1. Introducción

Las cuencas tipo rift son áreas de la litósfera que presentan extensión acomodada por fallas normales en la parte superior y adelgazamiento dúctil en la base de la corteza, el incremento de estiramiento de la corteza determina etapas de evolución de este tipo de cuencas (^{Allen y Allen, 2005}). La amplitud del rift tiene escala regional con dimensiones variables, sus bordes están definidos por zonas de fallas normales de gran longitud, pero de amplitud restringida y se conocen como fallas de frontera (^{Withjack et al., 1995}; ^{Kristensen et al., 2016}). Estas fallas de frontera afectan al basamento y segmentan bloques con geometría de escalón que descienden al interior de la cuenca. En estos bloques se crea el espacio de acomodo que recibe sedimentos que provienen de la erosión de pilares estructurales externos o del borde de la cuenca; ejemplos de este tipo de cuencas rift son numerosos; el Mar del Norte entre Noruega y Reino Unido (^{Dawers y Underhill, 2000}); Golfo de Suez en Egipto (^{Patton et al., 1994}); Bresse en Francia y Rhin en Alemania (^{Illies y Greiner, 1978}); Dampier en Australia (^{Withjack y Eisenstadt, 1999}); Newark en la costa Este de los Estados Unidos (^{Schlische, 1992}), entre otros. Estos rifts se dividen en dos grandes grupos; el rift asimétrico que se genera en la corteza sobre un nivel de despegue de geometría lístrica que favorece estructuras half-graben y pliegues rollover y el rift simétrico que tiene un nivel de despegue sub-horizontal en la corteza, sus bordes son divergentes, limitados por fallas de frontera sub-verticales con bloques que se hunden hacia el eje de la cuenca con sensible acomodo en dominó. El régimen de extensión puede ser ortogonal u oblicuo a las fronteras del rift, con bloques desplazados por planos de fallas individuales en acomodo geométrico subvertical, o con deslizamiento lateral vinculado a la oblicuidad del contorno de la cuenca, así como fallas lístricas sintéticas y antitéticas (^{Allen y Allen, 2005}). Las fallas presentan diversidad escalar, desde métricas a kilométricas (^{Burchfiel y Stewart, 1966}).

El llenado de sedimentos de las cuencas rift está afectado por variación en el incremento de subsidencia y tasa de sedimentación, en ambientes que varían de continental en la etapa pre-rift a transicional y marino en la etapa rift y post-rift, según el estado de distensión de la cuenca y en estrecha relación con la erosión que se vincula con la exhumación de bloques elevados que delimitan a la cuenca. Asimismo, se liga a condiciones climáticas y se une a variaciones de nivel del mar (^{Withjack y Schlische, 2002}; ^{Kristensen et al., 2016}; ^{Gawthorpe et al., 1997}; ^{Gawthorpe y Leeder, 2000}). Las evidencias que sustentan márgenes activos quedan registradas en cuñas estratigráficas aledañas a las fallas frontera de cuencas rift. El cambio lateral y vertical de granulometría clástica gruesa a fina sugiere cercanía o lejanía de la fuente de aporte y ciclos de inestabilidad o condiciones climáticas de corta duración, es común encontrar cuñas sedimentarias, discordancias y deformación de sedimento sin consolidar. La ocurrencia de fallas sinsedimentarias en la sucesión pueden indicar espasmos de movimiento tectónico y condiciones de inestabilidad durante el depósito (^{Shamugan, 2017}; ^{Gawthorpe y Leeder, 2000}).

Las sucesiones sedimentarias que rodean al Bloque de Coahuila y las cuencas vecinas muestran cambios de facies entre columnas estratigráficas, poseen características sedimentarias y estructurales que revelan la existencia del paso lateral y vertical de ambiente continental a marino, el cual se interdigita en un margen en proceso de subsidencia y transgresión, desde el Jurásico Superior al Cenomaniano (^{Humphrey, 1956}; ^{Guzmán y DeCserna, 1963}; ^{Charleston, 1973}, ¹⁹⁸¹; ^{McKee et al., 1990}; ^{Eguiluz y Aranda, 1984}; ^{Eguiluz, 2011}). El análisis de estas sucesiones permite hacer reconstrucciones paleogeográficas contiguas entre estos dominios sedimentarios, cuando la carpeta sedimentaria puede observarse al estar exhumada por la deformación tectónica del Cretácico Superior y Paleógeno (^{Gray et al., 2001}; ^{Chávez-Cabello, 2005}; ^{Fitz-Díaz et al., 2016}; ^{Gray et al., 2020}), o bien, a través de registros de pozos y secciones sísmicas en el subsuelo. El intervalo que se estudia aquí queda comprendido en su base por rocas del Tithoniano Tardío (biozona Crassicolaria sp.) y su cima por rocas del Aptiano (biozona Dufrenoyia justinae), pero el intervalo estratigráfico particular entre estos horizontes índice presenta carbonatos y terrígenos con escasos fósiles diagnósticos (^{Imlay, 1940}), lo que impide hacer correlaciones inequívocas; sin embargo, esta dificultad se aminora con apoyo de criterios alternos, como el análisis de secuencias estratigráficas (^{Eguiluz, 2011}), paleomagnetismo (^{González-Naranjo et al., 2008}; ^{Arvizu-Gutiérrez et al., 2011}) e isotopía (^{Lehmann et al., 1999}; ^{Hernández, 2003}). En este trabajo se documentaron fallas lístricas con geometría en dominó y deformación de sedimento suave en las formaciones Patula y Carbonera, respectivamente, estas estructuras aquí se analizan para proponer que representan el último pulso de extensión tectónica regional post-rift alrededor del Bloque de Coahuila en el Noreste de México durante el Cretácico Inferior.

2. El Bloque de Coahuila

El Bloque de Coahuila lo define una estratigrafía peculiar formada por rocas volcanosedimentarias marinas del Paleozoico Superior, depositadas en la cuenca Las Delicias e intrusivos graníticos del Permo-Triásico (^{King, 1934}; ^{McKee et al., 1984}; ^{Handschy et al., 1987}; ^{McKee et al., 1988}; ^{Jones et al., 1995}; ^{Albarrán et al., 2009}). Se considera que estas rocas fueron deformadas y acrecionadas al margen del Cratón de Norteamérica durante la colisión entre Gondwana y Laurentia (^{Flawn, et al., 1961}; ^{Handschy et al., 1987}; ^{McKee et al., 1990}; ^{López et al., 2001}; ^{Poole et al., 2005}). Estas rocas son cubiertas por volcanoclásticos del arco Nazas presentes en el subsuelo en los pozos Paila 1A y Mayrán 1 (^{Eguiluz y Aranda, 1984}) y afloran en la sierra Diablo (^{McKee et al., 1990}). Este bloque fue segmentado por fallas durante la génesis de la Cuenca de Sabinas, entre el Jurásico-Cretácico Inferior (^{McKee et al., 1988}, ¹⁹⁹⁰; ^{Eguiluz, 1991}). Durante la transgresión marina en el Noreste de México, entre el Jurásico Medio y el Aptiano Temprano este bloque paleotectónico configuró un área insular (^{Böese, 1923}; ^{Humphrey, 1956}; ^{Humphrey y Díaz, 2003}; ^{Lehmann et al., 1999}; ^{Amezcua et al., 2020}). La periferia del área emergida paulatinamente fue reduciendo su extensión al ser cubierta por depósitos de siliciclastos y carbonatos de ambiente somero (formaciones San Marcos, Patula, Carbonera y Cupido-Cupidito) y a finales del Aptiano Temprano (biozona Dufrenoyia justinae), la superficie de este bloque la cubrió el mar durante un evento de inundación máxima, representado por terrígenos litorales de la Formación Las Uvas (^{Lehmann et al., 1999}). Sobre el Bloque de Coahuila, durante el Albiano y Cenomaniano Temprano, se depositó una potente sucesión calcáreo-evaporítica (formaciones Acatita y Treviño) de ambiente lagunar, restringida por bancos de arrecife en su borde (Formación Viesca), para constituir a la Plataforma de Coahuila (^{Garza, 1973}). En el Cretácico Superior y Paleógeno el Bloque de Coahuila se cubrió con depósitos siliciclásticos de una sedimentación de antepaís que estructuralmente se deformó y emergió.

Por otro lado, las cuencas que circundan a este bloque (Sabinas y Centro de México) están formadas sobre un basamento complejo de edad pre-Bajociano, constituido por rocas metamórficas, ígneas y sedimentarias (^{Carrillo-Bravo, 1982}; ^{Eguiluz, 2001}; ^{Albarrán et al., 2009}; ^{Barboza et al., 1999}). En estas cuencas la sedimentación marina posiblemente inició en el Jurásico Medio con el depósito de la Formación Minas Viejas (^{Amezcua et al., 2020}), continuó en el Jurásico superior (formaciones La Gloria y La Casita) y prosiguió con ciclos de transgresión y regresión en el Cretácico Inferior, dominado por depósitos de terrígenos, carbonatos y evaporitas, desde el Berriasiano al Aptiano Temprano (formaciones Menchaca, Barril Viejo, Padilla, La Mula, Carbonera, La Virgen y Cupido-Cupidito), cubiertas por lutita y caliza arcillosa de la Formación La Peña del Aptiano (^{Charleston, 1973}; ^{Goldhammer, 1999}; ^{Eguiluz, 2011}). Cabe aclarar aquí que Dufrenoyia justinae, tradicionalmente fue referida para identificar la base del Aptiano Tardío (^{Imlay, 1936}; ^{Cantú-Chapa, 1976}); sin embargo, nuevos criterios ubican esta biozona en la parte más alta del Aptiano Temprano (^{Barragán-Manzo y Méndez-Franco, 2005}). La subsidencia de la cuenca acomodó carbonatos y terrígenos de ambiente marino, relativamente profundo, durante el Albiano y Cenomaniano Temprano (formaciones Tamaulipas Superior, Cuesta del Cura, Kiamichi, Georgetown, del Río y Buda). Durante el Cretácico superior y Paleógeno estas cuencas fueron cubiertas por una sedimentación detrítica de tipo antepaís, que fue tectónicamente deformada y exhumada.

La descripción del entorno estratigráfico descrito entre el Bloque de Coahuila y las cuencas que lo rodean revela cambios de ambiente y batimetría para el depósito sedimentario, con subsidencia diferencial entre el Bloque de Coahuila como un alto y las cuencas vecinas (Sabinas y Centro de México) como artesas receptoras, en estas cuencas se acumuló una columna de sedimentos continentales y litorales, derivados del área emergida inmediata al margen del Bloque de Coahuila.

En la Cuenca de Sabinas las facies marginales para el Cretácico Inferior están representadas por sedimentos detríticos, como el Conglomerado Esmeralda en sierra Mojada; las capas Colorado y la Formación San Marcos en la sierra La Fragua; cima de las Capas Tanque Cuatro Palmas y la Formación San Marcos en el valle y la sierra de San Marcos-Pinos, así como las formaciones Barril Viejo y Patula en la sierra La Gavia. En la cuenca del Centro de México estas facies marginales están representadas por la Formación Carbonera, expuesta en las sierras de Arteaga, Parras y Puerto Los Soldados, Coahuila (^{Eguiluz, 1989}). Como depósito de carbonatos en el margen del Bloque de Coahuila se encuentran las formaciones Cupido - Cupidito. Así mismo, durante el Albiano y Cenomaniano Temprano entre las entidades paleogeográficas referidas, se presentan evidencias del paso de una plataforma, circunscrita por parches de arrecife (Formación Viesca), hacia facies de cuenca (^{Garza, 1973}). Los contrastes litológicos son notables entre una sedimentación marina que se depositó tempranamente en las cuencas, versus una sedimentación marina depositada tardíamente sobre el Bloque de Coahuila, vinculados con la presencia de una cuña siliciclástica entre ambos dominios sedimentarios, con facies continentales que gradúan y se interdigitan con facies marinas. Estos cambios litológicos son la base para sustentar la presencia del borde paleogeográfico entre la cuenca y un continente emergido en el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior, pero este continente desapareció al ser cubierto por el mar en el Bedouliano Tardío (Figura 1).

Figura 1 Relaciones estratigráficas entre el Bloque de Coahuila y la Cuenca de Sabinas. Localidades: 1) Las Delicias, 2) Casa Colorada, sierra La Paila, 3) sierra Mojada, 4) sierra La Fragua, 5) sierra y pozo San Marcos-1, 6) sierra La Gavia, 7) sierra Arteaga, 8) sierra y pozo Menchaca-1, 9) pozo Anhelo-1, 10) pozo Hacienda-1, 11) pozo Mercado-1, 12) pozo Inés-1, 13) pozo Popa-1. A) Secciones de correlación estratigráfica. C.B: complejo basal, Fm: Formaciones indicadas en la figura. SB límite de secuencia, TST tracto transgresivo, HST tracto de nivel alto. B) Distribución de facies continentales al margen de la Isla de Coahuila gradúan a litorales y carbonatos en el borde de una plataforma de rampa durante el Berriasiano-Hauteriviano. 

Trabajos adicionales en las sierras de La Mula, La Fragua, San Marcos, La Gavia y Arteaga, indican que el aporte de siliciclastos proviene de un terreno constituido por rocas de composición granítica, sedimentos y filitas (^{McKee et al., 1990}).

Análisis sedimentológicos de la Arcosa Patula y la Formación Carbonera indican que sus sedimentos pueden derivarse de un bloque continental estable, con basamento de transición continental de un orógeno de colisión (^{Ocampo-Díaz et al., 2014}). Los datos de la dirección preferente de paleocorrientes en La Gavia tienen orientación y sentido que sugiere un transporte del norponiente hacia el suroriente, del poniente al oriente y un porcentaje menor de datos con direcciones inconsistentes (^{Krutak, 1965}). La cuña sedimentaria descrita entre el bloque continental y las cuencas muestra cambios de espesor importantes (Tabla 1) que requieren considerar, por un lado, la subsidencia que generó el espacio de acomodo (^{Cuevas, 1984}) y, por otro lado, su relación con una rampa pronunciada para trasladar depósitos siliciclásticos de la zona externa hacia el interior de la cuenca, entre el Berriasiano y el Aptiano.

Algunos autores consideran que el lineamiento San Marcos corresponde a un borde cuya génesis se asocia a una cuenca pull-apart, con movimiento lateral y trans-tensión (^{Charleston, 1981}; ^{Padilla y Sánchez, 1982}; ^{Longoria, 1984}; ^{Tardy et al., 1989}; ^{Albarrán et al., 2009}), mientras que otros autores lo relacionan a una cuenca rift, por extensión cortical con subsidencia tectónica (^{McKee y Jones, 1979}; ^{Cuevas, 1984}; ^{Eguiluz, 2001}; ^{Stern y Dickinson, 2010}; ^{Arvizu-Gutiérrez et al., 2011}).

En el lineamiento estructural de San Marcos se han aportado datos cinemáticos que sugieren varias etapas de actividad tectónica. ^{Chávez-Cabello et al. (2005)}, en las sierras de La Fragua y San Marcos, describen varias familias de fallas durante una etapa de extensión, con movimiento lateral derecho circunscrito a rocas del Tithoniano, seguida por una reactivación extensional en el Neocomiano, en ambos casos las fallas ocurrieron durante la sedimentación y estas fallas no afectan a estratos sobreyacentes más jóvenes. Las rocas de este borde paleogeográfico tienen un denominador común, se emplazan en varios pliegues anticlinales de tipo drape-fold, con anticlinales y fallas inversas con vergencia al suroeste, presumiblemente generados durante el Paleógeno (^{Chávez-Cabello, 2005}), pero que sugieren la reactivación de fallas antiguas de basamento. Los cambios drásticos de orientación de los ejes estructurales de varios anticlinales en el borde suroeste de la Cuenca de Sabinas han sido asociados a la inversión de bloques de basamento (^{Chávez-Cabello et al., 2005}).

Acorde a ^{González-Naranjo et al. (2008)}, la magnetoestratigrafía proporciona una edad Barremiano Temprano al Aptiano Temprano (131-125 Ma) para el depósito de la Formación San Marcos, así mismo, análisis paleomagnéticos en la Formación San Marcos expuesta en las sierras de la Fragua y San Marcos, revelan una dirección media de la componente de declinación de 352.7º, con inclinación de 55.5º y desviación angular máxima menor a 10°. Lo anterior corresponde con una paleolatitud congruente con la esperada para las rocas del Cretácico en el Cratón de Norteamérica (^{McElhinny y McFadden, 2000}), por lo que estas rocas no sustentan la idea de desplazamiento latitudinal significativo.

Este trabajo presenta datos adicionales de fallas que sustentan extensión tectónica simultánea al depósito de sedimentos de las formaciones Carbonera y Arcosa Patula, en el margen que circunda al Bloque de Coahuila, durante el Cretácico Inferior, en afloramientos de las sierras de La Gavia y Arteaga, Estado de Coahuila (Figura 2).

Figura 2 Localización de las áreas de estudio (estrella roja). a) anticlinal La Gavia, b) anticlinal Arteaga, Estado de Coahuila (imagen Google Earth). 

3. Metodología

Mediante observaciones de campo en este trabajo se identificó un sistema de fallas que disloca estratos que están comprendidos en rocas que se depositaron entre el Berriasiano y Aptiano. Se obtuvieron datos de tres afloramientos del flanco sur del anticlinal de La Gavia y uno en el cañón Los Chorros de la sierra Arteaga. Con brújula Brunton se realizaron mediciones estructurales para obtener la orientación azimutal y la inclinación de los planos de las fallas (Tabla 2), pitch de estrías presentes, cinemática de las fallas, así como el rumbo e inclinación de los planos de estratificación. Los datos están indicados en convención “rumbo/ buzamiento” de planos en regla de la mano derecha. Empleando los programas STEREONET y FAULTKIN V 8.1.2 (^{Allmendinger et al., 2012}; ^{Cardozo y Allmendinger, 2013}), los datos estructurales obtenidos en campo se representaron en el hemisferio inferior de la red estereográfica de Schmidt (igual área), lo que permitió visualizar el arreglo actual de las fallas y las direcciones principales de los planos de estratificación. Los datos estructurales fueron graficados y, según el caso, posteriormente se realizaron rotaciones en el eje vertical, lo anterior, para realizar restituciones de datos afectados por procesos posteriores a la generación de las fallas normales. Los datos de entrada fueron rumbos y echados de las capas (So) para rotar datos hacia una posición estructural congruente con el flanco sur del anticlinal La Gavia. La comparación de ambas representaciones gráficas (con rotación y sin rotación), permitió visualizar la actitud de planos, polos y direcciones de tensores de esfuerzos generados a partir de datos de fallas, antes y después de su rotación por procesos posteriores a la generación de las fallas como traslado de bloques hacia el interior de la cuenca.

4. Anticlinal La Gavia

En el borde suroeste de la Cuenca de Sabinas afloran tres cortes litológicos de la Arcosa Patula que presentan más de 30 fallas, se encuentran entre los kilómetros 122 y 123 de la carretera federal número 57, con coordenadas Universal Transversal Mercator (UTM) de inicio 264,450; 2’913,771 m E y UTM final de 264,105; 2´913,894 m N (Datum WGS84), ubicadas en el flanco suroeste de un pliegue anticlinal simétrico, localmente con eje β orientado ~03°/288° (inmersión/ dirección, Figura 5A). Fuera del área de estudio esta estructura presenta una flexión e inmersión hacia el SE adquiriendo un rumbo regional de ~135°. El anticlinal La Gavia es un pliegue con geometría tipo caja, localmente su plano axial es vertical, pero hacia el norponiente es ligeramente vergente hacia el SSW. El pliegue se bifurca al norponiente para formar el anticlinal de la sierra de San Marcos-Pinos y el anticlinal de Mineral de Reforma en la sierra Purísima (Figura 2). La litología de la Formación Patula está constituida por limolita, arenisca de grano medio a grueso y conglomerado con clastos subredondeados a redondeados de 0.5 a 2 cm de diámetro, en capas de 20 a 60 centímetros de espesor, con estructuras tabulares y lenticulares canalizadas. La sucesión clástica no contiene fósiles y el color de la sección es predominantemente rojizo a guinda, pero hay coloraciones verde, blanca y gris. Esta litología contrasta con las formaciones que estratigráficamente la limitan. La base de la Arcosa Patula yace sobre siliciclastos marinos de la Formación Barril Viejo, compuesta por arenisca y conglomerado en capas lateralmente continuas, de 40 a 60 cm de espesor, estratificación laminar cruzada y gradada, granodecreciente a la cima, de tipo turbidita, en coloración gris a verde claro, con ammonites del género Thurmanniceras (posible Valanginiano Tardío). La cima de la Arcosa Patula pasa en transición a la Formación Cupido-Cupidito compuesta por evaporita, marga y carbonato, en color amarillo claro y gris, en capas gruesas con fósiles bentónicos de ambiente marino lagunar.

Figura 3 Tres afloramientos en cortes de la carretera federal 57 muestran fallas normales de tipo dominó, lístrico, sintéticas y antitéticas en sedimentos de la Arcosa Patula. Las flechas indican el desplazamiento relativo del bloque bajo y la barra amarilla en un círculo es la escala de 1 m para los tres afloramientos. 

Figura 4 Anticlinal Arteaga. A) Pliegues de escala métrica (1 y 2) que yacen a capas en cuña paralelas y no afectadas por estructuras convolutas (líneas punteadas rojas), truncadas en la cima. Sentido de deslizamiento al surponiente (flecha negra). Note estratos inferiores erosionados por slump y estratos superiores lateralmente continuos. B) Arreglo de fallas (1, 2 y 3) que desplazan bloques, falla 2 limitada arriba por estratos continuos. Escala indicada en las figuras. 

Figura 5 Estereogramas de planos de estratificación y fallas en la localidad La Gavia. a) Eje β y plano axial para el anticlinal La Gavia en el área de estudio. b) Direcciones promedio para estratificación en los taludes 1 y 2 (azul) y 3 (rojo). c) Planos de falla de los taludes 1 y 2 con sus respectivas estrías. d) Esfuerzos principales y solución al plano de falla calculado a partir de los datos de campo de los taludes 1 y 2. e) Planos de falla del talud 3 con sus respectivas estrías. f) Esfuerzos principales y solución al plano de falla calculado a partir de los datos de campo del talud 3. g) Planos de falla del talud 3 con sus respectivas estrías, rotadas 58° antihorariamente a través de un eje vertical para orientar las fallas y planos de estratificación paralelamente al flanco sur del anticlinal La Gavia. h) Esfuerzos principales y solución al plano de falla calculado a partir de los datos de campo del talud 3 rotados 58° antihorariamente a través de un eje vertical. La dirección e inmersión de σ₃ y/o del eje T para las fallas del talud 1 y 2 son subparalelos al σ₃ y al eje T de las fallas rotadas del talud 3 (datos en la Tabla 3). 

En tres cortes del talud se exponen afloramientos de estratos de la Arcosa Patula que están escalonados, segmentados por planos de fallas sub-verticales oblicuos al corte carretero. En la localidad de interés, el rumbo y echado de las capas sedimentarias (So) se documentó en cuatro sitios o taludes. En el sitio 1 el valor promedio de So fue de 111°/39°, sitio 2: 112°/42°, sitio 3: 170°/47° y sitio 4: 120°/47°. La variación importante en So correspondió al talud con mayor abundancia de fallas alcanzando una diferencia de rumbo de ~58° (Figura 5B). Las fallas documentadas en campo cortan y separan verticalmente a estratos que sirven de referencia para identificar al bloque de piso del bloque de pared colgante, con saltos que varían desde decimétricos a métricos (Figura 3). De un total de 28 fallas medidas (Tabla 2), la mayoría (22 fallas) son con cinemática normal y componente lateral izquierda definiendo una geometría de tipo dominó. Existen tres fallas normales con desplazamiento puro en dirección del buzamiento y corresponden a las fallas 1, 4 y 28. Se identificaron dos fallas laterales derechas con componente inversa (fallas 15 y 16: Tabla 2). Finalmente, solo se documentó una falla normal con componente lateral derecha (falla 5: Tabla 2). Algunas fallas se observan con su plano de falla cóncavo hacia arriba y lateralmente tiende su base a ser horizontal para clasificarse de tipo lístrico. En todas las fallas se observaron estrías sub-horizontales sobre el plano de corrimiento. Aunque se reconoce que la mayoría de estas fallas cortan los estratos superiores, existen algunos casos donde esto no se aprecia (Figura 3, talud 2). No se identifica crecimiento de estrato sedimentario entre los estratos del bloque de piso, respecto a los estratos del bloque de techo separados por las fallas. Entre los planos de algunas fallas hay material de brecha de la misma formación parcialmente cementado, con partículas angulosas de tamaño variable de 2 a 5 cm y algunos planos con vetillas delgadas de cuarzo. En el talud 3 hay tres planos con estrias sub-horizontales en costra de sílice, identificadas con movimiento lateral izquierdo.

5. Discusión

La ocurrencia de fallas normales con estrias dominantemente oblicuas en el borde noreste y oriente del Bloque de Coahuila sugieren la existencia de pulsos de extensión más jóvenes, estas fueron documentadas en rocas del Cretácico Inferior, estas fallas posiblemente puedan vincularse y sustentar la apertura rift de las cuencas de Sabinas y del Centro de México en el NE del país. Las fallas se concentran en un intervalo estratigráfico particular, en sucesiones clásticas de las Formaciones Pátula y Carbonera.

5.2. FALLAMIENTO SINSEDIMENTARIO Y DEFORMACIÓN DE SEDIMENTO BLANDO

Las características estructurales que aquí se describen, aunadas a datos similares en otras localidades (^{Chávez-Cabello et al., 2005}), muestran que durante el depósito sedimentario del Cretácico Inferior existieron condiciones de inestabilidad para generar fallas en régimen de extensión y deformación de sedimento blando, que se dirigen hacia el interior de las cuencas que bordearon al Bloque de Coahuila (Figuras 1-5). En Potrero Colorado y en Valle de San Marcos (^{Chávez-Cabello et al., 2005}) las fallas normales son sub-verticales, la dirección de extensión o del esfuerzo principal mínimo σ₃ para rocas del Cretácico varía de 18°- 35°, sin discriminar la rotación ocasionada por acortamiento Paleógeno. En la sierra la Gavia acorde a este trabajo σ₃ promedia un vector orientado ~191°-193° (Figura 5D, 5H y 8) y en el anticlinal Arteaga σ₃ se orienta ~200°, en estas últimas localidades restituidas a una posible posición pre-acortamiento Paleógeno (Figura 5I), pero hay que considerar que las localidades citadas tienen transporte tectónico variable, generado en el Paleógeno, cuya reconstrucción palinspática está fuera de los alcances de este trabajo.

Figura 6 Estereogramas del plano de estratificación y planos de fallas en la localidad de Arteaga, Coahuila. a) Línea roja rumbo y echado (So) de estratos y líneas negras planos de fallas no restituidas. b) Proyección polar no restituida en el hemisferio inferior (punto rojo estratificación y puntos negros las fallas). c) Proyección polar restituida de estratificación (punto rojo) y fallas (cuadros rojos) del anticlinal Arteaga. 

Figura 7 A) Sección sísmica 2D en la Cuenca de Sabinas (PEMEX inédito). Pilares de basamento ubicados hacia el bloque de Tamaulipas (en recuadro pozos 1, 2 y sierra Santa Rosa), separados por fosas tectónicas escalonadas al suroeste y parte central de la cuenca (en recuadro pozo 3 y sierras Tulillo y Sardinas). B) Modelado en cajas de arena para cuencas en extensión tipo rift y, C) para cuencas en extensión por deslizamiento lateral pull apart (a= movimiento lateral izquierdo, b= movimiento lateral izquierdo), tomado de ^{Doodley y McClay, 1997}; ^{McClay et al., 2002} (modificado en este trabajo). 

Figura 8 Localidades con deformación sinsedimentaria y extensión en rocas del Cretácico Inferior al margen del Bloque de Coahuila: Potrero Colorado (Pc-7 σ₃ 026°, Pc-14 σ₃ 031° y Pc-15 σ₃ 199°, datos no restituidos, ^{Chávez-Cabello et al., 2005}); La Gavia (σ₃ ~191°-193°) y Arteaga (σ₃ ~200°). Línea cortada guinda delimita al Bloque de Coahuila de las cuencas de Sabinas y del Centro de México. Línea cortada azul delimita la posible distribución de sal jurásica en el subsuelo. Pozos Paila 1 A, Mayrán 1, Anhelo 1, Hacienda 1 y Barril Viejo 1, referidos en el texto. Anticlinales y fallas inversas por acortamiento Paleógeno con líneas amarillas y rojas respectivamente. 

6. Conclusiones

El paquete sedimentario en el margen del Bloque de Coahuila presenta fallas normales y slumps que sugieren extensión simultánea al depósito. En la Arcosa Patula las fallas descritas se clasifican principalmente como normales y algunas laterales subordinadas, las fallas normales definen un arreglo en dominó, otras lístricas y varias fallas son sintéticas y otras antitéticas. En la Formación Carbonera las fallas son normales y hay deformación de sedimento no litificado que forma pliegues tipo slumps con ejes subparalelos a los planos de falla. En ambas localidades la deformación se restringe a rocas del Hauteriviano y Valanginiano, respectivamente, proponiéndose un último pulso de extensión en las cuencas para este tiempo. El conjunto de fallas en la localidad La Gavia define una dirección local de σ₃ ~191°-193° en promedio, mientras que en la localidad Arteaga σ₃ se dirige al SSW, con azimut ~200°, definiéndose extensión ortogonal al borde norte y sur del Bloque de Coahuila. El origen de estas fallas se asocia a pulsos tectónicos de extensión que actuaron durante la subsidencia de las cuencas de Sabinas y del Centro de México, vinculados a cuencas tipo rift. Los datos presentados en trabajos anteriores y en el presente no sustentan la hipótesis de grandes corrimientos laterales que pudiera apoyar la génesis de una cuenca pull-apart para la Cuenca de Sabinas durante el Jurásico-Cretácico Inferior, como otros autores han sugerido.

Contribución de los autores

La adquisición de datos en gabinete y campo, análisis, conceptualización del tema, desarrollo técnico, redacción del manuscrito original y corregido, diseño gráfico e interpretación fue labor compartida por el autor y co-autor de este trabajo. Además no hubo financiamiento externo.

Conflicto de intereses

Declaramos que no hay conflicto de intereses.