal para dar forma geométrica de escalón (Figura 9 localidades 1 - 21 y Anexo TS 2). Estas estructuras tienen inmersión al SE y se ocultan bajo el suelo, la continuidad de los pliegues al NW pasa a una serie de flexiones que dificultan distinguir su continuidad. En el anticlinal Mahoma hay una falla normal con su plano orientado 020°/80°, con estrías en roca con una componente lateral derecha que se inclina 55° al W (Anexo TS 3).

Figura 8 El contraste de densidad entre rocas volcanoclásticas (Cb), evaporitas y rocas carbonatadas (Ki) y arenisca y lutita (Ks) se identifican en los reflectores por cambios de velocidad en la señal de reflexión en la línea sísmica 2D, adquirida con dinamita como fuente de energía. Puntos de tiro cada 60 m, con tendido bilateral 720-60-0-60-720 y apilamiento 600%, grabación en cinta magnética y proceso no migrado. El pozo Paila 1A (sobre línea de sección) muestra la profundidad del complejo basal que emerge al norte y profundiza al sur, con pliegues imbricados por propagación de falla en rocas del Cretácico. Escala lateral en tiempo (segundos). Ubicación de línea sísmica en la Figura 1. 

Figura 9 Imagen Google Earth que muestra las estructuras Mala Noche, El Tutanero y Cordón La Mancha (a). Simbología para las figuras 10-14: línea amarilla eje anticlinal, la flecha indica inmersión del pliegue, línea azul eje sinclinal, línea blanca falla, echado de las capas en color rojo con valor de inclinación en números blancos o negros según el fondo de la imagen, sección estructural línea verde, localidades estudiadas (ejemplo L-30-32). Explicación en el texto. Datos de localidades en Anexo TS 2. 

Los anticlinales Alamitos, Rincón de los Venados, Rincón de los Bueyes, Las Vacas y La Pedrera se ubican en la porción oriente del Bloque de Coahuila incluidos al margen de estructuras de curvatura amplia (Figura 10). Estos pliegues tienen orientación divergente entre sí, pues sus ejes se orientan entre 15° a 25° al NW, o bien entre 15° a 40° al NE, con longitud de 15 km a 35 km y amplitud de ~600 m. Estos pliegues generalmente se ubican al margen de un relieve fisiográfico con 300 m a 500 m de desnivel entre un valle y la montaña (Figura 10 localidades 31-44, 76-80 y 87-92 y Anexo TS 2). En un flanco del pliegue los estratos se inclinan suavemente de 1° a 15°, mientras que otro flanco, en distancia corta tiene echados de 45° a 80° y forma una charnela anticlinal aguda. De la misma forma hay un eje sinclinal aledaño que da una forma geométrica de escalón a estas estructuras. Las rocas que forman los anticlinales son las formaciones Acatita y Treviño, mientras que en el sinclinal aflora la base de la Formación Indidura con echado subhorizontal. Entre ambos pliegues no se observa falla. Los ejes de estos pliegues tienen inmersión en sus extremos o pasan de manera indefinida con relevo hacia otra estructura, esta forma sugiere geometría de pliegues cónicos o cilíndricos, pero la “vergencia” entre estas estructuras es opuesta de acuerdo con la orientación de sus ejes (Figura 10). Entre el extremo sur de las sierras La Paila y Rincón de los Venados, en los parajes de Mesa el Tule, el Chisguete, cerro el Jabalí al oriente y el cordón Rincón de los Venados ~300 m al poniente se define un sinclinal abierto en rocas de la base de la Formación Indidura y la cima de la Formación Treviño. Este sinclinal tiene su eje orientado 10° NW y separa a los anticlinales Rincón de Los Venados y Las Vacas (Figura 10 localidades 22-30 y Anexo TS 2).

Figura 10 Rasgos morfológicos de las estructuras La Pedrera, Rincón de los Venados, Los Alamitos y Rincón de los Bueyes (a). Croquis estructurales: anticlinales Los Alamitos (b) y La Pedrera (c). Actitud subvertical de la falla La Pedrera, escala de mochila 40 cm de alto (d). Estrías y escalones en calcita del bloque de techo sobre el plano de falla La Pedrera, sentido de movimiento flecha roja (e). Barra negra escala 15 cm. Explicación en el texto. Simbología descrita en la Figura 9. Imagen tomada de Google Earth. 

Los anticlinales Las Vacas y La Pedrera presentan similares características descritas para las estructuras anteriores. Estos dos anticlinales son discontinuos, separados por un relevo estructural y una falla que los aparta (Figura 10). La parte central del anticlinal La Pedrera tiene su eje con el mayor relieve. En el núcleo del pliegue (localidad 44) hay una falla inversa con componente lateral izquierdo al NE, que orienta su plano 030/60° a 165/80°, con raque 30° NE, escalones en roca identifican movimiento lateral izquierdo (Anexo TS 3). En el bloque de techo de esta falla hay estratos de arenisca pre-Cupidito, que sirven como nivel de referencia, que están estructuralmente pocos metros más altos que los mismos estratos ubicados en el bloque de piso (Figuras 10 b a 10f). Esta es la única localidad en la que se observa una falla de este tipo en el núcleo de un pliegue similar. La inmersión del anticlinal La Pradera al NE e identificación de la falla sugieren la rotación de los bloques de piso y de techo como falla de tijera. Al NW de los anticlinales La Pedrera y Las Vacas hay un amplio valle (valle de San Marcos, Pinos o Filipinas), con esporádicos afloramientos de la Formación Indidura, extensas coladas de basalto y relleno de aluvión.

La descripción estructural anterior no está restringida a la porción oriente del Bloque de Coahuila, en otras localidades al poniente hay estas características de deformación identificadas con teledetección y verificadas en campo. Los anticlinales Las Margaritas y La Martha están separados por el valle del Sobaco (Figura 11a), estos pliegues se presentan al margen de un escarpe fisiográfico abrupto, los estratos están poco inclinados en un flanco y en el otro flanco con inclinación acentuada (Figura 11a localidades 72-75, Anexo TS 2). Sus ejes son de gran longitud, para el anticlinal Las Margaritas está orientado ~15°NE y para el anticlinal La Martha su trayectoria variable o sensiblemente N-S, con inmersión al S y ambos pliegues tienen vergencias opuestas entre sí. Estos anticlinales tienen estratos de las formaciones Acatita y Treviño, los echados contrastantes dan una geometría de escalón hacia el amplio valle que los separa. En el valle del Sobaco se identifica un sinclinal paralelo, aledaño al anticlinal La Martha, con echados inclinados suavemente, abierto en la base de la Formación Indidura.

Figura 11 Estructuras La Martha y Las Margaritas al margen del valle El Sobaco (a). Lineamiento estructural entre las sierras de La Campana y Zapatero que se interpreta como un anticlinal angosto, parcialmente discontinuo, oblicuo a los ejes de pliegues orientados N-S (b). Otras estructuras paralelas al lineamiento se presentan al norte. El cerro Móvano con capas moderadamente inclinadas al oriente y falla lateral coexisten en este complejo estructural. Explicación en el texto. Simbología indicada en la Figura 9. Imágenes tomadas de Google Earth. 

Las sierras de La Campana, Tlahualilo y El Zapatero son estructuras de grandes dimensiones, compuestas por estratos de las formaciones Acatita y Treviño con echado mayormente subhorizontal. Con sensores remotos en estas sierras se identifican lineamientos con orientación diversa (Figura 11b), el cuerpo principal de estas sierras se define como braquianticlinales orientados N-S, segmentados por lineamientos diversos al NW, N-S y el más evidente al NE lo define un anticlinal angosto con ~60 km de longitud, con inmersión en sus extremos (Figura 11b). Este anticlinal tiene echados con inclinación contrastante a lo largo de su longitud, con un flanco subvertical escalonado, similar a los anticlinales Las Vacas, La Martha, Margaritas o La Pradera anteriormente descritos. Su verificación no fue posible en este trabajo por estar confinados en latifundios, pero con la observación de acercamiento máximo permitido de acuerdo con la resolución de imágenes satelitales y observaciones de campo a distancia se comprueba su presencia.

En el Bloque de Coahuila se presenta adicionalmente un estilo de deformación formado por conjuntos estructurales complejos, se describen tres de ellos; uno se ubica en la localidad puerto Ventanillas; otro en la sierra del Venado y otro en la sierra El Rey. La característica común de estos conjuntos estructurales es la orientación N-S de los ejes de pliegues, rectilíneos o sinuosos en su desarrollo, con longitud y amplitud variable, con anticlinales y sinclinales con geometrías parcialmente escalonadas, con vergencia bidireccional y fallas de tipo normal expuestas, o bien pliegues agudos que sugieren fallas sepultadas.

El conjunto estructural Ventanillas está delimitado por las sierras Candelaria, El Clarín y Las Delicias que en su porción sur recibe el nombre de El Orégano. Las rocas que arman este complejo estructural corresponden a las formaciones Acatita y Treviño y no se observa que aflore la Formación Indidura. Varios sinclinales se identifican con claridad (La Maroma, Orégano, Ventanillas y Candelaria), son pliegues segmentados o continuos y de amplitud variable y tienen echados desde 10° hasta 80° (localidades 45-58, Anexo TS 2), sin embargo, la identificación de ejes anticlinales no es clara, con excepción de los anticlinales Ventanillas y Candelaria que tiene la forma geométrica escalonada (Figura 12). En este conjunto estructural hay un bloque segmentado por falla. Los estratos de las formaciones Treviño y Acatita están inclinados al oriente con 5° a 15°, pero estas capas están cortadas por planos de falla, una (falla Orégano) con rumbo 140°, inclinada 75° al WSW con estrías en roca con movimiento izquierdo (localidad 52, Anexo TS 3). La zona de falla forma una brecha con clastos angulares y la longitud estimada de esta falla posiblemente es de 10 km, entre el puerto Ventanillas y el cerro Los Aguilar, en este último lugar se interpretan dos fallas orientadas E-W que segmentan la proyección hacia el norte de los pliegues descritos (Figura 12).

Figura 12 Complejo estructural Ventanillas (a). Croquis estructural (b) y panorámica del sinclinal y anticlinal Ventanillas (c). Falla (fv) Ventanillas (d). Estrías sobre el plano de la falla Ventanillas (e). Explicación en el texto. Simbología indicada en la Figura 9. Imagen tomada de Google Earth. 

El valle El Sobaco es una depresión intermontana, de forma triangular, delimitada por las sierras Los Alamitos, Australia, Las Delicias, El Venado, Los Remedios, La Martha y Margaritas, entre estas serranías está el complejo estructural Los Venados (Figura 13). Este complejo está compuesto por varios anticlinales y sinclinales con amplitud variable y longitud en decenas de kilómetros, sus ejes son sinuosos y burdamente orientados N-S, dispuestos en acomodo de tipoechelón, constituidos por rocas de las formaciones Acatita y Treviño, con excepción del anticlinal Mauro, en donde aflora la base de la Formación Indidura. La porción sur la forman tres anticlinales (El Venado, San Lucas y El Mezquite), separados por un prominente sinclinal (San Lucas) y otro sinclinal menor (El Mezquite). Estas estructuras están segmentadas oblicuamente por fallas que se interpretan de tipo normal (Figura 13 localidades 59-68, Anexo TS 2). La continuidad de un par de anticlinales al norte da origen a los pliegues El Caracol y El Venado, separados por un sinclinal amplio que emerge, mientras que ambos anticlinales tienen inmersión al norte (Figura 13 localidades 69-71), con vergencia en direcciones opuestas. En estos conjuntos estructurales ocasionalmente hay estilolitas con disposición normal a la dirección de acortamiento de los pliegues (análisis cinemático Anexo TS 3).

Figura 13 Complejo estructural Los Venados (a) y croquis estructural de los pliegues (b). Panorámica muestra la inclinación de los estratos en el flanco oriente del anticlinal El Caracol (c). Actitud angular que adquieren la charnelas y flanco del anticlinal Mauro (d) y un croquis estructural del pliegue en recuadro (e). Detalle del comportamiento del pliegue El Mezquite (f). Explicación en el texto. Simbología en la Figura 9. Imágenes tomadas de Google Earth. 

Se denomina complejo estructural El Rey a una serie de pliegues peculiares con sus ejes orientados sensiblemente N-S, con varios kilómetros de longitud y amplitud variable, constituidos por las formaciones Acatita, Treviño e Indidura, segmentados por fallas oblicuas o paralelas a estas estructuras. El anticlinal Suerte Loca presenta las características estructurales de pliegues angulares y escalonados descritas previamente, en este caso, con escalonamiento descendente al W. El Anticlinal El Rey es un pliegue simétrico con inmersión al norte, pero cortado al sur por un par de fallas que forman una fosa estructural. En esta fosa se observa la cresta del anticlinal El Rey con giro de rotación contrario a las manecillas del reloj. Al suroeste de esta fosa, en el bloque de techo hay un par de pliegues anticlinales que tienen inmersión y están orientados paralelos a la traza de fallas que forman esta depresión (Figura 14). El anticlinal Berrinche en la porción sur es angosto y agudo, abierto en la Formación Treviño, al poniente hay un sinclinal agudo, sin embargo, en la parte media y norte de este anticlinal aparecen capas fuertemente inclinadas de la Formación Treviño que están en contacto por falla con capas subhorizontales de la Formación Indidura sin que se observen charnelas de pliegues. Los planos de las fallas subverticales tienen brechas que obliteran estrías indicadoras de la cinemática.

Figura 14 Complejo estructural El Rey (a). La imagen adquirida de Google Earth realza las geoformas El Rey y Suerte Loca, cortados por la Falla Atravesada en un bloque hundido que conserva la cúpula del anticlinal El Rey. El anticlinal El Berrinche segmentado por fallas laterales paralelas a la estructura (b). El pozo Tarahumara 1 se ubica al poniente del complejo estructural El Rey. El croquis estructural muestra un corte de la deformación de este sector (c). Explicación en el texto. Simbología en la Figura 9. 

6.1. EVOLUCIÓN ESTRATIGRÁFICA

La petrografía de núcleos de pozos obtenida de informes inéditos de Petróleos Mexicanos y ^{Grajales-Nishimuraet al. (1992)} indican una composición mineralógica de vulcanismo félsico de un arco magmático continental. La isotopía K/Ar y Rb/Sr de estos núcleos dan una gama amplia de edades con la técnica analítica utilizada en la década de 1980. Considerando que la datación U/Pb con granos de circón es una técnica moderna y en el contexto regional sitúan la edad del arco Nazas entre 180-178 Ma y 170-169 ± 2 Ma en su localidad tipo (^{Lawton y Molina-Garza, 2014}) y entre 184-183 Ma y 167-163 Ma en el valle Huizachal (^{Rubio-Cisneros y Lawton, 2011}). De acuerdo con las limitaciones y alcances de los métodos utilizados por análisis de isótopos en los núcleos aquí discutidos, las edades numéricas entre 223 ± 20 Ma (203), 236 ± 39 Ma (197) y 163 ± 8 Ma (171), la tolerancia de estas mediciones, litología y posición estratigráfica, estas rocas pueden pertenecer al arco Nazas (^{Barbozaet al., 2008}, ^{Eguiluz-de Antuñanoet al., 2014b}). Por lo tanto, considerando la idea de ^{Anderson y Silver (1979)} que al norte de la megacizalla Mojave-Sonora no se emplazó el arco Nazas no hay fundamento para proponer el paso de la megacizalla Mojave-Sonora al sur de este bloque ya que en éste hay rocas volcánicas de este arco. Por otro lado, la falla de San Marcos es el límite norte del Bloque de Coahuila y no hay datos cinemáticos firmes que apoyen un corrimiento lateral de la magnitud propuesta para el paso de la megacizalla Mojave-Sonora (^{Chávez-Cabello, 2005}), la falla San Marcos está más vinculada a la génesis de una cuencariftdurante la apertura del Golfo de México que a una cuencapull-apart(^{Eguiluz-de Antuñano, 2001} y ^{Eguiluz-de Antuñano y Chávez-Cabello, 2022}). El paso de la megacizalla citada hacia el noreste de México sigue siendo una hipótesis no probada.

Las sucesiones litológicas descritas en la La Pedrera y el pozo Tarahumara 1 son evidencia de la invasión marina transgresiva que cubrió la periferia del Bloque de Coahuila en una edad más temprana que lo reportado en trabajos antecedentes (^{Humphrey, 1956}; Lehemannet al., 1999; ^{Humphrey y Díaz, 2003}). La cubierta sedimentaria que prosiguió su depósito durante el Albiano y el Cenomaniano temprano constituye una plataforma de ambiente lagunar, con periodos de transgresión y regresión, su estudio secuencial está fuera del alcance de este trabajo.

Las secciones estratigráficas aquí descritas muestran que a partir del Cenomaniano tardío la sedimentación no tuvo interrupción. Está sedimentación está compuesta en la base por una sucesión de caliza, arenisca fina y marga representada por dos unidades distinguibles de la Formación Indidura, la unidad inferior mayormente menos arcillosa y arenosa que la unidad superior (Figura 7a). A esta formación le sigue el depósito predominante pelítico (Formación Parras) de edad Coniaciano y Santoniano y culmina con el depósito de facies de delta y fluvial del Grupo Difunta de edad Campaniano, así como las capas La Soledad, esta última posiblemente puede ser Maastrichtiano. Sobre el Bloque de Coahuila, en el subsuelo, la sucesión sedimentaria del Cretácico Superior tiene espesores de 1126 m en el Pozo Paila 1 A, 1143 m en el pozo Mayrán 1 y 990 m en el pozo Tlahualilo 1. Depósitos similares aledaños al entorno de este bloque en las sierras La Fragua y La Madera (^{Leyva, 1970}), tienen espesores de ~1000 m. Los espesores aquí descritos para el Cretácico Superior son significativamente menores comparados con facies similares isócronas en otras localidades vecinas al Bloque de Coahuila, con un espesor mayor a 2000 m en el área oriente de la Cuenca de Parras y el área de La Popa (^{Murrayet al., 1962}; Soegardet al., 2003). Se infiere que la sucesión sedimentaria para el Cretácico Superior sobre el Bloque de Coahuila puede ser una condensación estratigráfica en el sentido propuesto por ^{Gómez y Fernández-López (1992)}, al presentar un espesor menor comparado con sucesiones similares isócronas, como sucede con depósitosforebulgeen otros lugares (^{DeCelleset al., 1995}); sin embargo, el control tectónico y sedimentario del Bloque de Coahuila puede ser originado por un alto de basamento heredado (^{Auboin, 1965}; ^{Wilson, 1990}) y no al efecto ocasionado por isostasia, como lo define el propio conceptoforebulgeque ha sido extrapolado a otras sucesiones de México (^{Lawtonet al., 2014}; ^{Fitz-Díazet al., 2018}; ^{Juárez-Arriagaet al., 2019}).

Los datos estratigráficos aportados por los pozos Zarca 1, Parral 1, Bermejillo 1, Ceballos 1 y Tlahualilo 1 (Figura 5), identifican cambios litológicos en rocas del Cretácico Inferior que sugieren una extensión más amplia hacia el SW del Bloque y Plataforma de Coahuila, respecto a reconstrucciones paleogeográficas previas (^{Imlay, 1936}; ^{Alvarez, 1949}; ^{Garza-González, 1973}; ^{Padilla y Sánchez, 1985}; ^{Chávez-Cabelloet al., 2005}; ^{Fitz-Díazet al., 2018}). La napa de Parras tectónicamente transportó facies litorales y de cuenca del Jurásico Superior y Cretácico Inferior, desde una posición original actualmente no conocida, sobre facies características del dominio sedimentario de la Plataforma de Coahuila, expuestas en la ventana del Número (^{Tardy, 1980}), así como lo constatan los pozos Bermejillo 1, Zarca 1 y Parral 1 (Figuras 1, 4 y 5). En estos pozos, debajo del manto alóctono, hay litologías de edad pre-Aptiano (formaciones Cupido, La Virgen y Carbonera) que indican facies marginales a la paleoisla de Coahuila, por lo que la posición de estas formaciones es relativamente autóctona, mientras que la posición que ocupan las rocas de cuenca y litorales en el manto alóctono están lejos de definir el borde insular, los datos presentados aquí sustentan bosquejar que el borde SW de la isla y Plataforma de Coahuila está sepultado en el subsuelo, más lejos de lo que trabajos previos lo concibieron (Imlay, 1936; Álvarez, 1949; ^{Humphrey, 1956}).

6.2. EVOLUCIÓN ESTRUCTURAL

Este trabajo reconoce tres grupos de estructuras con estilos de deformación diferente en rocas del Cretácico sobre El Bloque de Coahuila. En los bordes SW y NE de este bloque las estructuras definen un vector de acortamiento (sigma 1) que es congruente con la dirección de transporte del Orógeno Mexicano durante el Paleógeno y no hay controversia con criterios previos (^{Eguiluz-de Antuñanoet al., 2000a}; ^{Chávez-Cabello, 2005}; ^{Fitz-Díazet al., 2018}). La deformación de pliegues de curvatura amplia (braquianticlinales) sobre este bloque muestran una orientación subparalela a los pliegues de las cuencas del Centro de México y Sabinas (Figura 1 y Anexo TS 4), esta deformación ha sido reconocida previamente y se considera que los plegamientos representan una deformación atenuada por estar colocados sobre un bloque tectónico relativamente estable (^{Alvarez, 1949}; ^{Humphrey, 1956}), o son interpretados como pliegues por deformación tardía (^{Tardy, 1980}), en ambos casos relacionada con acortamiento de una segunda fase de deformación en este bloque. Rocas volcánicas y sedimentarias del Paleógeno deformadas se incluyen que participan en esta segunda fase.

Este trabajo reconoce pliegues con un estilo de deformación diferente, de una tercera fase, como conjuntos estructurales no descritos previamente en la literatura geológica, estas estructuras no definen un vector preferente de acortamiento sigma 1 o extensión sigma 3 (Figura 15 y Anexo TS 2 y 3).

Figura 15 Las redes estereográficas muestran vectores de acortamiento (señalado con semicírculo Pi en línea negra gruesa y flechas rojas) de las estructuras descritas en el texto (a-n), a partir de datos de la proyección polar de So (círculos rojos). Línea roja proyección de planos de estilolitas. Línea azul proyección de planos de falla. Tensores de esfuerzos en zonas de falla (o-q), estrías indicadas con flecha pequeña. Descripciones estructurales en el texto. Datos en Anexo TS 2 y 3. 

Estos conjuntos de pliegues tienen charnelas agudas en anticlinales y sinclinales, estilolitas tipo E2 (normales al vector de acortamiento y al plano del estrato) y forma geométrica escalonada. Estas características sugieren que la cubierta sedimentaria se deformó de manera mayormente dúctil. Fallas inversas y normales con componente lateral con potencial origen en posibles fallas reactivadas del sustrato pre-Cretácico y estrías capa a capa, estos datos sugieren comportamiento frágil. La combinación dúctil y frágil de deformación se conceptualiza en un modelo (Figura 16). En base a niveles estratigráficos de referencia entre las formaciones Treviño e Indidura se calcula que hay desplazamientos con salto vertical relativo entre los bloques de piso y techo estimado en varios casos no mayor a 500 m. La edad de deformación de estos pliegues se desconoce, posiblemente sea posterior al Eoceno como se discute a continuación. No se descarta la evidencia regional de transpresión que puede identificarse por lineamientos regionales (^{Aranda-Gómezet al, 2001}; ^{Treviño-Rodríguez, 2019}). Esta observación puede ser aplicada al lineamiento presente entre las sierras La Campana, Tlahualilo y El Zapatero, orientado NE-SW (Figuras 1 y 12b). ^{Eguiluz-de Antuñano (1984)} argumenta que existen tres lineamientos mayores orientados NNW-SSE (lineamientos El Caballo, Almagre y Camargo), que desplazan lateralmente a estructuras características del Orógeno Mexicano y del Bloque de Coahuila (Figura 1), con base en estas características la edad del desplazamiento este autor consideró pudiera ser del Oligoceno o Mioceno. Otro argumento que hay para sustentar la edad de deformación post-Eoceno en el Bloque de Coahuila se encuentra en las relaciones estratigráficas y edad que tiene la Formación Ahuichila. Esta formación es un depósito sedimentario continental (^{Rogerset al., 1956}), en las localidades de las sierras del Yeso y España (^{Kellum, 1936}; ^{Eguiluz-de Antuñanoet al., 2022c}) el contacto inferior de esta formación es una discordancia paralela con estratos de rocas del Cretácico Inferior. En ambas localidades los estratos de las formaciones Ahuichila y rocas cretácicas comparten fuerte inclinación y llegan a ser subverticales, lo que pone de manifiesto que ambas sucesiones estratigráficas están afectadas por una deformación compartida. Granos de circón obtenidos en tres tobas de la Formación Ahuichila tienen edades U-Pb de 26.4 + 1.1/-0.4 Ma con la edad del circón más joven (~24 ± 2 Ma), otra muestra dio 26.2 +0.6/-0.6 Ma y una tercera muestra 27.8 +0.4/-0.6 Ma con el método TuffZirc, mientras que de una capa de arenisca en la parte inferior de esta formación se obtuvo una edad promedio ponderada de 28.1 + 0.5 Ma (^{Eguiluz-de Antuñanoet al., 2022d}), edades que son consistentes en el conjunto analizado. Por lo tanto, el depósito de la Formación Ahuichila se puede situar en el Oligoceno y su deformación es posterior, deformación que posiblemente sea de carácter regional.

Figura 16 Modelo de deformación de pliegues escalonados en el Bloque de Coahuila. Fallas inversas de ángulo alto (flecha azul) cortan al sustrato basal y originan anticlinales (líneas rojas) y sinclinales (línea azul) angostos, agudos y con inmersión que deforman la cubierta sedimentaria con comportamiento mayormente dúctil. 

Los pozos Tlahualilo 1, Mapimí 1, Escalón 1, Durango 1, Ceballos 1 y Bermejillo 1 (Figura 1), sugieren que en el poniente del área estudiada (lagunas El Rey, Palomas, Bolsón de Mapimí) hay fallas con mayor desplazamiento que dan origen a valles intermontanos amplios con relleno grueso de sedimentos aluviales, fluviales y lacustres, “poco consolidados” en base a la facilidad de penetración de la barrena en los equipos de perforación, la edad de estas rocas se desconoce. Estos depósitos de espesor considerable es probable que procedan de la erosión de bloques altos, limitados por fallas de basamento en una etapa tectónica más joven al acortamiento del Paleógeno, posiblemente relacionados con la formación del sistemabasin and rangedel Mioceno. La deformación que tienen rocas volcánicas y depósitos continentales más jóvenes (cerro Móvano) con variable inclinación en esta región queda al margen de este trabajo.