Terreno Oaxaquia del Oeste

El terreno Oaxaquia del Oeste (^{Centeno-García et al., 2008}) está constituido por sucesiones del Mesozoico superior al Cenozoico que descansan sobre un basamento compuesto producto de las acreciones del Neoproterozoico con el Cratón de Norteamérica (^{Campa y Coney, 1983}). El basamento compuesto está formado por ortogneises y paragneises del complejo metamórfico Novillo, asociados al supercontinente Rodinia (~1 Ga; ^{Ortega-Gutiérrez, 1978}; ^{Keppie y Ortega-Gutiérrez, 2010}), y por rocas metavolcánicas y metasedimentarias del Esquisto Granjeno (~430-300 Ma; ^{Dowe et al., 2005}; ^{Nance et al., 2007}; ^{Barboza-Gudiño et al., 2011}). Una gruesa cobertura sedimentaria paleozoica descansa en discordancia angular-erosiva sobre las unidades del basamento (e.g., formaciones Cañón de Caballeros, La Yerba; ^{Gursky y Michalzik, 1989}; ^{Stewart et al., 1999}; Figura 2). Intrusivos del Pérmico-Triásico de composición granítica y granodiorítica cortan a las rocas del basamento compuesto y su cobertura sedimentaria paleozoica (^{Torres et al., 1999}; Figura 2). Durante el Triásico Tardío, un régimen distensivo favoreció la ruptura del supercontinente Pangea, desarrollando cuencas intracontinentales de tipo rift, rellenas por sucesiones fluviales-aluviales de la Formación El Alamar del Carniano-Noriano (^{Barboza-Gudiño et al., 2010}). Estas secuencias posiblemente migraban hacia el suroeste, formando depósitos de abanicos submarinos constituidos por turbiditas de la Formación Zacatecas del Ladiniano-Carniano (^{Centeno-García y Silva-Romo, 1997}; ^{Gómez-Luna et al., 1998}; ^{Silva-Romo et al., 2000}; ^{Barboza-Gudiño et al., 2012}; Figura 2). Entre el Jurásico Temprano y Medio, ocurrió un régimen de subducción hacia el este, a lo largo de la margen pacífica de México y su posterior roll-back habría propiciado la instauración de arcos continentales de tipo extensional en el centro y oeste (^{Barboza-Gudiño et al., 2014}). Estos arcos estuvieron constituidos por sucesiones volcano-sedimentarias, que incluyen depósitos de composición andesítica a basáltica, riolitas interestratificadas con capas rojas volcaniclásticas de las formaciones Nazas, La Boca y La Joya (^{Silva-Romo et al., 2000}; ^{Bartolini et al., 2001}; ^{Barboza-Gudiño et al., 2008}, 2010; ^{Rubio-Cisneros y Lawton, 2011}; ^{Rubio-Cisneros, 2012}; ^{Barboza-Gudiño et al., 2014}; ^{Lawton y Molina-Garza, 2014}; Figura 2). Durante el Jurásico Tardío y Cretácico Temprano más inferior, un régimen transtensional, favorecido por una subducción oblicua en la margen pacífica de México y la apertura del Golfo de México, facilitó el desarrollo de cuencas intra cratónicas y de tipo deslizamiento a rumbo (strike-slip) (^{Michalzik, 1988}; ^{Ocampo-Díaz et al., 2008}; ^{Ocampo-Díaz, 2011}; ^{Ocampo-Díaz et al., 2014}). Dichas cuencas fueron rellenas por sucesiones calcáreas y clásticas de cuenca, plataforma y sistemas marinos marginales, originando las formaciones Zuloaga, La Casita, La Caja y Taraises (^{Götte y Michalzik, 1992}; ^{Goldhammer, 1999}). En el Cretácico Temprano más tardío, prevaleció un régimen de tipo pasivo favorecido por la ruptura del Golfo de México, generándose un sistema transgresivo de primer orden (con ciclos transgresivos y regresivos de segundo orden), durante el cual se instauraron los grandes sistemas de plataformas carbonatadas que están representadas por las formaciones Cupido, Tamaulipas Inferior, La Peña, Otates, Tamaulipas Superior y Cuesta del Cura (^{Michalzik, 1988}; ^{Goldhammer, 1999}; ^{Lehmann et al., 1999}; ^{Murillo-Muñetón y Dorobek, 2003}; Figura 2). Durante el Cretácico Tardío, las sucesiones carbonatadas asociadas con la apertura y subsidencia progresiva del Golfo de México, fueron cubiertas por depósitos clásticos de ambientes marinos-marginales y profundos, marcando un cambio fundamental en las condiciones de depósito del noreste y centro de México. Este cambio ha sido estrechamente relacionado con la acreción/amalgamación del terreno Guerrero, que se tratará en otras secciones (^{Silva-Romo, 1993}; ^{Centeno-García y Silva-Romo, 1997}; ^{Goldhammer, 1999}) y/o por la subducción de la placa Farallón (^{Pindell y Kennan, 2009}). Estas sucesiones clásticas constituyen los depósitos sinorogénicos de las formaciones Indidura, Soyatal, Concepción del Oro, Caracol, Cárdenas, San Felipe y Parras, y constituyen el desarrollo y evolución del sistema de cuencas de antepaís en el centro y noreste de México (^{Goldhammer, 1999}; ^{Martínez-Paco et al., 2011}; ^{Martínez-Paco, 2013}; ^{Pinzon-Sotelo, 2013}; Figura 2).

Figura 2 Columnas estratigráficas de los diferentes terrenos tectonoestratigráficos documentados en la región central de México (modificada y adaptada de ^{Centeno-García, 2005}; ^{Centeno-García et al., 2008}; y de las referencias citadas en este trabajo). 

Terreno Central

^{Centeno-García (2005)} y ^{Centeno-García et al. (2008)}, sugieren que el origen del basamento del terreno Central es incierto, e infieren que es diferente al basamento Proterozoico del terreno Oaxaquia, debido a que las rocas más antiguas son expuestas en las cercanías con un complejo de acreción relacionado con subducción, denominado Formación Taray del Paleozoico (^{Anderson et al., 2005}; ^{Centeno-García, 2005}; ^{Centeno-García et al., 2008}; Figura 2). A este complejo de acreción le sobreyacen discordantemente rocas volcánicas de composición riolítica a andesítica (Formación Nazas) y capas rojas volcaniclásticas de edad Oxfordiana (Formación La Joya; ^{Jones et al., 1995}; ^{Anderson et al., 2005}; ^{Centeno-García, 2005}). Estas rocas cambian transicionalmente a calizas marinas marginales y a clásticas-carbonatadas con edades entre el Jurásico Tardío y el Cretácico Tardío, correlacionables con las unidades de los terrenos Oaxaquia del Oeste y Parral (e.g., formaciones Zuloaga y La Caja). La Formación Taray consiste de intercalaciones de arenisca rica en cuarzo, lutita y escasos lentes de pedernal negro, altamente deformados (^{Anderson et al., 2005}; ^{Centeno-García, 2005}). De acuerdo con ^{Anderson et al. (2005)} y ^{Díaz-Salgado et al. (2003)}, esta unidad contiene bloques de diversos tamaños de rocas volcánicas, arenisca cuarzosa, intercalaciones de lutita y arenisca, y fragmentos de caliza y conglomerado calcáreo relacionado con rellenos de canal, que contienen bivalvos, crinoides, gasterópodos, corales y briozoarios. La edad de la Formación Taray es incierta, debido a que en los bloques de caliza se han identificado fusulínidos del Paleozoico tardío? (^{Anderson et al., 1990)}, mientras que ^{Barboza-Gudiño et al. (1998)} y ^{Bartolini et al. (2001)}, han documentado impresiones de pelecípodos muy similares a los que han sido reportadas en las sucesiones de la Formación Zacatecas del Triásico Tardío (Cárnico). Por tal motivo, ^{Centeno-García (2005)} sugiere que la Formación Taray pudo depositarse durante el Pérmico más Tardío y el Jurásico Medio, considerando las relaciones estratigráficas que esta unidad presenta con las rocas del Oxfordiano.

Terreno Parral

El terreno Parral está compuesto por un complejo metamórfico del Paleozoico (?) al que le sobreyace, por contacto tectónico, sucesiones volcánicas y volcaniclásticas, clásticas y carbonatadas del Triásico Temprano al Cretácico (^{Centeno-García, 2005}; ^{Centeno-García et al., 2008}; ^{Eguiluz de Antuñano et al., 2014}; Figura 2). El basamento del terreno Parral está constituido por el Esquisto Pescaditos, caracterizado por esquistos de muscovita-granate y clorita de la facies esquistos verdes, y esquistos de muscovita-cordierita de la facies anfibolita, con horizontes blastomiloníticos entre el esquisto y diques (^{Centeno-García, 2005}; ^{Eguiluz de Antuñano et al., 2014}). Las edades documentadas por K-Ar sugieren edades de 350 y 326±26 Ma (^{Zaldívar y Garduño, 1984}; ^{Eguiluz y Campa, 1982}). Edades más antiguas que 360 Ma documentadas por Ar-Ar han sido registradas en diques graníticos sintectónicos (^{Centeno-García, 2005}). La sucesión volcanosedimentaria y sedimentaria que sobreyace a esta unidad litodémica está conformada por las formaciones Gran Tesoro, Tres Varones, Zuloaga, La Caja y Grupo Mezcalera (^{Eguiluz de Antuñano et al., 2014}). La Formación Gran Tesoro del Triásico Tardío al Jurásico Temprano, está conformada por la unidad 1, compuesta de filita, pizarra, andesita, basalto, microdiorita y ultrabasanita sepentinizada; y la unidad 2, caracterizada por lutita y limolita muy deformadas, con escasos niveles de tobas. Diques de diabasa, cortados por diques graníticos, ambos deformados, cortan a la unidad 2. Lechos rojos y sucesiones volcánicas de la Formación Nazas cubren discordantemente a la Formación Gran Tesoro (^{Centeno-García et al., 2008}), las cuales pasan gradualmente a caliza del Tithoniano. La sedimentación clástica y calcárea del terreno Parral cambia gradualmente con los depósitos clásticos y calcáreos que cubren a los terrenos Central y Oaxaquia del Oeste (^{Centeno-García, 2005}; ^{Centeno-García et al., 2008}; Figura 2).

Terreno compuesto Guerrero

El terreno compuesto Guerrero está conformado por un basamento metamórfico Triásico denominado Complejo de Arteaga, al que le sobreyacen discordantemente ensambles de arco submarino del Bajociano-Cenomaniano, desarrollados dentro de un ambiente intra-oceánico (^{Campa y Coney, 1983}; ^{Lapierre et al., 1992}; ^{Tardy et al., 1994}; ^{Centeno-García et al., 2008}; ^{Martini et al., 2014}), el cual fue acrecionado al México nuclear durante el Albiano-Cenomaniano (^{Centeno-García et al., 2003}; ^{Guerrero-Suastegui, 2004}; ^{García-Díaz, 2004}; ^{Centeno-García et al., 2008}; ^{Martini et al., 2011}; ^{Martini et al., 2014}). De acuerdo con ^{Centeno-García et al. (2008)}, el terreno compuesto Guerrero está formado por los terrenos Teloloapan, Guanajuato, Arcelia, Tahue y Zihuatanejo (Figura 2).

Terreno Guanajuato

El terreno Guanajuato se caracteriza por ensambles de arco del Jurásico Medio al Cretácico Temprano. De acuerdo con ^{Martini et al. (2011)}, está conformado por los ensambles petrotectónicos de Arperos, El Paxtle y La Esperanza, a los que sobreyace en discordancia angularerosiva la Formación La Perlita del Albiano. El ensamble de Arperos consiste de la Formación Arperos, constituida por una sucesión de basaltos almohadillados, hialoclastitas, pedernal rico en radiolarios y lutita con pedernal, cubiertos por turbiditas laminadas de estratificación delgada (Figura 2). El ensamble El Paxtle está conformado por la Formación El Paxtle y el complejo de intrusivos Tuna Manza. La Formación El Paxtle está compuesta por basaltos almohadillados masivos, hialoclastitas, tobas basálticas, pedernal, arenisca volcánica y lutita. El ensamble La Esperanza está conformado por las formaciones La Esperanza y Valenciana. La Formación La Esperanza está constituida por intercalaciones de lutita, arenisca de grano muy fino a grueso con estratificación delgada y escasos niveles de conglomerado con morfología lenticular. La Formación Valenciana está constituida por caliza microcristalina laminada, finamente estratificada y lutita. De acuerdo con los mismos autores, estas unidades se encuentran en contacto tectónico unas sobre otras.

Terreno Zihuatanejo

El terreno Zihuatanejo es el más grande de todos los terrenos del terreno compuesto Guerrero; se extiende desde Zihuatanejo hasta Guanajuato (^{Centeno-García et al., 2008}; Figura 1). Éste presenta un basamento del Triásico constituido por turbiditas ricas en cuarzo, tectónicamente imbricadas, denominado Complejo de Arteaga o Complejo Las Ollas (^{Talavera, 2000}). El Complejo de Arteaga, de edad Ladiniano-Noriano, (^{Campa et al., 1982}), está constituido por turbiditas ricas en cuarzo (lutita y arenisca), pedernal negro y verde, tobas máficas que forman un depósito caótico constituido por basaltos almohadillados, diabasa, gabro bandeado, pedernal y caliza, todos ellos deformados (^{Centeno-García et al., 2003}; ²⁰⁰⁸; Figura 2). De acuerdo con ^{Mendoza y Guerrero-Suastegui (2000)}, la sucesión del terreno Zihuatanejo consiste de más de 2000 m de arcos volcánicos y rocas sedimentarias relacionadas del Cretácico Temprano (Albiano). La base de la sucesión está compuesta por 1500 m de flujos de lava andesítica a dacítica intercalada con turbiditas volcaniclásticas, mientras que hacia la cima de la unidad se presentan abundantes ignimbritas félsicas con depósitos de caída. Las edades de las rocas sedimentarias relacionadas con el terreno Zihuatanejo se hacen más antiguas hacia la región central de México, como lo han documentado ^{Grajales y López (1984)}, quienes encontraron edades del Neocomiano en la región de Colima.

Relación entre el terreno compuesto Guerrero y Oaxaquia

El límite entre el terreno compuesto Guerrero y el terreno Oaxaquia está obscurecido por ignimbritas cenozoicas de la Sierra Madre Occidental. Sin embargo, en Guanajuato y Valle de Bravo, el límite está bien expuesto (^{Freydier et al., 2000}). En la región de Guanajuato está representado por metaturbiditas altamente cizalladas y plegadas, diques riodacíticos y flujos de lava asociados con depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos que cabalgan a sedimentos carbonatados del Cretácico Inferior relacionados con el terreno Sierra Madre (Freydier et al., 1996; ^{Martini et al., 2011} y ²⁰¹⁴). El origen de este límite ha sido muy bien esclarecido, y se atribuye a la acreción/amalgamación de las sucesiones del terreno Guerrero contra el México nuclear, desarrollada por una subducción hacia el oeste de la placa de Norteamérica, y por el colapso y clausura de la denominada cuenca de Arperos o terreno Guanajuato durante el Aptiano Tardío (e.g., ^{Ortiz-Hernández et al., 1990}; ^{Freydier et al., 1996}; ²⁰⁰⁰; ^{García-Díaz, 2004}; ^{Guerrero-Suastegui, 2004}; ^{Martini et al., 2011} y ²⁰¹⁴). Sin embargo, la interpretación de estos autores, muestra diferencias importantes en las edades de la posible acreción/amalgamación del terreno compuesto Guerrero. La edad de acreción más antigua ha sido propuesta por ^{Martini et al. (2014)} quienes indican que la acreción pudo efectuarse entre el Barremiano y el Cenomaniano tardío. ^{Martini et al. (2011} y ²⁰¹²⁾ proponen que este proceso de acreción cortical se realizó durante el Aptiano tardío, mientras que ^{Ortiz-Hernández et al. (1992)}, ^{Freydier et al. (1996}; ²⁰⁰⁰), ^{Guerrero-Suastegui (2004)}, ^{García-Díaz (2004)}, ^{Martini et al. (2014)} sugieren que este proceso ocurrió durante el Albiano-Cenomaniano. ^{Centeno-García et al. (2008)} sugieren que la acreción final del terreno Guerrero ocurrió entre el Turoniano y el Maastrichtiano.

Estratigrafía

La Cuenca Mesozoica del Centro de México, nombrada por ^{Carrillo-Bravo (1971)}, está conformada por una sucesión de sedimentos marinos de más de 6000 metros de espesor. Consiste principalmente de carbonatos de edad Jurásico Tardío y Cretácico Temprano, así como rocas clásticas marinas y marinas marginales del Cretácico Tardío. El desarrollo de esta cuenca estuvo ligado con la transgresión marina desde el Golfo de México que inició en el Jurásico Medio y alcanzó su mayor profundidad durante el Cretácico. La base de los depósitos del Cretácico Superior ha sido descrita como depósitos marinos marginales y marinos profundos con edades que varían del Turoniano hasta el Campaniano (^{De Cserna, 1956}; ^{Rogers et al., 1956}; ^{Pearson et al., 1988}; ^{Pinzon-Sotelo et al., 2012a}; ^{Pinzon-Sotelo, 2013}). La unidad más antigua y mejor expuesta ha sido denominada como Formación Caracol, la cual es accesible en afloramientos de arroyos y sobre cortes de carretera, en los estados de Zacatecas, San Luis Potosí y Durango. Sin embargo, como se describe a continuación, las características estratigráficas, paleontológicas y geocronológicas de esta unidad en la sección tipo en la sierra de Parras, Coahuila, propuesta por ^{Imlay (1936)}, son muy contrastantes con los resultados aquí mostrados, por lo que se propone emplear el nombre de Formación Concepción del Oro para las sucesiones que afloran en la región de Concepción del Oro, mismas que pueden ser correlacionadas con las unidades expuestas en los estados previamente descritos.

Formación Concepción del Oro (antes Formación Caracol)

Antecedentes

La Formación Caracol fue definida originalmente por ^{Imlay (1936)} en el lado oeste del Arroyo Caracol, al oriente de la sierra de San Ángel, en la sierra de Parras, Coahuila, y fue descrita como una sucesión compuesta por toba devitrificada, lutita y caliza en menor proporción. El mismo autor mencionó que en la localidad tipo también se observa toba de color amarillo, de grano fino, interestratificada con capas micáceas de espesores medianos y lutita fisible; le asigna una edad probable del Coniaciano al Santoniano. ^{De Cserna (1956)} describió a la Formación Caracol en la parte oriental del Anticlinorio de Parras, Coahuila, como una alternancia de arenisca calcárea con lutita y limolita calcárea de color gris que alteran a color amarillo; en las cercanías de los anticlinorios Arteaga y Parras, Coahuila, contiene más estratos tobáceos de color gris verde o amarillento. ^{Rogers et al. (1956)} detallaron que la Formación Caracol consiste de intercalaciones de lutita y arenisca, en el distrito minero de Concepción del Oro, Zacatecas. La lutita es moderadamente calcárea a arenosa; la arenisca se presenta en estratos delgados a masivos. ^{Pearson et al. (1988)} describieron a la Formación Caracol en Real de Ángeles, Zacatecas, como una alternancia de capas de arenisca y limolita de espesores variables, con intercalaciones de material carbonoso. ^{Enciso de la Vega (1963)} describió a esta unidad en Nazas, Durango, como una sucesión de intercalaciones de arenisca de grano fino a medio y lutita arenosa y arcillosa; los espesores de los estratos son delgados a medianos. ^{PEMEX (1988)} por medio de un estudio sobre la estratigrafía del Mesozoico, reporta que la Formación Caracol está conformada por una sucesión irregular de lutita, arenisca y caliza, con interestratificaciones de toba devitrificada, que aflora principalmente en los estados de Durango, Zacatecas y San Luis Potosí. ^{Silva-Romo (1993)} y ^{Centeno-García y Silva-Romo (1997)}, detallan en la sierra de Salinas, Zacatecas, que la Formación Caracol consiste de arenisca que muestra la secuencia Bouma, atribuyéndole su procedencia a la erosión de un arco magmático situado al oeste. ^{Lawton (2012)}, por medio del análisis de U-Pb en circones magmáticos de los estratos tobáceos de la base de la unidad en la sierra de Parras, le asigna una edad de ~85.9 ± 0.4 Ma., situándola en el Santoniano. ^{Pinzon-Sotelo et al. (2012a)} y ^{Pinzon-Sotelo (2013)}, en el área de Concepción del Oro, describieron a la Formación Caracol como una alternancia rítmica de arenisca de grano fino a muy grueso y lutita, con escasos niveles de conglomerado. Los estratos arenosos muestran geometrías tabulares y acuñadas, con contactos inferiores rectos y erosivos, variando de delgados a gruesos. Los estratos de lutita varían de delgados a muy gruesos. Los mismos autores describieron a la Formación Caracol con base en dos miembros: 1) miembro Tierras Blancas, caracterizado por una facies con estratos que engrosan hacia la cima y gradación inversa, con granulometría de arenas medianas a arenas finas, gradación normal, laminación paralela, laminación cruzada tangencial, rizaduras asimétricas, rizaduras escalonadas, estratificación cruzada tipo hummocky, con un espesor de 380 m; y 2) miembro Rancho Viejo, conformado por dos facies: una constituida por intercalaciones de lutita y arenisca con estratos que engrosan hacia la cima y gradación inversa, y que cambian a una disminución en el espesor de los estratos y gradación normal; la granulometría de los estratos arenosos varía de arenas medianas a gruesas, laminación paralela, pisos de tracción, laminación cruzada tangencial, rizaduras asimétricas, rizaduras escalonadas, laminación convoluta y clastos flotados, con un espesor de 500 m. La otra facies tiene 200 m de espesor, está formada por depósitos de derrumbe (slumps) altamente deformados, con características estratigráficas y paleontológicas del Miembro Tierras Blancas.

El análisis de los antecedentes estratigráficos previamente descritos y su comparación con las características litológicas descritas en la definición original de la Formación Caracol por ^{Imlay (1936)}, secundadas por ^{De Cserna (1956)}, ^{Rogers et al. (1956)} y ^{Enciso de la Vega (1963)}, denotan características muy contrastantes entre la Formación Caracol en su localidad tipo, con los estratos expuestos en las inmediaciones de Concepción del Oro, siendo: 1) Las tobas abundantes, en el arroyo Caracol, sierra de Parras, no están presentes en el área de Concepción del Oro; 2) La amplia presencia de lutita, con espesores de hasta 70 m en la Formación Caracol (^{Imlay, 1936}), no muestra espesores mayores a 2 m en el área de estudio, y 3) la edad documentada en estratos tobáceos más antiguos en la sierra de Parras, sitúan a la Formación Caracol en el Santoniano (~85.9 ± 0.4 Ma, ^{Lawton, 2012}). El Miembro Tierras Blancas que es la unidad más antigua en Concepción del Oro, tiene una edad entre el Turoniano tardío y el Coniaciano temprano; el Miembro Rancho Viejo, de edad más joven y correlacionable con la Formación Caracol que aflora en la sierra de Parras, varía del Santoniano tardío al Campaniano temprano. Bajo estas consideraciones, se propone abandonar la nomenclatura de Formación Caracol propuesta por ^{Imlay (1936)}, y secundada por diversos autores (e.g., ^{De Cserna, 1956}; ^{Rogers et al., 1956}; ^{Pearson et al., 1988}), quienes describen a las sucesiones del Cretácico Tardío (Turoniano-Campaniano) como Formación Caracol, y se propone emplear de manera formal el nombre de Formación Concepción del Oro, compuesta por los miembros Tierras Blancas y Rancho Viejo, como ha sido descrito por ^{Pinzon-Sotelo et al. (2013)} para las sucesiones expuestas en la inmediaciones de Concepción del Oro, Zacatecas, que muestran las siguientes características estratigráficas.

Definición y localidad tipo

Los afloramientos mejor expuestos de la Formación Concepción del Oro se encuentran en las Barrancas Tierras Blancas I y II, Rancho Viejo y Gallineros, al noreste de Mazapil, Zacatecas (Figuras 3-⁵). La Barranca Tierras Blancas II, situada en las siguientes coordenadas geográficas: 24°41'58.3''N y 101°33'14.10''W, es considerada en el presente trabajo como la localidad tipo, donde las rocas están prácticamente sin deformar y se encuentran claramente expuestas las características y relaciones estratigráficas de la unidad. La Formación Concepción del Oro consiste de intercalaciones de lutita y arenisca, y escaso conglomerado; la arenisca se incrementa hacia la cima de la unidad. Con el objeto de establecer el estratotipo de la unidad, en la barranca Tierras Blancas, se midió una sección de referencia de un solo segmento de 1000 metros, en la cual se reconocieron dos miembros con características estratigráficas y paleontológicas distintas que se describen detalladamente más adelante. Ambos miembros en conjunto, representan las características de la Formación Concepción del Oro en las inmediaciones de Concepción del Oro, Zacatecas, México.

Miembro Tierras Blancas

El Miembro Tierras Blancas consiste de secuencias que aumentan su espesor hacia la cima y con gradación inversa, compuestas por una alternancia rítmica de lutita y arenisca (Figuras 4 y ⁵). La lutita se exhibe en capas que varían entre 0.5 a 2 cm de espesor, y comúnmente están intensamente fracturadas. La arenisca varía de grano grueso a fino, en estratos delgados a medianos, caracterizados por gradación normal, laminación paralela, rizaduras asimétricas, laminación cruzada recta y tangencial, estratificación cruzada convexa y cóncava (hummocky y swale) (Figuras 4 y ⁵). Es común observar surcos de erosión, marcas de arrastre y de saltación de partículas, y moldes de carga en la parte externa de los estratos. El contenido paleontológico e icnológico se caracteriza por fragmentos de Inoceramus labiatus Schlotheim en todo el miembro, con un índice de bioturbación que varía de ausente a común (BI 0-4), representado por Thalassinoides, Ophiomorpha, Skolithos, Chondrites, Planolites y Palaeophycus.

Ambiente de depósito

El Miembro Somero Tierras Blancas se caracteriza por la presencia de sucesiones cuyos estratos engrosan hacia la cima, gradación normal, con granulometría de arenas medianas a finas, laminación paralela, laminación cruzada tangencial, rizaduras asimétricas, rizaduras escalonadas, estratificación cruzada convexa y cóncava (hummocky y swale). Los índices de bioturbación del Miembro Tierras Blancas varían de ausente a común (BI 0-4) y están representados por los icnogéneros de Thallasinoides sp., Ophiomorpha sp., Palaeophycus sp., Chondrites sp. y Skolithos sp., que permiten interpretarlo como depósitos de frentes deltaicos influenciados o dominados por oleaje y por ríos, barras distributarias y porciones frontales de deltas.

Miembro Rancho Viejo

El Miembro Rancho Viejo consiste de sucesiones con espesores que disminuyen hacia la cima, gradación normal, así como estratos que aumentan su espesor hacia arriba y gradación inversa, conformadas por una alternancia de conglomerado, arenisca y lutita (Figuras 4 y ⁵). Los conglomerados son monomícticos, soportados por clastos subredondeados a redondeados de caliza de tipo packstone y wackestone. Los estratos conglomerádicos varían de medianos a muy gruesos, con geometrías lenticulares, carentes de estructuras sedimentarias internas. Los estratos de arenisca presentan espesores delgados a muy gruesos, frecuentemente se encuentran separados por niveles de lutita de 2 a 10 cm de espesor y algunas veces se presentan amalgamados. La arenisca varía de arena mediana a gruesa, exhibe gradación normal e inversa, laminación paralela y convoluta, rizaduras asimétricas y escalonadas, laminación cruzada recta y tangencial, clastos flotados, moldes de carga, surcos de erosión, estructuras de arrastre y marcas de saltación de partículas. Es común la presencia de pliegues sinsedimentarios y depósitos caóticos en la porción más superior de la sucesión (Figura 4). El contenido paleontológico e icnológico del miembro Rancho Viejo incluye impresiones de amonites del género Texanites localizados en la base y parte media de este miembro, así como trazas incipientes a abundantes de Zoophycos sp., Palaeophycus tubularis, Megagrapton submontanum, Paleomeandron robustum, Scolicia strozzii, Strobilorhaphe glandifer, Protopaleodycton spinela, Chondrites, Helmenthopsis abeli (?), Cosmorhaphe sinuosa y Demograpton dertonensis.

Ambiente de depósito

Las características antes descritas permiten interpretar los ambientes de depósito del Miembro Rancho Viejo como depósitos de canales submarinos de tipo mixto y de depósito, planicies de inundación no confinadas (overbank), transición a lóbulo de canal, lóbulos y derrumbes (slumps).

Edad y Correlación

El contenido paleontológico que muestra la Formación Concepción del Oro permite asignarle una edad del Turoniano tardío al Campaniano tardío. De manera particular, la presencia de Inoceramus labiatus en el Miembro Tierras Blancas determina una edad del Turoniano tardío al Coniaciano temprano, mientras que el amonite del género Texanites denota una edad del Santoniano tardío al Campaniano temprano para el Miembro Rancho Viejo. Cronoestratigráficamente, el Miembro Tierras Blancas se correlaciona con la Formación Soyatal, mientras que el Miembro Rancho Viejo es correlacionable con las formaciones Caracol, San Felipe, Cárdenas y Méndez.

Relaciones estratigráficas

La Formación Concepción del Oro sobreyace transicionalmente a la Formación Indidura y subyace concordantemente a las lutitas de la Formación Parras. El límite inferior con la Formación Indidura es una intercalación de caliza arcillosa de estratificación delgada con lutita de espesor variable, con algunos niveles de caliza bioclástica con contactos inferiores erosivos, que pasan gradualmente a una intercalación de lutita y arenisca de grano muy fino a fino, con estratificación fina a delgada del Miembro Tierras Blancas. El límite superior de la formación es concordante con la lutita de la Formación Parras, y está definido por el cambio gradual de una sucesión de lutita y arenisca de grano fino a muy grueso con estratificación mediana a gruesa del Miembro Rancho Viejo, a una sucesión de lutita de estratificación muy gruesa de la Formación Parras. Esto se observa en las secciones Tierras Blancas I, Gallineros y Salaverna, mientras que en la sección Tierras Blancas II, el contacto con la Formación Parras es concordante y está delimitado por un depósito de derrumbe (slump) de 200 metros de espesor.

Petrografía de areniscas

Las areniscas de la Formación Concepción del Oro varían de moderadamente a mal clasificadas. Los constituyentes principales del esqueleto en orden de abundancia son cuarzo (42%), líticos (32%) y feldespatos (26%). La matriz es del tipo proto-matriz, pseudo-matriz y, localmente, orto-matriz (cf. ^{Dickinson, 1970}); su abundancia varía entre 13% y 7%, y está compuesta por minerales arcillosos no diferenciados. La cantidad de cemento de calcita esparítica y microcristalina alcanza aproximadamente el 7%. El análisis petrográfico revela que la composición de las muestras es homogénea, por lo que es posible definir únicamente dos petrofacies, de acuerdo al esquema de clasificación propuesto por ^{Ingersoll (1983)}, modificada por ^{Ocampo-Díaz (2011}) y ^{Ocampo-Díaz et al. (2014)}. La petrofacies A "cuarzolítica" se encuentra más enriquecida en cuarzo, mientras que la petrofacies B "líticocuarzosa" presenta una mayor concentración de líticos tanto sedimentarios como volcánicos (Tabla 1 y Tablas A1-A3 del suplemento electrónico).

Petrofacies A: Cuarzolítica (Miembro Tierras Blancas)

La petrofacies Cuarzolítica (Q₄₄F₁₆L₄₀) está dominada por cuarzo (monocristalino > policristalino; Qp/Qm = 0.22) y líticos (40%) con proporciones menores de feldespatos (16%; Figura 6a-⁶ⁱ). El cuarzo monocristalino exhibe tamaños de arena mediana, variando de subanguloso a subredondeado, muestra predominantemente extinción ondulante, y en menor proporción extinción recta (Qmr/Qmo~0.51; Figura 6a; Tablas A2 y A3 del suplemento electrónico). Es común encontrar fragmentos de cuarzo monocristalino con bahías de reabsorción y cuarzo con bordes de crecimiento sintaxial (Figuras 6b, 6g, 6h, 6e, 6i; Tabla A).

El cuarzo policristalino es menos frecuente respecto al monocristalino (Qp/Qm~0.22; Tablas A2 y A3 del suplemento electrónico). Está constituido por agregados de dos a tres cristales (Qp2-3; 6%) y en agregados mayores que tres cristales (Qp > 3; 8%; Tabla A2 del suplemento electrónico). Los agregados mayores a tres cristales, frecuentemente son elongados con contactos suturados y rectos (Figuras 6b, 6d, 6f, 6i). Localmente se presentan granos polihedrales con contactos entre granos en forma de "Y" (Figura 6b).

Figura 6 Fotomicrografías de la petrofacies A. a) Muestra cuarzo monocristalino (Qm) con extinción ondulante, lítico volcánico con textura felsítica (Lvf) y muscovita detrítica (Ms); b) cuarzo monocristalino con extinción recta (Qm) y cuarzo policristalino (Qp) con más de tres intracristales; notar el contacto recto entre los cristales; c) fragmento de feldespato potásico (Fk), lítico volcánico con textura felsítica, lítico volcánico con textura microlítica (Lvm) y lítico volcánico con textura tobácea (Lvt); d) plagioclasa con maclado polisintético (Pg), cuarzo policristalino y lítico volcánico tobáceo; e) plagioclasa con maclado tipo Albita (Pg), cuarzo policristalino (Qp), lítico volcánico felsítico (Lvf); f) cuarzo monocristalino (Qm), lítico volcánico felsítico (Lvf), muscovita (Ms), lítico sedimentario de carbonatos extracuenca (LsCe); g) feldespato potásico reemplazado por cemento (Fkrc), lítico sedimentario de arenisca (LsAr), cuarzo monocristalino (Qm) y lítico volcánico felsítico (Lvf); h) lítico sedimentario de caliza extracuenca (LsCe), lítico volcánico felsítico (Lvf) y lítico volcánico tobáceo; i) lítico volcánico lathwork con mesostasis microlítica (Lvl); j) lítico sedimentario de caliza extracuenca (LsCe), lítico metapelítico 2 (Lmp2) y lítico volcánico felsítico (Lvf); k) lítico metapelítico 3 (Lmp3); y l) foraminífero del tipo Globigerina (Gl). 

Tabla 1 Clasificación y parámetros contados y recalculados de los granos detríticos, y significado de las abreviaturas. 

El feldespato consiste de feldespato potásico > plagioclasas (P/ F~0.48). El feldespato potásico muestra maclado tipo Carlsbad y en enrejado, así como abundante alteración a caolinita (Figuras 6c-6e). Las plagioclasas exhiben macla de tipo polisintética y baja alteración a sericita (Figura 5c; Tabla A1 del suplemento electrónico).

Los líticos sedimentarios están conformados por fragmentos de rocas carbonatadas con textura microcristalina y esparítica (79%; Figuras 6f, 6h y 6l), líticos de dolomía (6%), fragmentos de arenisca de grano fino (12%; Figura 6g) y fragmentos de lutita (3%).

Los líticos volcánicos, en orden de abundancia, muestran textura felsítica (62%), tobácea (28%) y de lathwork (10%; Tabla A1 del suplemento electrónico). Los líticos volcánicos con texturas felsíticas están conformados por un mosaico microgranular de cristales de feldespato y cuarzo (Figuras 6c-6i). Los líticos volcánicos tobáceos exhiben texturas vítreas e inclusiones de microcristales afaníticos (Figuras 6c y 6f). Los líticos con textura lathwork consisten de fenocristales de feldespatos potásicos y plagioclasas embebidos en una mesostasis de minerales afaníticos (Figura 6i).

Los líticos metamórficos en la petrofacies A presentan abundancia moderada (21%), mostrando un grado metamórfico que varía de metasamítico/metafelsítico₂, metasamítico/metafelsítico3, metapelítico2 y metapelítico3 (Figuras 6j y 6k).

Como minerales accesorios se encuentran: biotita, clorita férrica, circón, glauconita, tremolita y epidota. Los minerales opacos son comunes; además se presentan escasos fragmentos de foraminíferos planctónicos del suborden Globigerina (Figura 6i).

La matriz es < 10%, representada por proto-matriz, pseudo-matriz y localmente orto-matriz. El cemento, que es menor a 8%, consiste en calcita esparítica y microcristalina.

Las variaciones composicionales, en el contenido de líticos sedimentarios y líticos volcánicos, permiten dividir a la petrofacies A en las subpetrofacies A1 y A2. Éstas corresponden estratigráficamente a la base y a la cima del Miembro Tierras Blancas (^{Pinzon-Sotelo et al., 2012}a).

Subpetrofacies A1 (base del Miembro Tierras Blancas). La subpetrofacies A1 muestra mayor contenido de fragmentos volcánicos con respecto a los sedimentarios (Rv/Rm+Rp: ~3.02; Rs/Rv+Rm: ~1.09; Tabla A3 del suplemento electrónico). Los litoclastos volcánicos en orden de abundancia consisten de fragmentos volcánicos con texturas felsíticas; fragmentos tobáceos con texturas relictas holohialinas, devitrificadas y localmente fluidales y líticos con textura lathwork, caracterizados por fenocristales de plagioclasa y cuarzo en una mesostasis afanítica. Los fragmentos sedimentarios están conformados por caliza con texturas microcristalina y esparítica, dolomía, arenisca y lutita. Los fragmentos metamórficos consisten en litoclastos metasamíticos/metafelsíticos₁, metasamíticos/metafelsíticos₂, metapelíticos₂ y metapelíticos₃.

Subpetrofacies A2 (cima del Miembro Tierras Blancas). La subpetrofacies A2 se caracteriza por la abundancia de litoclastos sedimentarios (Rs/ Rv+Rm: 2.0; Tabla A3 del suplemento electrónico), los cuales están conformados por fragmentos de caliza con textura microcristalina y esparítica (Figura 7), líticos de lutita y arenisca. Los fragmentos volcánicos son escasos (Rv/Rm+Rp = 4.21), y muestran texturas felsíticas, tobáceas y lathwork. Los fragmentos metamórficos son líticos metasamíticos/felsíticos₂, metasamíticos/felsíticos₃, metapelíticos₂ y metapelíticos₃ (Tabla A1 del suplemento electrónico). La cantidad de fragmentos de rocas sedimentarias y de líticos volcánicos con texturas lathwork y tobácea disminuye hacia la cima del Miembro Tierras Blancas (38% a 26% y 42% a 24%, respectivamente).

Figura 7 Fotomicrografías de la petrofacies B. a) Lítico sedimentario de caliza extracuenca con globigerínidos; b) líticos volcánicos felsíticos (Lvf); c) cuarzo monocristalino (Qm) y lítico volcánico tobacéo (Lvt); d) fragmento volcánico microlítico con mesostasis afanítica, lítico volcánico felsítico (Lvf) y plagioclasa reemplazada por cemento (Prc); e) lítico volcánico tobacéo (Lvt), cuarzo policristalino (Qp) y lítico sedimentario de caliza extracuenca (LsCe); f) cuarzo policristalino (Qp), lítico volcánico con textura lathwork con mesostasis afanítica (Lvl), lítico volcánico felsítico (Lvf) y lítico sedimentario de caliza extracuenca (LsCe); g) lítico metafelsítico₂ (Lmf₂); h) lítico volcánico felsítico (Lvf ) y fragmento metafelsítico₃ (Lmf₃); i) lítico metafelsítico₄ (Lmf₄); j) lítico plutónico (Lp) y cuarzo policristalino (Qp); k) lítico plutónico (Lp) y cuarzo monocristalino (Qm) y l) biotita detrítica. 

Petrofacies B: Lítico-cuarzosa (Miembro Rancho Viejo)

La petrofacies lítico-cuarzosa está definida por el alto contenido de litoclastos sedimentarios y por la menor concentración de cuarzo y feldespatos respecto a la Petrofacies A (Q₃₅F₁₄L₅₁; Tablas A1 y A2 del suplemento electrónico).

El cuarzo monocristalino con extinción recta es más abundante que el cuarzo monocristalino con extinción ondulante (Qmr/Qmo: ~1.2; Tabla A2 y A3 del suplemento electrónico); ambas variedades muestran ocasionalmente golfos de reabsorción, texturas tipo shard y bordes de crecimiento sintaxial. El cuarzo policristalino se presenta en menores proporciones (Qp/Qm: ~0.57; Tabla A3 del suplemento electrónico), en agregados mayores de tres cristales que exhiben extinción ondulante individual, contactos suturados y elongación preferencial. También se observan cristales polihedrales con contactos rectos y en forma de "Y".

Los feldespatos potásicos son más abundantes que las plagioclasas (P/F~0.49; Tabla A3). Presentan maclado de tipo Carlsbad y en enrejado y, localmente, están reemplazados por caolinita y/o cemento calcítico. Las plagioclasas presentan maclado tipo Albita y comúnmente están alteradas a sericita y/o están siendo reemplazadas por cemento calcítico.

Los litoclastos, en orden de abundancia, son sedimentarios y volcánicos, plutónicos y metamórficos (Tablas A1 y A3 del suplemento electrónico; Rs/Rv+Rm=1.03 y Rv/Rm+Rv=0.009).

Como líticos sedimentarios se encuentran caliza con texturas esparítica (60%) y microcristalina (14%; Figura 7a), dolomía (11%), arenisca de grano fino (10%) y, en menor abundancia, lutita (5%).

Los fragmentos volcánicos están dominados por litoclastos con textura felsítica (75%; Figuras 7b, 7d y 7h; Tabla 1); líticos tobáceos (21%), litoclastos volcánicos con textura lathwork (3%; Figura 7f; Tabla A1 del suplemento electrónico); y líticos volcánicos microlíticos (2%; (Figura 6d)). Los fragmentos de roca plutónica o hipabisales exhiben textura gráfica, porfirítica y ocasionalmente mirmequítica (Figuras 7j y 7k). Los fragmentos de rocas metamórficas están representados por líticos metasamítico/felsítico₁, metasamítico/felsítico₂, metasamítico/ felsítico₃, metasamítico/felsítico₄, metapelítico₁, metapelítico₂, metapelítico₃, metacarbonatado₂ y metacarbonatado₄ (Figuras 6g-6i).

Los minerales accesorios de la petrofacies B consisten predominantemente de muscovita, biotita, glauconita, circón, tremolita y clorita férrica. La epidota y los minerales opacos se presenta esporádicamente. Los foraminíferos planctónicos, como Globotruncanidae y Heterohelicidae, son comunes.

La petrofacies lítico-cuarzosa tiene 6% de cemento calcítico con hábito poiquilítico (70% del cemento; Tabla 1) rellenando principalmente los poros. El cemento dolomítico es menos frecuente y localmente se observa reemplazando al cemento calcítico (30% de cemento; Tablas A1 y A del suplemento electrónico).

Composición del área fuente y procedencia de las areniscas

Los mejores indicadores de la composición del área fuente de la Formación Concepción del Oro son los fragmentos líticos. Con respecto a las areniscas del Miembro Rancho Viejo, las muestras del Miembro Tierras Blancas presentan una mayor abundancia de fragmentos volcánicos (Lv/Lt = 0.39; Tabla A3 del suplemento electrónico), sedimentarios (caliza y lutita; Ls/Lt = 0.51) y en menor grado fragmentos metamórficos de los tipos Lmp₁-Lmp₃ y Lms₂-Lms₃..

Los diferentes granos de cuarzo indican una predominancia de rocas fuente graníticas, granodioríticas, dacíticas, riolíticas, metamórficas de bajo a alto grado, de zonas de sutura y metamórficas recristalizadas. En relación con las areniscas del Miembro Tierras Blancas, las muestras del Miembro Rancho Viejo muestran un mayor aporte de fuentes metamórficas de grado medio a alto y metamórficas recristalizadas (Qp/Qm = 0.56; Figura 8a; Tabla A3 del suplemento electrónico; ^{Basu et al., 1975}).

Figura 8 a) Diagrama en forma de diamante que incluye los parámetros Qmr-Qmo-Qp < 3 cristales-Qp > 3 cristales, propuestos por ^{Basu et al. (1975)}, modificado por ^{Tortosa et al. (1991)}; b) diagrama ternario Qm-F-Lt de ^{Dickinson et al. (1983)}); c diagrama ternario Qp-Lv-Ls según ^{Dickinson (1985)}; d) Diagrama ternario Lm-Lv-Ls de ^{Ingersoll y Suczek (1979}). El significado de las abreviaturas se muestra en la Tabla 1. Campos en la Figura 7d: 1. Arcos magmáticos (regiones anatearco); 2. Arcos magmáticos mixtos y márgenes continentales rotos (cuencas trasarco); 3. Cinturones de sutura (cuencas remanentes); 4. Arcos magmáticos mixtos y complejos de subducción (complejos de subducción y cuencas de trinchera-pendiente); 5. Márgenes continentales rotas (planicies abisales y eugeoclinales). La ortoclasa, el sanidino y la microclina sugieren rocas fuente plutónicas y volcánicas félsicas, mientras que las plagioclasas indican un origen volcánico y plutónico, derivado de fuentes extrusivas intermedias y plutónicas félsicas, con una posible contribución importante de rocas metamórficas de bajo grado (cf. ^{Pittman, 1963}).  

Ambiente tectónico

En el diagrama ternario QmFLt de ^{Dickinson (1985)}, las muestras del Miembro Tierras Blancas se encuentran dentro del campo de orógenos reciclados y los sedimentos del miembro Rancho Viejo sugieren procedencias de arco volcánico transicional (Figura 8b). En tanto, en el diagrama ternario QpLvLs de Dickinson (1985), las muestras de ambos miembros se encuentran dentro del campo de orógenos de arcos volcánicos. Sin embargo, en el mismo diagrama las areniscas de la subpetrofacies A2 marcan una tendencia hacia la zona de orógenos de sutura (Figura 8c). En ambos diagramas se marca la procedencia e influencia de un ambiente de arco volcánico, lo cual está relacionado con el contenido de líticos. Por último, el diagrama LmLvLs de ^{Ingersoll y Suczek (1979)} sugiere que la cuenca sedimentaria está relacionada con un sistema de tipo trasarco (Figura 8d).

Geoquímica de areniscas

Considerando las concentraciones de Na₂O y K₂O, la mayoría de las muestras se clasifican como litarenitas (anteriormente grauvacas de ^{Pettijohn et al., 1972}) y sólo una muestra del Miembro Rancho Viejo presenta bajas concentraciones en Na₂O (Pettijohn et al., 1972; Figura 9a). Las concentraciones de Na₂O son ligeramente más altas que las de K₂O en el Miembro Tierras Blancas, representado por relaciones K₂O/ Na₂O de 0.5 (media de Miembro Tierras Blancas: 0.4 %; y Miembro Rancho Viejo: 0.6). Dentro del esquema de Pettijohn et al. (1972; Figura 9b), que clasifica las muestras con base en las relaciones logarítmicas de Na₂O/K₂O vs. SiO₂/Al₂O₃, las muestras se clasifican como litarenitas ricas en matriz, y algunas muestras de ambos miembros se proyectan en el límite del campo de las arenitas líticas (Figura 9b).

Figura 9 a) Diagrama bivariado K₂O-Na₂O de clasificación geoquímica según ^{Pettijohn (1963}); b) esquema de clasificación de areniscas que compara las relaciones 

Control mineralógico en la composición química de roca total

La relación de SiO₂ vs. Al₂O₃ muestra valores de correlación moderados, y las fuertes correlaciones entre el LOI y CaO (Figuras 10a y 10b), indican la influencia del CaO derivado del cemento carbonatado y de los filosilicatos en las muestras analizadas (Al₂O₃; cf. ^{Jenchen y Rosenfeld, 2007}). Las altas correlaciones positivas entre K₂O y Rb con Al₂O₃ (Figuras 10c-10d) sugieren que el K y Rb residen en los filosilicatos. Las areniscas del Miembro Rancho Viejo muestran una mayor influencia de minerales filosilicatados, como lo indica la mayor concentración de Rb y Al₂O₃ (Tabla 2 y Tablas A4 y A5 del suplemento electrónico). La baja correlación positiva entre Cr y Al₂O₃ marca la derivación del Cr de óxidos minerales como cromita o serpentinita (Figura 10e; ^{Meinhold et al., 2007}; ^{Ocampo-Díaz, 2007}).

Figura 10 a) Diagramas tipo Harker que contrastan a) SiO₂ versus Al₂O₃; b) pérdida por ignición "LOI" contra CaO; c) Al₂O₃ vs. K₂O; d) Al₂O₃ contra Rb; e) Al₂O₃ contra Cr. 

Tabla 2 Estadística descriptiva de los parámetros geoquímicos elaborados en los laboratorios ACME (Vancouver, Canadá): (Formación Caracol total, Miembro Tierras Blancas, Miembro Rancho Viejo; CaO* = CaO recalculado libre de CaO en Carbonatos; Des. Est. = Desviación estándar). 

Meteorización y reciclamiento sedimentario

La relación de Th/U permite documentar la movilidad del U durante condiciones de meteorización y reciclamiento sedimentario (e.g., ^{McLennan et al., 1993}). Los sedimentos de ambos miembros reflejan condiciones de meteorización y reciclamiento sedimentario de rocas de la corteza superior bajo condiciones que favorecen la oxidación de U⁴⁺ a U⁶⁺ (^{Taylor y McLennan, 1985}; McLennan et al., 1993; Figura 11a; media de relación Th/U: Miembro Tierras Blancas: 2.80 y Miembro Rancho Viejo: 2.64).

Figura 11 Diagramas bivariados que comparan las relaciones: a) Th vs. U, de acuerdo con ^{McLennan et al. (1993}); b) Zr/Sc contra Th/Sc de McLennan et al. (1993) modificada por ^{Jenchen (2001}). 

El grado de retrabajo y la clasificación de los minerales puede ser estimada empleando las relaciones de Zr/Sc, considerando que el enriquecimiento es favorecido por la mayor concentración de circonio (^{McLennan et al., 1993}; Figura 11b). La relación Th/Sc de las rocas sedimentarias caracteriza el promedio de la procedencia y evolución magmática. El Miembro Rancho Viejo muestra los valores más bajos de Zr/Sc, y el Miembro Tierras Blancas presenta el mayor enriquecimiento en circonio (Miembro Rancho Viejo: 17; Miembro Tierras Blancas: 20; Figura 11b). En tanto, el Miembro Tierras Blancas presenta los valores más altos de Th/Sc (media: Miembro Tierras Blancas: 0.7 y Miembro Rancho Viejo: 0.6; Figura 11b).

Paleometeorización

Los valores del Índice de Alteración Química (CIA, por sus siglas en inglés; ^{Nesbitt y Young, 1982}), sugieren que las muestras de miembros presentan valores bajos a moderados de alteración y diagénesis (Miembro Tierras Blancas: 55 y Miembro Rancho Viejo: 53). Estos valores son característicos de rocas fuentes no alteradas (e.g., riolitas, basaltos y gabros; Figura 12a). Estas condiciones de meteorización están apoyadas por el índice empírico Máfico (M), Félsico (F) y Meteorización (W), que sugieren que las muestras del Miembro Tierras Blancas muestran variaciones en Máfico de 28 a 57 (media 45), Félsico de 28 a 59 (media 37) y Meteorización de 12 a 26 (media 17). A su vez, el Miembro Rancho Viejo, tiene variaciones en Máfico de 24 a 52 (media 39), Félsico de 34 a 62 (media 45) y Meteorización de 11 a 23 (media 16). Todas las muestras analizadas, en la expresión gráfica ternaria MFW, reflejan los valores bajos de meteorización (W), ya que en su mayoría se ubican sobre la línea de tendencia de Máfico-Félsico, en campos cercanos a los valores teóricos de rocas de composición granítica, así como andesita-dacita calci-alcalinas (Figura 12b).

Figura 12 Diagramas ternarios que contrastan, a) A-CN-K (aluminio-calcio+sodio-potasio) con los valores del índice del alteración química (CIA) (tomada de ^{Nesbitt, 2003}), todos graficados en fracción molar; b) M-F-W (Máfico-Félsico-Meteorización) de ^{Ohta y Arai (2007)}. Abreviaturas empleadas en la figura a) Ka: caolinita, Gi: gibsita, Cht: clorita, P: Plagioclasa, K-Sp: Feldespato Potásico, Al-Bi: biotita alcalina, Ms: muscovita. Significado de los números en la figura b) 1. riolita calcialcalina, 2. granito, 3. dacita calci-alcalina, 4. andesita calcialcalina, 5. basalto de arco volcánico, 6. basalto alcalino; 7. komatita. M = -0.395 × ln(SiO₂)+0.206 × ln(TiO₂)-0.316 × ln(Al₂O₃) + 0.160 × ln(Fe₂O₃) + 0.246 × ln(MgO) + 0.368 × ln(CaO*) + 0.073 × ln(Na₂O)-0.342 × ln(K₂O) + 2.266 F= 0.191 × ln(SiO₂)-0.397 × ln(TiO₂) + 0.020 × ln(Al₂O₃) 0.375 × ln(Fe₂O₃) 0.243 × ln(MgO) + 0.079 × ln(CaO*) + 0.392 × ln(Na₂O) + 0.333 × ln(K₂O) 0.892, W = 0.203 × ln(SiO₂) + 0.191 × ln(TiO₂) + 0.296 × ln(Al₂O₃) + 0.215 × ln(Fe₂O₃) -0.002 × ln(MgO) 0.448 × ln(CaO*) 0.464 × ln(Na₂O) + 0.008 × ln(K₂O) 1.374. 

Composición del área fuente

Las bajas relaciones de La/Th (< 5) y los contenidos de Hf (~3.1 en ambos miembros) sugieren una procedencia derivada de una mezcla de fuentes de félsicas y máficas (cf. ^{Floyd y Leveridge, 1987}; Figura 13a). Las relaciones de La/Co vs. Th/Co, muestran una alta correlación positiva, sugiriendo rocas de composición intermedia. Las relaciones de Cr/ Th y Ti/ Nb de cuatro muestras del Miembro Rancho Viejo muestran una contribución de áreas fuente ultramáficas, y siete del Miembro Rancho Viejo muestran procedencia de rocas máficas (Ti/Nb>500; Tabla 2; cf. ^{Condie y Wronkiewicz,1990}; ^{Jenchen, 2001}; Figura 13b).

Figura 13 Diagramas bivariados para determinar la composición del área fuente: a) Hf vs. La/Th de ^{Floyd y Leveridge (1987}); y b) Cr/Th vs. Th/Sc de ^{Condie y Wronkiewicz (1990}). CCS: Corteza Continental Superior. 

El valor normalizado promedio de todas la muestras de la Formación Concepción del Oro contrastado con los valores de condrita de ^{Taylor y McLennan (1985)}, indica que comparando con los valores de la Corteza Continetal Superior (CCS), con los del Compósito de Lutita de Norteamérica (CLNA) y con las Lutitas Australianas Posarqueanas (LPAA) son significativamente más bajos (Figura 14a), mostrando una anomalía negativa de Eu más pronunciada. Los REE, en general, tienen una concentración total de 74.0 ppm (media de la muestra total; Miembro Tierras Blancas: 77.4 ppm y Miembro Rancho Viejo: 70.9 ppm). La fracción total promedio de las tierras raras pesadas es 5.6 (Miembro Tierras Blancas: 5.4 y Miembro Rancho Viejo: 5.8). La fracción de las tierras raras ligeras (2.4 media de la muestra total) presenta poca variación entre los miembros (Figura 14b). Ambos miembros presentan una anomalía de Eu negativa Eu/ Eu* con valores promedios de 0.79 (Figura 14b). Los patrones de los REE normalizados vs. condrita (cf. Taylor y McLennan, 1985), sugieren derivación de rocas relacionadas con arcos juveniles con aporte moderado de rocas metamórficas, que han experimentado procesos de reducción-oxidación durante la meteorización, como lo marca la moderada anomalía negativa de Eu y el enriquecimiento en elementos de tierras raras ligeras.

Figura 14 a) Diagrama de REE normalizado a condritas (^{Taylor y McLennan, 1985}) que muestra la media de todas las muestras analizadas, comparadas con valores de Basaltos de Dorsales Oceánicas (Mid Ocean Ridge Basalts, MORB), Compósito de Lutitas de Norteamérica (CLNA), Lutitas posarqueanas de Australia (LPAA); corteza continental (CC) y Corteza Continental Superior (CCS; Taylor y McLennan, 1985). Notar que la distribución de los valores de la Formación Caracol es similar a la de CCS, CLNA y LPAA, pero con valores significativamente más bajos; b) Comparación de las medias de los miembros Tierras Blancas y Rancho Viejo. El miembro Tierras Blancas tiene una concentración de Tierras Raras ligeramente más alta. 

Ambiente tectónico

^{Bhatia y Crook (1986)} indican que el La, Th, Zr y Sc presentan baja movilidad y poco tiempo de residencia en el agua de los océanos; estos elementos son transferidos a los sedimentos clásticos durante los procesos iniciales de la meteorización y el transporte. Por tal motivo, son considerados como indicadores químicos en la discriminación del ambiente tectónico. Las concentraciones de La, Th, Zr y Sc que presentan las muestras de ambos miembros, sugieren una derivación de márgenes continentales activos (Figuras 15a-b). Del mismo modo, los valores promedio de la relación La_N/Yb_N en las muestras de ambos miembros oscilan entre 5.43 (Miembro Tierras Blancas) y 5.72 (Miembro Rancho Viejo), sugiriendo un ambiente tectónico de un arco de islas continental (cf. ^{Bhatia, 1985}).

Figura 15 Diagramas ternarios que muestran la relación de elementos trazas para determinar el ambiente tectónico de los sedimentos clásticos: a) La-Th-Sc y b) Th-Sc-Zr/10, tomados de ^{Bhatia y Crook (1986)}. A: arco de islas oceánico, B: arco continental, C: margen continental activo, D: margen pasivo. 

Composición de las áreas fuente

El análisis modal y geoquímico de las areniscas de la Formación Concepción del Oro, sugieren una mezcla de fuentes derivadas de rocas máficas y félsicas, con aporte de fuentes metamórficas y sedimentarias. De manera particular, se observa que las muestras del Miembro Tierras Blancas fueron alimentadas en orden de abundancia por rocas volcánicas dacíticas y andesíticas y, en menor abundancia, riolíticas, rocas sedimentarias como caliza y lutita, rocas metamórficas de grado bajo del tipo esquisto pelítico de muscovita (Lmp₂, Lmp₃, y Lps₂), y rocas plutónicas de composición granítica y granodiorítica. En cambio, la composición modal de las areniscas del Miembro Rancho Viejo indica aportación de rocas dacíticas, andesíticas y basálticas (Ti/Nb>500; Figura 16), rocas metamórficas de grado bajo a alto del tipo esquistos cálcicos, esquistos pelíticos y samíticos de biotita y muscovita, así como gneises, rocas graníticas, y rocas sedimentarias como lutita y arenisca. El enriquecimiento que muestran los elementos de tierras raras ligeras vs. elementos de tierras raras pesadas, marcan un aporte de rocas de arco volcánico joven, en ambos miembros. Por otro lado, la anomalía negativa del Eu/Eu* indica un aporte de material cortical antiguo, sugerido por el contenido de fragmentos metamórficos (Figuras 14a-14b).

Figura 16 Perfiles sedimentológicos-estratigráficos Tierras Blancas I y II que muestran las variaciones verticales de las relaciones del CIA de ^{Nesbitt y Young (1982}), Ti/Nb de ^{Jenchen (2001)}, Th/Sc y Zr/Sc de ^{McLennan et al. (1993)}. Lu: lutita, Af: arenisca fina, Am: arenisca mediana, Ag: arenisca gruesa, Amg: arenisca muy gruesa. 

Procedencia de la Formación Concepción del Oro

Las rocas volcánicas de composición intermedia-félsica que representan las fuentes más importantes para la Formación Concepción del Oro, pueden ser las que conforman los terrenos Guanajuato y Zihuatanejo (^{Centeno-García et al., 2008}; ^{Martini et al., 2011}). Igualmente, también pudieron ser rocas fuente las rocas volcánicas del Jurásico Temprano y Medio conformadas por las formaciones Nazas, Rodeo y La Boca, distribuidas en los terrenos Parral, Central y Oaxaquia del Oeste, como lo ha documentado ^{Lawton et al. (2009)} (Figura 17).

Figura 17 Mapa de los drenajes inferidos que aportaron sedimentos hacia el sistema de antepaís de Concepción del Oro-Querétaro y la distribución de las potenciales rocas fuentes en el norte de México y el suroeste de Estados Unidos de Norteamérica (modificada de ^{Lawton et al., 2009}). BP= Batolito Peninsular; CLP= Cuenca de La Popa; CP= Cuenca de Parras; CS= Cuenca de Sabinas; PA= Plataforma de Aldama; AB= Arco El Burro; PC= Plataforma de Coahuila; SC= Segmento de Chihuahua; CC= Canal de Chihuahua; SM= Saliente de Monterrey; ST= Sector Transversal; STo= Sintaxis Torreón; CH= Chihuahua; M= Monterrey; T= Torreón; Maz= Mazatzal; Yav= Yavapai; SMO= Sierra Madre Oriental. 

Se han identificado fuentes máficas a intermedias en los terrenos tectono-estratigráficos expuestos a lo largo de la costa Pacífica de México. Los terrenos Guanajuato y Zihuatanejo del terreno compuesto Guerrero están conformados por conjuntos de arcos de islas que se generaron durante el Jurásico Tardío y el Cretácico Temprano (TalaveraMendoza et al., 1995; ^{Dickinson y Lawton, 2001}; ^{Guerrero-Suastegui, 2004}; ^{Centeno-García et al., 2008}; ²⁰¹¹). Estas sucesiones de rocas compuestas de andesita, basalto y dacita pueden corresponder a las áreas fuente de los componentes clásticos que muestra principalmente el Miembro Rancho Viejo, y en menor abundancia el Miembro Tierras Blancas (Figuras 16 y ¹⁷).

Por otro lado, rocas metamórficas de carácter samítico y pelítico de grado bajo a medio, similares a los líticos documentados en las muestras de la Formación Concepción del Oro, pueden estar relacionadas con: 1) las sucesiones metasedimentarias que constituyen a los ensambles la Esperanza y Valencia del terreno Guanajuato; 2) el Esquisto Pescaditos y Formación Gran Tesoro del terreno Parral (^{Vega-Granillo et al., 2008}; ^{Eguiluz de Antuñano et al., 2014}); 3) las rocas metasedimentarias de la Formación Taray del terreno Central y 4) los esquistos de Aramberri y las rocas metasedimentarias de la Formación Zacatecas del terreno Oaxaquia del Oeste (Figura 17). En tanto, las fuentes metamórficas de grado medio a alto conformadas por esquistos de talco, de muscovita y biotita pueden derivarse de: 1) las rocas precámbricas del Complejo Novillo del terreno Oaxaquia del oeste o de la provincia de Yavapai-Mazatzal en Sonora, como lo ha documentado ^{Lawton et al. (2009}; Figura 17), en sedimentos del Cretácico Tardío-Paleógeno en la Cuenca de la Popa. Esta interpretación es robustecida por los datos de paleocorrientes propuestos por ^{Pinzon-Sotelo y Ocampo-Díaz (2012b}) y Pinzon-Sotelo (2013), quienes sugieren que la dirección de aporte principal de sedimentos se efectuó con una dirección NW-SE (Figura 17). Las fuentes plutónicas pueden estar relacionadas con el complejo de intrusivos Tuna Manza del terreno Guanajuato, o con lo plutones documentados dentro del terreno Alisitos o del cinturón de intrusivos Pérmico-Triásico. Por último, las fuentes sedimentarias, muy probablemente, derivan de la sucesiones sedimentarias documentadas dentro de los ensambles La Esperanza, Arperos y El Paxtle (e.g., formaciones Arperos, El Paxtle, La Esperanza) del terreno Guanajuato, de la Formación Chilitos del terreno Zihuatanejo o de las sucesiones sedimentarias relacionadas con los terrenos Parral, Central y Oaxaquia del Oeste (e.g., formaciones La Perlita y Taraises).

Interpretación petrotectónica de la Formación Concepción del Oro

La percepción clásica atribuida al origen de las rocas clásticas del Cretácico Tardío del centro de México, sugiere que éstas derivan de un arco magmático alojado al oeste (De Cserna, 1956; ^{Sedlock et al., 1993}; ^{Silva-Romo, 1993}; ^{Centeno-García y Silva-Romo, 1997}; ^{Goldhammer, 1999}) y que denota una estrecha relación con la subducción desarrollada por la placa de Farallón hacia el este (^{Dickinson y Lawton, 2001}; ^{Martini et al., 2011}; ^{Palacios-García y Martini, 2014}). También se invoca una acreción/amalgamación del terreno compuesto Guerrero durante el Aptiano (^{Dickinson y Lawton, 2001}), Albiano tardío (^{Martini et al., 2011}, ²⁰¹⁴) o durante el Aptiano-Cenomaniano (^{Ortiz-Hernández et al., 1992}; ^{Guerrero-Suastegui, 2004}), y que las rocas clásticas fueron depositadas dentro de cuencas de antepaís. El primer escenario, implica un sistema de subducción hacia el este en la región central de México, que favorecería el desarrollo del Cinturón Plegado y Cabalgado con sistemas de antepaís de tipo "retro" asociados. Sin embargo, Pinzon Sotelo (2013), ^{Bello-Ríos y Ocampo-Díaz (2014)}, y ^{Juárez-Arriaga y Lawton (2014)}, sugieren que las sucesiones sinorogénicas del Cretácico Tardío en la Cuenca Mesozoica del Centro de México, se depositaron dentro de la depozona de la antefosa (foredeep) de los sistemas ante país, y que no muestran evidencias de depósitos en la depozona de la cima de la cuña (wedge-top), la cual es característica de las cuencas antepaís de tipo "retro" (^{Ocampo-Díaz et al., 2014}). La ausencia de la depozona en la cima de la cuña (wedge-top) está relacionada con sistemas de subducción hacia el oeste, que favorecieron la generación de sistemas de cuencas antepaís de tipo "proto", lo cual es concordante con la propuesta de ^{Guerrero-Suastegui (2004)} y ^{Juárez-Arriaga y Lawton (2014}), quienes propusieron un sistema de subducción hacia el oeste, similar a los sistemas de antepaís de tipo "proto" de los Alpes.

Aquí se establecen dos fases de evolución petrotectónica de la Formación Concepción del Oro considerando las características estratigráficas, petrográficas y geoquímicas documentadas en la Formación Concepción del Oro. Este esquema evolutivo también se refuerza con las edades de Ar-Ar en illita autigénica formada durante la generación de pliegues y zonas de cizalla dentro del Cinturón Plegado y Cabalgado documentadas por ^{Fitz-Díaz et al. (2014)}, y la acreción del terreno Guerrero que ocurrió de forma diacrónica desde el Aptiano hasta el Cenomaniano temprano, como lo han propuesto ^{Dickinson y Lawton (2001)}, ^{Guerrero-Suastegui (2004}) y ^{Martini et al. (2011}, ²⁰¹²⁾.

Fase 1 (Turoniano-Coniaciano temprano)

Esta fase posiblemente se desarrolló durante y después de la acreción/amalgamación de tipo suave de los terrenos Guanajuato y Zihuatanejo en la región central de México (Figura 18). Durante este período predominó una subducción oblicua hacia el oeste que favoreció el crecimiento del Cinturón Plegado y Cabalgado con el desarrollo de una cuenca de antepaís de tipo "proto", muy similar a la de tipo Alpina, dentro de la cual se depositó el Miembro Tierras Blancas. Las características estratigráficas, petrográficas y geoquímicas del Miembro Tierras Blancas sugieren que las cuñas de empuje favorecieron el desarrollo de diversas escamas tectónicas que generaron: 1) topografía montañosa abrupta y colinas; 2) la exhumación de sucesiones sedimentarias de los ensambles petrotectónicos del terreno Guanajuato (e.g., Formación La Valenciana), Formación La Perlita y de sucesiones del terreno Zihuatanejo (e.g., Formación Chilitos); 3) exhumación del Esquisto Pescaditos y Formación Gran Tesoro del terreno Parral; 4) exposición de los esquistos de Arramberri del terreno Oaxaquia del Oeste (Figuras 18a-18b); 5) levantamiento de las sucesiones triásicas de las formaciones La Ballena o del Grupo Zacatecas; 6) exhumación de fuentes relacionadas con el arco continental de Nazas o sus equivalentes que se distribuyen dentro de los terrenos Parral, Central y Oaxaquia del Oeste (Figuras 18a-18b); y 7) altas tasas de erosión y subsidencia dentro de la depozona de antefosa (foredeep) de la cuenca de antepaís, donde se desarrollaron sistemas de línea de costa de tipo deltaica (Figuras 18a). Estas observaciones se apoyan en las bajas relaciones de lnQ/FR y lnQ/F (Figura 19), que de acuerdo con ^{Weltje et al. (1998)} denotan cuencas con relieves montañosos y colinas, y los moderados valores de CIA y W, que denotan bajos períodos de meteorización química y rápido depósito (Figuras 12a y b). La abundancia de fragmentos carbonatados de origen extracuenca, altos valores del InReSe y altas relaciones del ensamble sedimentarios "Rs" en relación a los ensambles volcánicos y metamórficos "Rv+Rm" indican mayor exhumación y reciclamiento de fuentes sedimentarias y un mayor grado de transporte en relación con las muestras del Miembro Rancho Viejo (Figuras 18c y 18d). Los valores bajos del Índice Metamórfico (IM = 180) sugieren erosión de fuentes relacionadas con esquistos de sericita, muscovita, y biotita de protolito pelítico y/o samíticos, como los que se han documentado en el Esquisto Pescaditos, Formación Gran Tesoro, esquistos de Aramberri, y en las formaciones La Ballena y Zacatecas (Figura 18e). También pueden derivar de fuentes metamórficas generadas durante el proceso de acreción, como las documentadas dentro de los ensambles del Paxtle y La Esperanza del terreno Guanajuato. Sin embargo, en el centro de México, no se han documentado eventos de metamorfismo durante el Cretácico Tardío, por lo cual se considera que estas fuentes derivan de escamas tectónicas originadas con las cuñas de empuje que exhumaron sucesiones relacionadas posiblemente con rocas del basamento de los terrenos previamente descritos. El aporte bajo a moderado de fuentes volcánicas félsicas a intermedias, y las escasas fuentes máficas, denotan la exhumación de las sucesiones más superiores del terreno Zihuatanejo o de las sucesiones de la Formación Nazas y unidades correlacionables (Figura 18b). La edad que muestran los depósitos sinorogénicos del Miembro Tierras Blancas son muy similares a la posible edad de deformación de 93 Ma que se documenta en el terreno Guerrero (Fitz-Díaz et al., 2008).

Figura 18 a) Modelo esquemático de la evolución del sistema antepaís de tipo "Proto" o "Alpino" Concepción del Oro-Querétaro durante el Turoniano-Coniaciano temprano generada por la acreción/amalgamación hacia el México Nuclear de los terrenos que conforman al terreno compuesto Guerrero y una subducción de la placa Norteamericana hacia el oeste (adaptado de ^{Ortiz-Hernández et al., 1992}; modificada de ^{García-Díaz, 2004} y ^{Guerrero-Suastegui, 2004}); b) Detalle de las rocas-fuente potenciales que dieron origen a los sedimentos sinorogénicos del Miembro Tierras Blancas de la Formación Concepción del Oro; c) Diagrama bivariado que confronta el Índice de Reciclamiento Sedimentario (InReSe) vs. granos carbonatados extracuenca; d) diagrama bivariado que grafica la relación RS/ Rv+Rm; RS, ensamble sedimentario; Rv, ensamble volcánicos; Rm, ensamble metamórfico; e) Diagrama bivariado que grafica el Índice Metamórfico contra el InReSe. 

Fase 2 (Coniaciano tardío-Campaniano)

A diferencia de la Fase 1, la Fase 2 sugiere cadenas montañosas más elevadas, tal vez desarrolladas por cuñas de empuje más grandes, dirigidas hacia la región del sistema antepaís, así como mayor exhumación y erosión de rocas relacionadas con los terrenos Guanajuato, Zihuatanejo y Central, que eran deformados y tectonizados dentro del Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras (Figuras 20a y 20b), así como subsidencia importante. Estos procesos fueron desarrollados posiblemente por un sistema de subducción oblicua de bajo ángulo de la placa de Farallón hacia el este, lo cual pudo iniciar durante el Coniaciano temprano o antes. El cambio en la dirección y régimen de la subducción, favoreció procesos de colisión dura de los terrenos que comprenden al terreno compuesto Guerrero contra el México nuclear, lo que favoreció: 1) mayor exhumación y erosión de las secuencias más primitivas de los terrenos Guanajuato y Zihuatanejo (e.g., rocas fuentes andesíticas, basálticas y plutónicas); 2) mayor descubrimiento de rocas metamórficas de grado medio a alto; 3) un mayor desarrollo de depozonas de antefosa (foredeeps) dentro de un sistema antepaís en la región "retro", que fueron rellenados por sistemas de abanicos submarinos que caracterizan a la sucesiones del Miembro Tierra Blanca de la Formación Concepción del Oro y unidades correlacionables, como resultado de la migración y hundimiento de la depozona de antefosa (foredeep) y levantamiento de la depozona de antelevantamiento elástico (forebulge) (Figura 20a); 4) el establecimiento de un sistema de antepaís relacionado con cuñas de empuje de doble vergencia (cf. ^{Sinclair, 2012}) y 5) el emplazamiento de los intrusivos y la generación de arcos continentales relacionados con la subducción de la placa de Farallón (^{Coney y Reynolds, 1977}; ^{Ortega-Gutiérrez et al., 2014}). Esta interpretación está soportada por los bajos valores de lnQ/FR vs. lnQ/F (Figura 19) que denotan un relieve montañoso, mientras que los bajos valores de CIA y W sugieren bajos períodos de meteorización química (Figuras 12a y b), indicando que la carga vertical del CPC fue controlado por las cuñas de empuje, donde prevalecieron altas tasas de erosión y subsidencia ligadas con bajas velocidades de la placa en subducción. El incremento del Índice Metamórfico (IM = 300; Figura 20c), de fragmentos plutónicos, y de líticos volcánicos con texturas lathwork y microlíticos, el decremento en el InReSe (Figura 20d y 20e), y los valores de Ti/Nb > 600, sugieren niveles de erosión más profunda en los frentes de las cuñas orogénicas y rejuvenecimiento constante de las áreas fuentes. Las fuentes metamórficas pueden estar relacionadas con rocas del basamento del terreno Oaxaquia del Oeste, las cuales habrían sido acrecionadas y exhumadas por las cuñas de empuje hacia el CPC. Las rocas plutónicas pueden representar la exhumación del complejo de intrusivos Tuna Manza del ensamble del Paxtle del terreno Guanajuato o de los granitoides del terreno Zihuatanejo. Las fuentes más primitivas representan posiblemente la exhumación y erosión de los basaltos almohadillados masivos y tobas basálticas de la Formación Arperos y del ensamble El Paxtle del terreno Guanajuato por ^{Martini et al. (2011)}, y/o de los basaltos almohadillados de la Formación Chilitos del terreno Zihuatanejo (^{Schwarzer et al., 2003}). La evolución de los depósitos de antefosa (foredeep) del Miembro Tierras Blancas a sistemas de cuencas de tipo piggy-back, indican la presencia de los depósitos de cima de cuña (wedge-top), lo cual es característico de los sistemas de antepaís de tipo "retro", generados por subducción al este (cf. ^{DeCelles y Giles, 1996}; ^{Sinclair, 2012}; Figura 20a). Aunado a esto, el estilo de plegamiento y deformación que presenta este cinturón ha permitido interpretarlo como de tipo cobertura (thin-skinned; cf. ^{Eguiluz de Antuñano et al., 2000}; ^{Chávez-Cabello et al., 2011}; ^{Fitz Díaz et al., 2012} y ²⁰¹⁴). Las edades más antiguas de illita generada en zonas de cizalla es de 83.5±1.5 Ma, y en pliegues es de 820.8 Ma por Ar/Ar, similares con la edad del Miembro Rancho Viejo. Las características estructurales documentas por ^{Fitz-Díaz et al. (2012} y ²⁰¹⁴⁾ en los depósitos sinorogénicos, denotan procesos de colisión dura que podrían ser un soporte a esta interpretación, sugiriendo la estrecha relación entre el sistema de subducción hacia el este, la generación de cuñas de empuje y carga vertical, y el desarrollo del sistema antepaís. La deformación de cobertura es común en la mayoría de los cinturones plegados y cabalgados desarrollados dentro de cuencas de tipo antepaís en zonas colisionales, o en zonas de trasarco en márgenes continentales activos (^{Garzanti et al., 2007}; ^{DeCelles, 2012}). Las relaciones ternarias de LvLmLs denotan que el Miembro Rancho Viejo está relacionado con sistemas de trasarco, lo cual robustece esta interpretación. En la región central de México, no se ha documentado el desarrollo de retrocabalgaduras mayores que permitan soportar el desarrollo de un sistema de doble vergencia. Sin embargo, en el sur de México, ^{Salinas-Prieto et al. (2000)} documentaron el desarrollo de sistemas antepaís con doble vergencia, en los depósitos sinorogénicos de la Formación Mezcala. Fitz-Díaz et al. (2008) encontró el mismo cuadro tectónico en sucesiones metavolcánicas y metasedimentarias del terreno Guerrero en la región de Valle de Bravo. La edades más antiguas de los cuerpos intrusivos relacionados con la subducción hacia el este de la Placa de Farallón son de 80 ± 5 a 40 ±5 Ma (Ortega-Gutiérrez et al., 2014), ligeramente más jóvenes que el Miembro Rancho Viejo, lo cual soporta el cambio en la polaridad de la placa como lo propone ^{Centeno-García et al. (2008)}, ^{Pindell y Kennan (2009)}, ^{Martini et al. (2014)}, ^{Palacios-García y Martini (2014)}.

Figura 19 Diagrama binario que confronta la relación alr-logarítmica de Q/F contra Q/FR (tomada de ^{Weltje et al., 1998}). 

Figura 20 a) Modelo esquemático de la evolución del sistema antepaís de tipo "Retro" Concepción del Oro-Querétaro durante el Coniaciano tardío-Campaniano, generada por la subducción de la placa Farallón hacia México nuclear, lo cual favoreció el desarrollo de un sistema de doble vergencia; b) detalle de las rocas-fuente potenciales que dieron origen a los sedimentos sinorogénicos del Miembro Rancho Viejo de la Formación Concepción del Oro; c) Diagrama bivariado que confronta el Índice Metamórfico contra el Índice de Reciclamiento Sedimentario (InReSe); d) Diagrama bivariado que confronta al InReSe vs. líticos volcánicos felsíticos; e) Diagrama bivariado que grafica el Índice Metamórfico contra líticos plutónicos.