Clase de facies A: Gravas lodosas, lodos gravosos, arenas gravosas, ≥ 5% de gravas

Facies A1.1: Conglomerados desorganizados. La facies A1.1 está constituida por conglomerados (gránulos a guijarros gruesos) soportados por granos (Figura 4a). Los exoclastos son de calizas, redondeados a subangulosos, que varían de moderadamente a bien clasificados. El espesor de los estratos varía de medianos a gruesos (~70 cm), con contactos inferiores erosivos y con morfología lenticular y acuñada. Esta facies sobreyace de manera erosiva y subyace de manera concordante a las facies C1.1, C1.2, C2.2, C2.3, D1.1 y D1.2. La facies aflora en las inmediaciones de los poblados de Tecalpulco, Santiago Temixco y Paintla (Figura 3). Las características sedimentológicas permiten interpretar que el proceso de transporte se efectuó por flujos de escombros concentrados de arenas y gravas, donde el mecanismo de depósito se supone que estuvo relacionado con el “congelamiento” ocurrido por la fricción intergranular y la cohesión al disminuir la pendiente de la base (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Figura 4 Fotografías de las facies de las clases conglomerádicas: a) conglomerado calcáreo soportado por granos de la facies A1.1; b) conglomerado soportado por matriz calcárea de la facies A1.2; c) y d) conglomerado soportado por matriz arcillo-arenosa con desarrollo de imbricación incipiente de la facies A1.3; e) arenisca de grano muy grueso con gradación inversa cíclica de la facies A1.4; f) conglomerados inversamente gradados con desarrollo de lechos de tracción de la facies A2.2; g) conglomerados normalmente gradados compuestos principalmente por clastos de caliza de la facies A2.3; (h) conglomerados soportados por clastos compuestos por clastos de andesita y caliza de la facies A2.4. La regla mide 15 centímetros. 

Facies A1.2: Conglomerados lodosos desorganizados. La facies A1.2 se caracteriza por conglomerados (gránulos a guijarros finos) soportados por una matriz calcárea (Figura 4b). Los clastos son redondeados a subredondeados, compuestos principalmente por fragmentos de extracuenca de caliza y lutita recicladas del sustrato (Figura 4b). El espesor de los estratos varía de delgados a gruesos (~60 cm), con contactos inferiores y superiores erosivos, en tanto que la morfología de los mismos es tabular y lenticular. Esta facies sobreyace de manera erosiva y concordante a las facies C1.1, C1.2, C2.2, D1.1 y D1.2, aflorando en las inmediaciones de los poblados de Tecalpulco, Santiago Temixco, Atzala y Paintla (Figura 3). La facies A1.2 representa el transporte de sedimentos por flujos de escombro cohesivos (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies A1.3: Lodos gravosos desorganizados. La facies A1.3 está constituida por conglomerados (gránulos a guijarros finos) soportados por matriz arenosa-lodosa (Figuras 4c-d). Texturalmente, los clastos son angulosos a subredondeados, variando de pobremente a muy pobremente clasificados. Los clastos son de caliza, arenisca, fragmentos volcánicos de dacita y andesita, lutita y cuarzo. El espesor de los estratos varía de mediano a muy grueso (~80 cm), con contactos inferiores erosivos con morfología lenticular. Esta facies sobreyace a las facies A2.2, C2.2 y C1.1. Las características sedimentológicas de la facies A1.3 permite interpretarla como un depósito de flujos de lodos cohesivos (flujos de escombros) (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies A1.4: Areniscas conglomerádicas a muy gruesas con gradación inversa. La facies A1.4 consiste en areniscas con gradación inversa cíclica. El tamaño de grano varía de arenas medias a gránulos (Figura 4e). Los clastos son subagulosos a subredondeados soportados por una matriz de arenisca de grano muy fino. La composición de los clastos es de caliza, arenisca, lutita, cuarzo, líticos volcánicos y metamórficos y feldespato. La estratificación varía de mediana a muy gruesa (~60 cm), mostrando niveles amalgamados y contactos rectos y ligeramente erosivos. Esta facies sobreyace y subyace a la facies B1.1, y aflora en las inmediaciones del poblado de Tecalpulco (Figura 3). Las características texturales que presenta la facies A1.4 indican transporte de sedimentos por corrientes turbidíticas de alta densidad, en el que el depósito en masa de los granos de gravas y arenas mezclados por fricción intergranular, produjo la desaceleración del flujo y, por lo tanto, la gradación inversa cíclica (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies A2.2: Conglomerados inversamente gradados. La facies A2.2 está conformada por conglomerados con gradación inversa, con un rango del tamaño de grano que varía de arenas muy gruesas a guijarros finos. Los clastos son subredondeados a redondeados, inmersos en una matriz de arenisca fina a media menor a 25% (Figura 4f). Los clastos son de caliza, lutita, arenisca, cuarzo, líticos volcánicos y metamórficos. Los contactos de la facies A2.2 no son muy visibles, pero se infieren por la geometría que presentan, los cuales son altamente erosivos y su morfología lenticular. El espesor de los estratos varía de medianos a gruesos (~60 cm). Esta facies generalmente subyace de manera concordante a las facies C2.1 o D2.1 (Figura 3). Las características sedimentológicas que presenta la facies A2.2 permiten interpretar un transporte de sedimento por corrientes turbidíticas de alta densidad, donde el mecanismo de depósito fue rápido como parte de un lecho de tracción concentrado de sedimentos (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies A2.3: Conglomerados normalmente gradados. La facies A2.3 se caracteriza por mostrar estratos delgados a medianos (~30 cm) de conglomerados con gradación normal, con algunos niveles de clastos flotados, situados en la parte superior de los depósitos, con el desarrollo de imbricación incipiente (Figura 4g). El tamaño de los clastos varía de guijarros finos a arenas gruesas, soportados por una matriz del tamaño de arenas finas (< 20%). Los clastos son subangulosos a subredondeados, siendo principalmente de caliza, cuarzo, feldespato, arenisca y lutita. Los contactos son, generalmente, planos y muy rara vez erosivos, con morfología lenticular. La facies A2.3 subyace de manera concordante a las facies C2.2 y sobreyace de manera erosiva a las facies C1.1 y D1.1 (Figura 3). Las características sedimentológicas que presenta la facies A2.3 indican un transporte de sedimentos por corrientes turbidíticas de alta concentración de gravas y arenas, donde el mecanismo de depósito es generado por la suspensión dentro del flujo (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies A2.4: Conglomerados soportados por clastos. La facies A2.4 se caracteriza por conglomerados soportados por clastos, moderadamente a bien clasificados, con un rango en el tamaño de gránulos finos a guijarros finos; los clastos son subangulosos a subredondeados (Figura 4h). Su composición varía según la ubicación: en los afloramientos situados en las inmediaciones de Tecalpulco, Cerro Gordo, Puente Campuzano y Santiago Temixco, los clastos son de caliza, arenisca, lutita, cuarzo, líticos sedimentarios y feldespatos, mientras que en las inmediaciones de Huixtac, los fragmentos son de andesita, feldespato, cuarzo y caliza (Figura 3). El espesor de esta facies varía de estratos gruesos a delgados (~50 cm). Los contactos son, generalmente, erosivos; sobreyacen y subyacen a las facies C2.3, C1.1, C1.2, D1.1. La ausencia de matriz y las características sedimentológicas permiten interpretar un transporte de sedimentos por corrientes turbidíticas de alta concentración (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies A2.6: Conglomerados gradados inversamente-normalmente. La facies A2.6 se caracteriza por conglomerados con gradación inversa en la base de los estratos y gradación normal hacia la cima. El tamaño de grano varía de gránulos finos a guijarros finos, que texturalmente son subangulosos a subredondeados y mal clasificados (Figura 5a). Los clastos son de caliza, lutita, arenisca, cuarzo y feldespato, contenidos dentro de una matriz de arenas finas (≤ 30%). El rango de estratificación varía de delgada a gruesa (~80 cm), con contactos inferiores, erosivos y superiores, planos. Esta facies subyace a las facies C2.1, C2.2, C2.3, C1.1, D1.1 (Figura 3). La asociación de gradación inversa y normal que muestra la facies A2.6 permite interpretar un transporte de sedimentos relacionado con corrientes turbidíticas de alta concentración, donde el mecanismo de depósito se desarrolló por la descarga rápida del sedimento (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Figura 5 Fotografías de las facies de las clases A, B y C: a) conglomerados normal a inversamente gradados de la facies A2.6; la base del estrato se sitúa a la izquierda de la fotografía; b) areniscas masivas con clastos flotados de lutita de la facies B1.1; c) areniscas de grano medio con estratificación lenticular de areniscas de grano grueso de la facies B1.2; d) areniscas con estratificación cruzada generada por la migración de dunas de corriente de la facies B2.2; e) areniscas con la secuencia Bouma completa, “Tabcde”, de la facies C2.1; f) areniscas con la presencia parcial de la secuencia Bouma, “Tbcde”, característica de la facies C2.2; g) y h) estructuras de flujo, “flautas” y surcos de erosión asociadas con estructuras por arrastre y saltación de partícula de las facies C2.2 y C2.3, respectivamente. 

Clase de facies B: Arenas (≥ 80%) y gravas (< 5%)

Facies B1.1: Areniscas masivas con clastos flotados. La facies B1.1 se caracteriza por la ausencia de estructuras sedimentarias de carácter interno, sin embargo, presenta clastos flotados dentro de una matriz arenosa de grano medio a grueso (Figura 5b). El tamaño de los clastos flotados varía de gránulos finos a guijarros finos, siendo principalmente exoclastos calcáreos o intraclastos de lutita. El espesor de los estratos es delgado a muy grueso (~70 cm), con contactos planos o ligeramente ondulados, localmente intercalados con pequeños horizontes de lutita (mud drapes), con espesores no mayores de 20 cm. Esta facies aflora en las inmediaciones del poblado de Tecalpulco y Taxco el Viejo, donde la sobreyacen las facies C2.1, C1.1 y B1.1, B1.2 (Figura 3). La facies B1.1 representa el transporte de sedimentos por corrientes turbidíticas de alta concentración, donde el mecanismo de transporte está relacionado con el depósito rápido de masas (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies B1.2: Areniscas con estratificación lenticular. La facies B1.2 está constituida por areniscas de grano medio a grueso con desarrollo de estratificación lenticular (Figura 5c). La estratificación es delgada a mediana, exhibiendo un arreglo interno de gradación normal, con contactos generalmente planos. Esta facies subyace a las facies B1.1, aflora en las inmediaciones del poblado de Tecalpulco (Figura 3). La estratificación lenticular sugiere condiciones relacionadas a un depósito rápido en masa (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies B2.2: Areniscas con estratificación cruzada. La facies B2.2 se caracteriza por areniscas de grano grueso a gránulos con estratificación o laminación cruzada de tipo tangencial y plana (Figura 5d). La estratificación varía de delgada a gruesa (~ 60 cm). Los contactos son generalmente planos, o ligeramente erosivos cuando se encuentran intercaladas con lutita en una relación de 80/20%. La presencia de estratificación cruzada y/o laminación cruzada de tipo plana permite interpretar que el mecanismo de transporte de sedimentos de la facies B2.2 se efectuó por corrientes turbidíticas diluidas o por fuertes corrientes dentro de canales confinados, donde el mecanismo de depósito se desarrolló por medio de avalanchas o de suspensión intermitente; ambos casos son generados por la dispersión de los granos. Este aporte continuo favorece la migración de dunas y rizaduras (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Clase de facies C: Pares de arenas-lodos y arenas lodosas (20-80% de arenas, < 80% de lodos más limos)

Facies C2.1, C2.2, C2.3 y C2.4: Areniscas con estratificación muy delgada a gruesa. Las facies C2.1, C2.2 y C2.3 consisten de grandes proporciones de arenisca de grano fino a muy grueso intercaladas con lutita en relaciones variables de 50-80% de arenisca y 20-50% de lutita. La característica principal de estas facies es la presencia completa o parcial de la secuencia Bouma clásica y sus variaciones (e. g. Tabcde, Tabc y Ta; Figuras 5e-5f; ^{Pickering y Hiscott, 2016}). Grandes cantidades de clastos flotados de lutita de origen intracuenca están incluidos en los estratos de arenisca. En la base de los estratos arenosos es común observar surcos de erosión y estructuras generadas por arrastre, saltación y desgaste por fricción de partículas (Figuras 5g-5h). El espesor de los estratos de arenisca varía de muy delgada a gruesa (~ 45 cm), mostrando contactos generalmente planos, y localmente erosivos. Las facies C2.1, C2.1, C2.3 y C2.4 sobreyacen y subyacen de manera concordante a las facies C1.1, C1.2, D2.1, D2.2, y de manera particular subyacen de modo erosivo a la facies A2.2. Esta facies se distribuye en toda el área de estudio (Figura 3). La presencia de las estructuras sedimentarias que conforman la secuencia Bouma y sus variaciones, más las relaciones de arenisca/lutita, permiten interpretar que las facies C2.1, C2.2, C2.3 y C2.4 fueron generadas por corrientes turbidíticas de alta y baja concentración, donde cada secuencia Bouma completa o incompleta está relacionada con la dilución y la disminución del régimen de flujo de corrientes turbidíticas episódicas (^{Bouma, 1962}; ^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies C1.1: Areniscas con gradación normal y laminaciones paralelas o convoluta. La facies C1.1 se caracteriza por areniscas de grano fino a grueso que puede presentar de manera local gradación normal, laminación paralela o convoluta, en estratos delgados a medianos (~ 20 cm; Figura 6a). Los contactos son generalmente planos y rara vez ondulados. La relación de arenisca y lutita es de 30-70%. El espesor de los estratos de lutita es muy delgado a mediano (~15 cm), con abundantes laminaciones paralelas. Esta facies sobreyace y subyace a las facies C2.1, C2.2 y C2.3 (Figura 3). Las características sedimentológicas de la facies C1.1 indican un transporte de sedimentos por corrientes turbidíticas de alta densidad, ricas en lodos o flujos de escombros ricos en arenas y/o flujos de lodos, donde el mecanismo de depósito fue rápido y en masa (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Figura 6 Fotografías de las clases C, D y depósitos no turbidíticos “DNT”: a) areniscas de la facies C1.1, caracterizada por laminaciones paralelas-laminación convoluta-laminaciones paralelas; b) facies de lutitas arenosas laminadas de la facies D1.1; c) lutitas y limolitas gradadas de la facies D1.2; d) lutitas y limolitas gradadas con estructuras de deformación de “moldes de carga y estructuras en flama” de la facies D2.2; e) lutitas, limolitas y estratos muy delgados de arenisca fina de la facies D2.1; f) depósitos asociados a turbiditas que muestran una base erosiva constituida por conglomerados residuales bioclásticos, cubiertos por estratificación de tipo swaley y hummocky; g) sucesión de estratificación cruzada de tipo swaley y hummoky caracterizada por mostrar bajo ángulo dentro de las sucesiones profundas; y h) caliza de tipo grainstone bioclástica de las facies DNT con bases muy erosivas con surcos de erosión, a los que cubren laminaciones cruzadas de bajo ángulo. 

Facies C1.2: Areniscas con laminaciones cruzadas. La facies C1.2 se caracteriza por arenisca de grano fino a medio con laminaciones cruzadas planas, intercaladas con niveles delgados a medianos de lutita en proporciones de 70%-30%. La estratificación varía de delgada a mediana (~20 cm). Los contactos son, generalmente, ondulados o ligeramente erosivos. Esta facies aflora en gran parte del área de estudio, donde sobreyace y subyace a las facies de areniscas lodosas (C2.1, C2.2 y C2.3) o a la facies de lutita arenosa (D1 y D2; Figura 3). Las características sedimentológicas de la facies C1.2 permite interpretar un transporte de sedimentos por corrientes de fondo oceánico, donde el mecanismo de depósito fue por segregación grano a grano, asociado con el depósito posterior de arenas y lodos (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Clase de facies D: Limos, limos lodosos y pares de limos y lodos ( > 80% de lodos, ≥ 40% de limos, 0-2% de arenas)

Facies D1.1: Lutitas arenosas laminadas. La facies D1.1 está compuesta por areniscas de grano fino a mediano con laminaciones paralelas, intercaladas con lutita en una relación de 30% de arenisca por 70% de lutita. El espesor de los estratos de arenisca varía de muy delgada a gruesa (Figura 6b), mientras que los estratos de lutita varían de delgada a mediana, con secuencias laminadas hasta estratificación muy delgada. Los contactos entre los niveles de lutita y arenisca son, generalmente, paralelos, presentándose también ondulados por la presencia de moldes de carga y en algunos casos se presentan surcos de erosión en la base de los estratos arenosos. La facies D1.1 sobreyace y subyace a las facies C1.1, C2.3, D2.1 y D1.2, de manera concordante, y subyace de forma erosiva o concordante a la facies A (Figura 3). La facies D1.1 se interpreta como el resultado de sedimentos transportados por corrientes turbidíticas de alta concentración ricas en limo o bien por flujos de escombros lodosos altamente fluidos, donde el mecanismo de depósito en ambos casos es el congelamiento friccional (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies D1.2 y D2.2: Lutita arenosa masiva. Las facies D1.2 y D2.2 se caracterizan por intercalaciones de lutita-limolita (~ 80%) y arenisca (~ 20%; Figuras 6c y 6e). Los estratos de lutita exhiben laminaciones paralelas en la base de los estratos, con espesores delgados a gruesos (~ 60 cm). Los estratos arenosos tienen espesores gruesos, con estratificación delgada a mediana (~ 10 cm). Los contactos son, generalmente, ondulados (arenisca/lutita) y raramente erosivos, pero entre la limolita y la lutita son planos y gradacionales. Las facies D1.2 y D2.2 sobreyacen y subyacen a las facies C1, C2, D1 y D2. Las características sedimentológicas que exhiben las facies D1.2 y D2.2 indican un transporte de sedimento por corrientes turbidíticas de alta concentración en fracción de lodos, o por corrientes turbidíticas de baja densidad. El mecanismo de depósito está relacionado con la suspensión de los granos de limo y arcilla, vinculados con la clasificación del tamaño de grano dentro de las subcapas viscosas, o por la suspensión grano a grano (sólo para turbiditas), seguida por transporte de tracción de los limos en suspensión (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies D2.1: Limolita-lutita arenosa. La facies D2.1 se caracteriza por sucesiones alternadas de limolita, lutita (90%) y arenisca (10%; Figura 6d). Los estratos de limolita y lutita varían de medianos a gruesos (~ 70 cm), con gradación normal y laminaciones paralelas. La secuencia de arenisca tiene un espesor muy grueso pero con capas muy delgadas a medianas (~ 15 cm). Los contactos son planos y, localmente, ondulados. Esta facies sobreyace y subyace de manera concordante a la clase de facies C2, C1, D1 y D2 (Figura 3). La facies D2.1 representa el transporte de sedimentos por corrientes turbidíticas de baja concentración, donde el mecanismo de depósito se realiza grano a grano, seguida por transporte de tracción sobre la base de los estratos, lo que favorece al desarrollo de las laminaciones paralelas (^{Pickering y Hiscott, 2016}).

Facies DNT: Depósitos no turbidíticos. La facies DNT se caracteriza por presentar estratos de caliza de tipo grainstone con un tamaño de grano de guijarros a areniscas finas, mostrando depósitos residuales en la base de los estratos, estratificación cruzada de tipo “swaley” y hummocky” y laminaciones paralelas en la cima. El rango de estratificación varía de muy delgada a gruesa (~ 30 cm). Los clastos son subangulosos a subredondeados, siendo de caliza, lutita y bioclastos de crinoides, gasterópodos y amonites, que se encuentran en una matriz calcáreo-arcillosa. La facies DNT también puede estar presente de manera independiente, como una caliza de tipo grainstone de bioclastos y con estratificación cruzada de tipo swaley-hummocky; esta última estructura está asociada con laminaciones paralelas (Figura 6f-6h). Los contactos internos tanto en la base como en la cima, fueron fuertemente erosionados y exhiben morfología lenticular. Esta facies subyace a la facies de areniscas lodosas (C1 y C2), donde los contactos son esencialmente erosivos; esta facies sobreyace, de forma erosiva, a la sucesión terrígena-carbonatada de la Formación Agua Nueva. Sin embargo, se tiene que señalar que la caliza de tipo grainstone de bioclastos, se presenta de manera aislada dentro de las facies D1, D2.1 y C2.3 (Figura 3), mostrando contactos inferiores erosivos y contactos superiores planos. La facies DNT se interpreta como el resultado de la erosión que producen corrientes turbidíticas episódicas, relacionadas con procesos de alta energía, ocurridas tanto en la línea de costa como en la cuenca (^{Dott y Bourgeois, 1982}; ^{Brenchely, 1985}; ^{Mulder et al. 2009}).

Asociación de facies 1 (AF1)

La AF1 está formada por las facies A1.3, A2.2, A2.4, A2.3 y A2.6 (Figura 7). Típicamente estos depósitos presentan bases erosivas y abruptas, morfologías lenticulares, geometría convexa (Figura 7) y cimas que se adelgazan hacia la cima. Estos depósitos son conglomerados bien estratificados o gradados, y en menor frecuencia no gradados y desorganizados. Internamente, las superficies de erosión comúnmente forman horizontes de clastos imbricados. Esta asociación de facies se interpreta como la etapa de relleno de canales submarinos, relacionados con el depósito principalmente de corrientes turbidíticas y flujos de densidad concentrados (Figura 7). La asociación de facies 1 sobreyace y cambia lateralmente a las asociaciones AF4 y 5. Pendiente abajo del sistema de depósito, esta asociación de facies es lateralmente más extensa y forma los depósitos de la transición lóbulo-canal y de lóbulo cercano cuando los sistemas no están confinados (Figura 7).

Figura 7 Interpretación sedimentológica de las asociaciones de facies 1, 2, 3 y 4, con base en las diferentes columnas sedimentológicas-estratigráficas medidas en el área de estudio. Modelo del canal submarino tomado de ^{Pickering y Hiscott (2016)}. Modelo de abanicos submarinos antiguos tomado de ^{Mutti y Ricci-Luchi (1972)}. El círculo en línea punteada indica la posición de los canales documentados. Los números 1, 2, 3, 4, 5, 6, y 7 hacen referencia a las diferentes asociaciones de facies documentadas en este trabajo. 

Asociación de facies 2 (AF2)

La AF2 está conformada por las facies A2.4, A2.3, A2.2 C2.3, C1.1 y D2.1 (Figura 7). Los estratos individuales presentan cimas y bases abruptas, y típicamente exhiben morfologías lenticulares con poca continuidad lateral. La asociación AF2 sobreyace concordantemente y cambia lateralmente con las asociaciones AF1 y AF3. La asociación AF2 se interpreta como depósitos de intercanal o de desborde de canal, tanto en la parte lejana del abanico interno como en la parte cercana del abanico medio, según el modelo de ^{Mutti y Ricci-Lucchi (1972}; Figura 9).

Figura 8 Interpretación sedimentológica de las asociaciones de facies 3, 5 y 6. Modelo del lóbulo tomado de ^{Galloway y Hodbay (1996)}. Modelo de abanicos submarinos antiguos tomada de ^{Mutti y Ricci-Luchi (1972)}. El círculo en línea punteada denota la posición de los sistemas documentados dentro del modelo de abanico submarino. Los números 1, 2, 3, 4, 5, 6, y 7 hacen referencia a las diferentes asociaciones de facies documentadas en este trabajo. 

Figura 9 Columnas litoestratigráficas que sintetizan la evolución de los complejos turbidíticos de Huixtac-Ojo de Agua y Cerro Gordo-Taxco el Viejo. Nótese que también se marcan, en la parte inferior de la figura, los diferentes eventos que les dieron origen. Los recuadros en gris denotan los depósitos asociados a turbiditas, interpretados en este trabajo como discontinuidades entre los diferentes tipos de abanicos submarinos, documentados en este trabajo. SSP-1= Sucesión Sedimentaria 1, SSP-2= Sucesión Sedimentaria 2 y SSP-3= Sucesión Sedimentaria 3. Nota: Las secciones condensadas de cada uno de los dominios de sedimentación, se elaboraron con base en el levantamiento y análisis de 250 perfiles sedimentológicos detallados documentados por ^{Ocampo-Díaz (2004)}. Los recuadros en color azul claro representan los depósitos no turbidíticos; los recuadros en color azul marino denotan los depósitos de conglomerados resedimentados de la facies A1.1, usados en este trabajo como discontinuidades entre cada una de las sucesiones sedimentarias profundas. 

Asociación de facies 3 (AF3)

La asociación AF3 está conformada por las facies A1.4, A2.4, B1.1, B2.2, C2.1, D1.1 y D2.2 (Figura 7). Las facies conglomerádicas y arenosas exhiben gradación normal e inversa, y normal-inversa cíclica con abundantes clastos flotados de diversos tamaños, laminaciones paralelas de régimen de flujo superior que lateralmente son discontinuas. Los estratos individuales tienen cimas y bases abruptas y paralelas y, generalmente, exhiben surcos de erosión. La clase de facies D muestra laminaciones paralelas con estratificación delgada que lateralmente son discontinuas; comúnmente, se encuentran intercaladas con la clase de facies B. La asociación AF3 se interpreta como depósitos de la transición lóbulo-canal, situados dentro del abanico medio tanto en su parte cercana como en su parte lejana (^{Mutti y Normark, 1987}) o bien, como depósitos de relleno posterior de los canales submarinos.

Asociación de facies 4 (AF4)

La asociación AF4 está conformada por las facies C1.1, D1.1, D1.2 y D2.2), dispuestas en sucesiones que disminuyen el espesor de los estratos con gradación normal. Individualmente, los estratos presentan cimas y bases erosivas que comúnmente están asociados con surcos de erosión y estructuras de arrastre y saltación de partículas. La asociación AF4 se interpreta como depósitos de corrientes turbidíticas y representa la fase del relleno de la formación del canal o depósitos de canal abandonado (Figura 7). La cartografía de las facies sugiere que, con el relleno, los flujos derivaron principalmente de los conductos situados en las áreas marginales cuando los canales estaban colmados. La asociación AF4 se localiza estratigráficamente sobre las asociaciones AF1 y AF2, subyaciendo a las asociaciones AF1, 2 y 3, pero también puede ocurrir adyacente a éstas.

Asociación de facies 5 (AF5)

La asociación AF5 está constituida por las facies B1.1, C2.1, C2.2, C2.3, C1.1, C2.2 y D1.1 (Figura 8), que inicia con areniscas con gradación normal en áreas más cercanas a la fuente de sedimentos, mientras que en las partes más distantes cambia lateralmente a areniscas con laminaciones paralelas de régimen de flujo inferior. La estratificación es delgada a gruesa, lateralmente continua, dispuesta dentro de sucesiones de crecimiento progresivo. Los estratos presentan bases y cimas erosivas y paralelas, típicamente asociadas con pequeños surcos de erosión y estructuras de arrastre y saltación de partículas. La asociación AF5 se interpreta como el depósito de lóbulos de tipo plano (^{Galloway y Hobday, 1996}), tanto su parte cercana como la distante; éstos se sitúan dentro del abanico medio, de acuerdo al modelo de ^{Mutti y Ricci-Lucchi (1972}; Figura 8). La asociación AF5 sobreyace concordantemente a las asociaciones AF5, 7 y 8, y subyace de manera erosiva a las asociaciones AF1, 2, 3 y 8, cambiando lateralmente a la asociación AF3.

Asociación de facies 6 (AF6)

La asociación AF6 está conformada por las facies C1.1, D1.1, D1.2 y D2.2. Típicamente, estos depósitos muestran bases erosivas y cimas con gradación normal; son continuos lateralmente y tienen morfología tabular. Comúnmente, estos depósitos se presentan como tríos o pares litológicos: los primeros se componen de lutita y limolita laminadas o masivas en la base, que gradúan a arenisca con gradación normal y laminaciones paralelas. En contraste, los pares no presentan los estratos arenosos. La asociación AF6 se interpreta como depósitos de planicie de cuenca y lóbulo distante que resultó de corrientes turbidíticas de baja concentración, y ocurre estratigráficamente por encima de las asociaciones AF5 y AF7, o bien cambian lateralmente a las mismas; también se encuentran bajo las asociaciones AF2 y AF3.

Asociación de facies 7 (AF7)

La asociación AF7 está constituida por las facies A1.1 y A1.2; muestra estratificación delgada a gruesa que se acuña lateralmente y con morfología lenticular. Típicamente, estos depósitos presentan bases y cimas erosivas, aflorando de manera aislada en el centro de la cuenca. La asociación AF7 sobreyace de manera erosiva y subyace de manera concordante a las asociaciones AF5 y AF6. Esta asociación de facies se interpreta como un depósito de flujos de escombros altamente cohesivos que evolucionaron a flujos granulares por la pérdida de material fino, derivados posiblemente de la plataforma durante un tiempo de mucha exposición; también representa un límite de secuencia entre diferentes eventos de sedimentación, lo cual se discute más adelante.

Asociación de facies 8 (AF8)

La asociación AF8 está constituida por caliza de tipo grainstone de bioclastos con estratificación cruzada de bajo ángulo de tipo swaley y hummocky; tiene estratificación delgada a gruesa que se acuña lateralmente, con morfología lenticular (Facies DNT). Típicamente, estos depósitos presentan bases y cimas erosivas, y muestran gradación normal asociada a las superficies de erosión. Comúnmente, estos depósitos son pares o tríos litológicos con el desarrollo de depósitos residuales de conglomerados bien redondeados que gradúan a estratificación cruzada de tipo swaley, a estratificación cruzada de tipo hummocky y a laminaciones paralelas. Los pares litológicos no presentan gravas residuales basales, mostrando únicamente estratificación cruzada de tipo swaley y hummocky, y laminaciones paralelas. La asociación AF8 sobreyace de manera erosiva a los depósitos carbonatados de las formaciones Morelos y Agua Nueva, y a las asociaciones AF5 y AF6, y subyace de manera concordante a las asociaciones AF3, 4 y 5. La cartografía de facies muestra que la asociación AF7 se distribuye en los límites de la sedimentación clástica-carbonatada, delimitando diversos sistemas de abanicos submarinos, lo cual se discute más adelante.

Estos depósitos representan eventos de alta energía, localizados al borde de la plataforma o bien dentro del fondo marino. La base de estos depósitos comúnmente representa discontinuidades en el registro estratigráfico.

Fase 1: Desarrollo de abanicos submarinos ricos en lodos-arenas dentro de una antefosa simple (Cenomaniano temprano)

El desarrollo inicial de la cuenca de Taxco-Atlixtac está estrechamente relacionado con el origen de la cuenca de Pachivia, la cual se encuentra al occidente, fuera del área de estudio. Ambas cuencas se caracterizan por el desarrollo de sistemas turbidíticos de alta eficiencia (^{Mutti y Normark, 1987}), conformados por sistemas de canal-depósitos de desborde y lóbulo con características de abanicos submarinos ricos en lodos y arenas, tal como se encontró en la sucesión SSP-1 (^{Reading y Richards, 1994}). Esta sucesión está conformada por las facies C y D (AF5 y AF6) y, en menores cantidades, por la facies B. Los depósitos de desborde y los sistemas de intercanal están poco desarrollados, quizá por la moderada sinuosidad que presentan los sistemas de canales, que favorece la erosión de estos sistemas. Los sistemas de lóbulos presentan una morfología radial, como lo marcan las direcciones de paleocorrientes, que indican un transporte preferencial de sedimentos finos hacia el SE65°, con dispersión de sedimentos desde SE40° hasta SE85° (Figura 12). Los sistemas de lóbulo sobreyacen por una discordancia erosiva a la asociación AF8, documentada en la cima de la sucesión terrígena-carbonatada de la Formación Agua Nueva (^{Guerrero-Suastegui, 2004}; ^{Ocampo-Díaz, 2004}; ^{Ocampo-Díaz, 2012}). Las relaciones estratigráficas y las características sedimentológicas de la asociación AF8 permiten interpretar la edad del inicio de la acreción suave del subterreno Teloloapan contra el Terreno Mixteca. La edad de Cenomaniano temprano de la sucesión SSP-1, denota que estas sucesiones son más jóvenes que las edades del Albiano tardío documentadas en el área de Teloloapan por ^{Guerrero y Ramírez (1992)}, ^{Guerrero et al. (1993)} y ^{Guerrero-Suastegui (2004)} con base en un ensamble faunístico de amonites, calciesferúlidos y foraminíferos planctónicos (Figura 1). Estas variaciones en las edades de ambas unidades son concordantes con las edades de deformación documentadas en sucesiones del Terreno Guerrero por ^{Fitz-Díaz et al. (2008)}). Estos autores sugieren que el proceso de acreción del subterreno Teloloapan con la región del México continental ocurrió entre el Albiano y el Cenomaniano temprano (^{Guerrero-Suastegui, 2004}; ^{Guerrero-Suastegui et al., 2006b}), lo cual favoreció la ocurrencia de eventos episódicos de alta energía en las cuencas de Pachivia y Taxco-Atlixtac (^{Einsele, 1996}; ^{Einsele et al., 1996}; Figura 12). El proceso de colisión posiblemente fue de tipo suave (“soft-collision”; ^{Pickering et al., 1988}) entre el subterreno Teloloapan y el Terreno Mixteca, relacionado con una subducción de la placa de Norteamérica hacia el oeste, como lo ha propuesto ^{Ramírez-Espinoza et al. (1991)}, ^{Guerrero-Suastegui (2004)}, ^{Ocampo-Díaz et al. (2016)}. El proceso de colisión suave favoreció el desarrollo de depozonas en antefosa de tipo simple (^{Ricci-Lucchi, 1986}), la migración del sistema de antepaís relacionado con el cinturón orogénico y la propagación de las cuñas orogénicas hacia el este. El desarrollo y propagación de las cuñas orogénicas, y por consecuencia, el desarrollo del cinturón plegado y cabalgado, debieron ser bajos o moderados, con desarrollo de cadenas montañosas de alturas moderadas, en las cuales la exposición y alteración de las áreas fuente debieron haber sido bajas. Esto está indicado por los valores bajos a moderados del Índice de Alteración Química (^{Guerrero-Suastegui, 2004}) en las sucesiones turbidíticas del área de Pachivia, y la presencia de circones detríticos con edades mayores a 1 Ga (^{Talavera-Mendoza et al., 2007}; Figura 11). El incipiente desarrollo del cinturón orogénico favoreció la generación de sistemas turbidíticos de alta eficiencia y sistemas de abanicos ricos en lodos y arenas (^{Reading y Richards, 1994}), depositados en las cuencas de Pachivia y parcialmente en la cuenca de Taxco-Atlixtac. La morfología semi-radial que presentan los sistemas de lóbulos en la cuenca de Pachivia (^{Guerrero-Suastegui, 2004}), indican que la morfología de la cuenca era semi-confinada por altos estructurales, lo cual está relacionado con una corteza que se hundía con poco grado de atenuación (^{Jordan, 1995}; ^{Covault y Romans, 2009}). Este marco tectónico favoreció el mejor desarrollo de sistemas de lóbulos semi-radiales y canales con baja a moderada sinuosidad y depósitos de desborde, debido al poco grado de confinamiento de la cuenca (^{Pickering y Hiscott, 2016}; Figura 12). Sin embargo, las direcciones de paleocorrientes medidas en el área de Huixtac-San Juan Unión, indican una dirección perpendicular al frente del cinturón orogénico. Esto permite interpretar que el posible límite entre las cuencas de Pachivia y de Taxco-Atlixtac estuvo relacionado con el desarrollo de altos estructurales, posiblemente anticlinales poco desarrollados con orientación NW-SE. Es probable que hayan existido pequeñas áreas no confinadas por donde migraron los sistemas de canal-depósitos de desborde y lóbulo que conforman la base de las sucesiones clásticas del dominio de Huixtac-Ojo de Agua en la cuenca de Taxco-Atlixtac (Figuras 10 y 12).

Figura 12 Modelo sedimentológico de la evolución tectónica-sedimentaria de la cuenca de Pachivia y su relación con la cuenca de Taxco-Atlixtac durante el Cenomaniano temprano-Turoniano temprano. El color violeta con símbolos de “s” sesgada y cortada por una línea, denota a las rocas cristalinas previas a las rocas de las formaciones Chapolapa y de la Roca Verde Taxco el Viejo. El color verde oscuro con símbolo “s” sesgada identifica a las unidades de las formaciones Chapolapa y de la Roca Verde Taxco el Viejo. El color verde claro con símbolo de tabique señala a la Formación Morelos. Los depósitos de la cuenca de Pachivia solamente son representativos, dado que no forman parte del presente trabajo y su interpretación se establece con base en el trabajo de Guerrero-Suastegui (2001). 

Fase 2: Desarrollo de abanicos mixtos en arenas-lodos dentro de un complejo de antefosa (Cenomaniano tardío-Turoniano temprano)

La segunda fase representa el tiempo de máximo depósito de sucesiones arenosas documentadas en la sucesión SSP-2 de ambos dominios dentro de la cuenca de Taxco-Atlixtac, y por consiguiente el período de mayor relleno, subsidencia y desarrollo de esta cuenca (Figuras 9 y 13). Esta fase se caracteriza por el desarrollo de sistemas de canal-depósitos de desborde, transición lóbulo-canal y lóbulos con características similares a los abanicos mixtos en arenas-lodos (^{Reading y Richards, 1994}), representando sistemas de baja eficiencia, de acuerdo con el esquema de ^{Mutti y Normark (1987)}. Los sistemas de canales desarrollados en esta fase de sedimentación, en ambos dominios, son del tipo erosivo y mixto (AF3; ^{Mutti y Normark, 1987}). Su morfología fue de moderada sinuosidad con mejor desarrollo de depósitos de intercanal (AF2) y de sistemas de sedimentos de desborde (AF2), que se depositaron en la región del abanico submarino medio en su parte cercana y lejana dentro del modelo de ^{Mutti y Ricci-Lucchi (1972)}. Los sistemas de lóbulo (AF5) en ambos dominios están mejor desarrollados que durante la fase de sedimentación 1. Estos lóbulos se caracterizan por la presencia completa o parcial de la secuencia Bouma, y diversos ciclos de compensación (^{Mutti y Normark, 1987}) que denotan sus procesos de apilamiento vertical y crecimiento lateral. Los depósitos de lóbulo sobreyacen de manera concordante a la asociación AF7. Los sistemas de canales del complejo turbidítico de Huixtac-Ojo de Agua tuvieron una moderada sinuosidad, con direcciones preferenciales hacia el NE20°-NE50°, indicando un transporte de sedimentos siguiendo el eje del cinturón orogénico (Figura 13). Por otro lado, los sistemas de canales del complejo Cerro Gordo-Taxco el Viejo presentan direcciones preferenciales hacia el SW40°, denotando un transporte opuesto al eje del cinturón orogénico, posiblemente derivado de una región elevada, muy similar a la región de la inflexión tectónica positiva (forebulge o alto estructural) (Figura 13). El desarrollo de sistemas de la transición lóbulo-canal durante esta fase de sedimentación, en ambos dominios, es mayor que durante la fase de sedimentación 1. Esto implica que la morfología de la cuenca fue más atenuada, lo que favoreció el desarrollo de cambios en la pendiente, como puede ser la instauración de la inflexión tectónica positiva, en donde es más favorable desarrollar el depósito de estos sistemas (^{Mutti y Normark, 1987}). El complejo turbidítico de Cerro Gordo-Taxco el Viejo presenta el mayor desarrollo de los depósitos de la transición lóbulo-canal. Esto permite interpretar la evolución de la región por inflexión tectónica, la cual favoreció morfologías abruptas en ambos márgenes de la cuenca de Taxco-Atlixtac, con desarrollo de áreas de mayor pendiente, en donde es común el desarrollo y depósito de estos sistemas (^{Wynn et al., 2002b}). Las direcciones de paleocorriente, relacionadas con surcos de erosión de los sistemas de lóbulos del dominio de Huixtac-Ojo de Agua, indican direcciones preferenciales hacia el NE20°, mientras que los vectores de flujo de las direcciones de estructuras relacionadas con saltación y arrastre de partículas varían desde NW10° hasta NE60° (Figura 13). Estas variaciones en los vectores de paleocorrientes (surcos de erosión vs. estructuras de arrastre y saltación de partículas) permiten interpretar que los lóbulos del dominio de Huixtac-Ojo de Agua se desarrollaron con morfología alargada. Los lóbulos inicialmente se depositaron con rumbo NE60° y fueron migrando y traslapándose con rumbo NW10°, como lo denota la presencia de diversos ciclos de compensación (Figura 10). Por otro lado, las direcciones de flujo medidas en surcos de erosión en los sistemas de lóbulo del dominio de Cerro Gordo-Taxco el Viejo, indican rumbos preferenciales hacia el SW40°. Por otro lado, los rumbos de dispersión de sedimentos varían desde SW30° hasta NW40°, los cuales se midieron en estructuras de saltación y arrastre de partículas (Figuras 11 y 13). Esta información permite interpretar que los sistemas de lóbulos de la sucesión SSP-2 del dominio de Cerro-Gordo-Taxco el Viejo desarrollaron una morfología semi-radial (Figura 13). Aunado a esto, los datos de paleocorrientes en el dominio de Cerro Gordo-Taxco el Viejo indican que las direcciones de flujo −en el noroeste del poblado de Tecalpulco−, cambian abruptamente hacia el S y al NW40°. Este cambio en las direcciones de paleocorrientes, permite interpretar que los sistemas de canales submarinos documentados en el dominio de Cerro Gordo-Taxco el Viejo, presentaban una sinuosidad moderada. Este factor favoreció la generación de zonas de rompimiento de las márgenes de los canales, donde se genera el desborde de la sobrecarga de sedimentos que son transportados por corrientes turbidíticas de alta y baja densidad. De esta forma ocurrió el depósito de sucesiones de lóbulo y abanico externo en las regiones de Santiago Temixco y Atzala (Figura 13). Estas variaciones en los vectores de paleocorrientes robustecen la interpretación de que la corteza de la cuenca de Taxco-Atlixtac, durante esta fase de sedimentación, presentó un mayor grado de atenuación. Esto pudo propiciar la generación de anticlinales que confinaron y favorecieron el desarrollo de los sistemas de canales, la migración y traslape de los sistemas de lóbulos en ambos sistemas y el desarrollo de canales de transporte o no-depósito de la sobrecarga de sedimentos en el dominio de Cerro Gordo-Taxco el Viejo (^{Ricci-Lucchi, 1986}; ^{Kneller et al., 1991}; ^{Lomas y Joseph, 2004}; Figuras 11 y13). Estos cambios en los patrones de sedimentación y el incremento en el grado de atenuación de la corteza, posiblemente están relacionados con la evolución de una antefosa simple (estadio de sedimentación 1) a una antefosa compleja, como lo ha documentado ^{Ricci-Lucchi (1986)} en el sistema de antepaís de los Apeninos. El cambio de estilo de antefosa en la cuenca de Taxco-Atlixtac fue favorecido, muy posiblemente, por un proceso de colisión “dura” (s.s.^{Pickering et al., 1988}) del subTerreno Teloloapan contra el Terreno Mixteca, en este caso, con un sistema de subducción con polaridad hacia el este, como lo ha propuesto ^{Ramírez-Espinoza et al. (1991)} y ^{Guerrero-Suastegui (2004)}. Este evento de colisión dura, favoreció el mayor desarrollo del cinturón plegado y cabalgado, un mayor avance de las cuñas orogénicas, mayor profundidad de exhumación, mayor erosión y una mayor atenuación de la corteza que se hundía, lo que propició la generación de sistemas de abanicos mixtos de arena-lodo y la evolución de un sistema de antefosa simple a antefosa compleja (^{Reading y Richards, 1994}; ^{Ricci-Lucchi, 1986}; Figura 12 y 13). El mayor avance de las cuñas orogénicas hacia la región central de México y el incremento en el grado de disección de las rocas de la corteza inferior (i.e., complejo Acatlán), está apoyado por la presencia de circones detríticos con edades mayores a 160 Ma (^{Talavera-Mendoza et al., 2007}). De acuerdo con ^{Lawton et al. (2016)}, los circones se derivaron del arco Nazas-Chapolapa (170-200 Ma), de la orogenia Apalachiana (300-500 Ma), de la orogenia Pan-Africana (550-780 Ma) y de la orogenia Grenvilliana (1.0-1.2 Ga), que han sido documentados en diversas regiones de los estados de Guerrero, Puebla y Oaxaca (^{Talavera-Mendoza et al., 2007}; ^{Sierra Rojas et al., 2016}). Esta propuesta de aporte de sedimentos antiguos que derivaron de rocas con estas edades y que fueron exhumadas por desarrollo y avance frontal de cuñas orogénicas, es similar a la propuesta de ^{Talavera-Mendoza et al. (2007)}, quien propone que estos circones fueron reciclados, dado que presentan similitudes en los picos de edades con las rocas del Complejo Acatlán.

Figura 13 Modelo sedimentológico de la evolución tectónica-sedimentaria de la cuenca de Taxco-Atlixtac durante el Cenomaniano tardío-Turoniano temprano, fase de sedimentación 2. El color violeta con símbolos de “s” sesgada y cortada por una línea, denota a las rocas cristalinas previas a las formaciones Chapolapa y de la Roca Verde Taxco el Viejo. El color verde oscuro con símbolo “s” sesgada, hace referencia a las unidades de las formaciones Chapolapa y de la Roca Verde Taxco el Viejo. El color verde claro con símbolo de tabique hace referencia a la Formación Morelos. 

Fase 3: Depósitos de suspensión, traslape de los lóbulos y bifurcación de corrientes (Turoniano tardio?-Coniaciano temprano)

Durante la tercera fase de sedimentación se depositó la sucesión SSP-3 dentro de ambos dominios; esta sucesión se caracteriza por secuencias lodo-arenosas que desarrollaron sistemas de canal-depósitos de desborde y lóbulo, con características similares a los sistemas de abanicos ricos en lodos y arenas (^{Reading y Richards, 1994}). Estos depósitos se distinguen por amplias sucesiones rítmicas de lutita y arenisca que constituyen las facies C y D; se interpretan como depósitos de lóbulos dentro del abanico externo en su parte cercana, y que pertenecen a la facies B, que caracteriza a sistemas de canales de depósito (^{Mutti y Normark, 1987}). Los depósitos de lóbulo sobreyacen concordantemente a conglomerados resedimentados de la facies A2.2 (Figura 12), los cuales, se interpreta, marcan el límite de sedimentación entre la fase 2 y fase 3. Los vectores promedio de las direcciones de paleocorrientes, medidos en los depósitos de lóbulos del dominio de Huixtac-Ojo de Agua, indican que éstos se depositaron de manera alargada con direcciones variables entre NW10° y NE20°, siguiendo la traza de un desvío de la carga de sedimento fino generado en la Fase 2 (Figura 14). En tanto, los depósitos de lóbulo del dominio del Cerro Gordo-Taxco el Viejo, se depositaron de manera elongada con direcciones preferenciales desde SW40° hasta NW40, como lo marcan las direcciones de paleocorrientes y el patrón de las relaciones de lutita-arenisca (Figura 11). Un rasgo importante que se observa en el mapa de distribución de paleocorrientes, en las inmediaciones de los poblados de Santiago Temixco y Tecalpulco, es una dirección oblicua a la dirección preferencial de distribución de sedimentos, muy similar a la orientación de la sedimentación de la fase 2. Estos patrones indican que el canal de desvío (by pass) al inicio de esta fase de sedimentación, aún estaba activo. Este factor favoreció la bifurcación y la migración de los sistemas de lóbulo hacia la región de Santiago Temixco, y que posteriormente fueron cubiertos por los sistemas de abanicos submarinos ricos en lodo y arena. Las direcciones de paleocorrientes y la distribución de facies indican que después del soterramiento del canal de desvío, ambos sistemas fueron traslapados, rellenando y colmando la cuenca de Taxco-Atlixtac (Figura 14). Este proceso de solapamiento se infiere por el contraste de las direcciones de los vectores promedio de surcos de erosión, en las inmediaciones del poblado de Santiago Temixco (Figuras 10, 11 y 14). Las características de la última fase de sedimentación, y sobre todo la similitud con los sistemas de abanicos ricos en lodos y arenas, sugieren que el desarrollo del cinturón plegado y cabalgado y de las cuñas orogénicas, durante esta etapa de sedimentación, fue lento o casi nulo. Este proceso posiblemente ocurrió por medio de una colisión suave (s.s.^{Pickering et al., 1988}), lo cual favoreció condiciones de aporte de sedimentos de grano fino, transportados principalmente por corrientes turbidíticas de baja densidad y por algunas de alta densidad.

Figura 14 Modelo sedimentológico de la evolución tectónica-sedimentaria de la cuenca de Taxco-Atlixtac durante el Turoniano temprano a tardío, fase de sedimentación 3. El color violeta con símbolos de “s” sesgada y cortada por una línea denota a las rocas cristalinas previas a las formaciones Chapolapa y de la Roca Verde Taxco el Viejo. El color verde oscuro con símbolo “s” sesgada hace referencia a las unidades de las formaciones Chapolapa y de la Roca Verde Taxco el Viejo. El color verde claro con símbolo de tabique hace referencia a la Formación Morelos.