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GEOLOGIA CENOZOICA ÜEL NOROESTE ÜE SONORA INCLUYENDO A SU MAR PATRIMONIAL
Alfredo E. Guzman *
R E S U M E N
La geología cenozoica del noroeste de Sonora, incluyendo a su mar patrimonial, se esta
blece a partir de la interpolación de datos geológicos entre el suroeste del Estado de Ari
zona, E.U.A., suroeste del Estado de California E.U.A. y costa del Estado de Sonora, ya
que para gran parte del Terciario esta región se encontraba intermedia entre las otras tres
áreas.
El área se caracteriza por un desarrollo tectónico típico de una franja de convergen
cia entre placas litosféricas, mismo que a partir del Oligoceno cambió a una interacción
prácticamente tangencial entre las placas, dando como resultado la deriva de la Península
de Baja California hacia el noroccidente, así como el depósito de una secuencia estrati-
gráfica caracterizada por rocas continentales asociadas en su parte media y superior con
importantes paquetes de rocas volcánicas y vulcanoclásticas, que sobreyacen discordan
temente a un basamento de granitos y rocas metasedimentarias y que subyacen también
con discordancia a una secuencia siliciclástica predominantemente marina, que hacia su
cima se hace de facies más someras, llegándose a convertir en depósitos continentales.
Esta última secuencia de rocas sedimentarias tiene excelentes posibilidades de haber
generado y entrampado hidrocarburos.
A B S T R A C T
The Cenozoic geology of nortwest Sonora includig it 's continental shelf is tablished
from the interpolation of geologic data from southwestern Arizona, southwestern Cali
fornia and the Sonoran Coast, since this region was located intermediate within the three
others for most of the Tertiary.
The tectonic development is typical of a convergence belt between lithospheric
plates which changed in the Oligocène to a tangential interaction which resulted in the
northwestward drift of the Baja California Peninsula and in the deposit of a stratigraphie
sequence, represented by continental rocks associated in their middle and upper part with
Superintendencia. General de Distritos de Exploración, Zona Noreste, Petróleos Mexicanos.
B O L . A S O C . MKX. G l i O L . PCTR.
thick volcanic and volcanoclastic rocks, which cover uncorformably a granitic and meta-sedimentary basement and which underly also unconformably a mostly marine siliciclas-tic sequence, which grades upwards to shallower and continental facies.
This latter sedimentary sequence has excelent possibilities of having generated and trapped oil.
INTRODUCCIÓN
Actualmente Petróleos Mexicanos está iniciando la exploración de la región norocci-dental del Estado de Sonora, incluyendo a su plataforma continental localizada en el extremo septentrional del Golfo de Cortés. En dos trabajos anteriores (Guzman, 1978; 1980) se delinearon las posibilidades petroleras en el Estado de Sonora; con el presente estudio se pretende aportar a los conocimientos tectónicos que se tienen de esta región y así ayudar en las evaluaciones e interpretaciones geológicas y geofísicas que se tengan que hacer al empezarse a obtener información del subsuelo. La Fig. 1 muestra la localización del área a la que se refiere el presente estudio.
A pesar de que es poco lo que se conoce de la geología cenozoica del noroeste del Estado de Sonora incluyéndose a su mar patrimonial, se pueden alcanzar algunas conclusiones con base en interpolaciones entre la geología del suroeste del Estado de Arizona, E.U.A., la geología del suroeste del Estado de California, E.U.A. y la geología de la costa del Estado de Sonora a la altura de la Isla del Tiburón, ya que para gran parte del Terciario, la región comprendida en el presente estudio se encontraba intermedia entre estas localidades (Fig. 2 y Tabla I).
Este trabajo se elaboró durante la comisión del suscrito por parte de Petróleos Mexicanos a la Universidad de Sonora.
PROVINCIAS GEOLÓGICAS Si analizamos transversalmente desde
el Océano Pacífico hacia el suroccidente de Arizona, podemos distinguir cuatro provincias geológicas bastante bien definidas;
1) La Cuenca Marginal Continental ("Continental Borderland") que a pesar de encontrarse bajo aguas del Océano Pacífico, se caracteriza por estar constituida de corteza continental complejamente deformada y fallada, formando fosas y bloques levantados.
2) El Sur de California que se caracteriza por una compleja geología de antigua margen de subducción de tipo cordillerano, sobre la cual en el Terciario se sobrepone un sistema de cizallamientos laterales ("Wrench Fault Tectonics") lo que ha dado lugar a la formación de cuencas у sierras a la manera descrita рог CrowelI(1974).
3) La región que cubre el presente estudio, corresponde a una provincia geológica de interacción entre dos placas litosféricas y hasta cierto punto es transi-cional entre la provincia del Sur de California y la provincia más al oriente.
4) Esta última provincia geológica es la conocida como de Cuencas y Sierras ("Basin and Range") y se caracteriza por bloques altos alineados y separados por amplios y profundos bolsones. Fisiográ-ficamente la regió i enmarcada en la Fig. 1 se encuentra comprendida dentro de la provincia denominada Fosa del Golfo de
3 3 ° —
3 / ° -
2 9° -
K M
r
z c
Fig. 1. Plano de localización.
FUENTES:
DICKINSON. 1979, FIG. 6
NASON ET AL., 1979-, FIG. 4
MOORE, 1973- FIG. 4 (MODIF)
GUZMAN, 1980; FIG. 10
KM.
o w o r
Fig. 2. Relación entre el NW de Sonora, el SW de Arizona, EUA y el SW de California, EUA hasta hace 10 M.A.
V O L . X X X I I I , N U M . I , 1 9 8 1 .
CO SUROESTE DE ARIZONA
@ ISLA TIBURÓN Y COSTA
DE SONORA
® OESTE DEL VALLE
IMPERIAL CALIFORNIA
LAGO SALTÓN
Tabla 1. Correlación litoestratigráfica.
B O L . A S O C . Ml iX. G L O L . I>LTR.
California (Allison, 1964 p. 6) o Fosa de Saltón (Mattick et al, 1973 p. 2) abarcando hacia el oriente al extremo occidental de la provincia del Desierto de Sonora (Allison, op. cit. ) misma que es la prolongación suroccidental de la provincia de "Basin and Range" del suroccidente de los E.U.A.
Hacia el occidente la provincia de la Fosa del Golfo de California está limitada por la provincia de las Sierras Peninsulares (Allison, op. cit. ).
ESTRATIGRAFÍA
La estratigrafía cenozoica del extremo noroccidental del Estado de Sonora, incluyendo a la parte de su plataforma continental que se encuentra al oriente del sistema tectónico de fallas de transformación y de centros de creación de nueva corteza que separa a las placas del Pacífico y de Norteamérica (Fig. 4) se puede delinear como sigue (Tabla 1):
Las rocas cenozoicas más antiguas están constituidas por pintones graníticos, que se emplazaron durante las primeras pulsaciones del plutonismo laramí-dico, entre los 70 y 60 millones de años antes del presente (en adelante m.a.). Estas rocas intruyen a rocas precámbricas, paleozoicas y mesozoicas tanto ígneas como metasedimentarias que han sido descritas por Cooper y Arellano (1946), Sumner (1972), Eells (1972), Gastil et al. (1979), Gastil y Krumenacher (1977), Merriam y Eells ( 1978), Anderson y Silver (1978) y algunos más.
Al terminar en esta área los emplazamientos graníticos se inicia, entre los 60 y 50 m.a., un período de quietud durante el cual todas las rocas preexistentes son denudaiias. dando lugar localmente a potentes depósitos de sedimentos continen
tales, que se caracterizan por ser arenas arcósicas de grano grueso y fanglomerados con abundantes minerales oxidados. La distribución de estas rocas no es uniforme, siendo depósitos potentes en algunos depocentros y estando ausentes en otras zonas. Esto se debe a que estas rocas se depositaron en ambientes de abanicos aluviales, valles fluviales y lagos, por lo que pueden llegarse a presentar calizas con estructuras de algas.
Un ejemplo de depósitos potentes (mas de cientos de metros) es reportado en el suroeste de Arizona, por Eberly y Stanley (1978), en la formación Locomotive del Eoceno—Oligoceno (53 a 31 m.a.).
En la región de la Isla Tiburón y la costa de Sonora adyacente, Gastil y Krumenacher (1977, p. 193) describen rocas más antiguas a los 22 m.a. (Unidad Tj ) constituidas de rocas volcánicas de composición riolítica a andesítica, intercaladas con capas de sedimentos clásticos y en algunas localidades con calizas y pedernal, todas de origen no marino.
En la Fosa de Saltón y áreas aledañas, estas rocas están ausentes (Woodard, 1974, p. 522; Sylvester y Smith, 1976 p. 2085).
Sobreyaciendo a los sedimentos continentales o a las rocas graníticas y meta-mórficas se depositó ampliamente una potente secuencia de tobas, brechas y derrames andesíticos y riolíticos que localmente presentan areniscas, areniscas conglomeráticas y fanglomerados, así como depósitos lacustres con calizas bióge-nas (Eberly y Stanley, 1978; Gastil y Krumenacher, 1977). Dentro de estas secuencias se llegan a presentar discordancias internas.
La edad de este evento magmàtico según Eberly y Stanley (1978, p. 8), varía entre el Oligoceno y el Mioceno temprano
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(31 a 17 m.a.) pero fue hace 28 m.a. cuando alcanzó su máxima intensidad (Damon y Mauger, 1966 in Gastil y Krumenacher, 1977, p. 194). Damon (1964 Tn Eberly y Stanley, 1978, p. 5) denomina a este período de levantamiento y vulcanismo como la "Orogenia del Terciario Medio". Este evento es correlacionable con la Formación Salada de la parte sur de la Península de Baja California que McFall (1968 in Gastil y Krumenacher, 1977, p. 194) fechó como de 28.1 i .9 m.a. dato que modifica la edad de Pliocene Medio a Superior que Pantoja (1966 in Lozano, 1975, p. 223) le asigna. Así mismo este evento se correlaciona con algunos estratos de la Sierra Madre Occidental en Sinaloa y Durango que McDowell (1975 in Gastil y Krumenacher, 1977, p. 194) fechó entre los 32 y 23 m.a. Esta unidad está ampliamente distribuida en el suroccidente del Estado de Arizona (Eberly y Stanley, 1978, p. 8) donde modificó mucha de la topografía preexistente pues se plegaron, fallaron, intrusionaron y erosionaron los sedimentos continentales del Eoceno—Oligoceno.
Hacia el sur estas rocas se observan en la Isla Tiburón y costa occidente de Sonora donde Gastil y Krumenacher (1977, p. 194) la denominan Unidad T2.
En la región del Valle Imperial de California este evento no parece estar documentado (Woodard, 1974, Sylvester y Smith, 1976, p. 2085).
Al disminuir la intensidad de este vulcanismo, en el Mioceno medio, tiene lugar hacia Arizona (Eberly y Stanley, 1978, p. 9) el depósito de sedimentos continentales consistentes de arenas color café pobremente litificadas, fanglomerados con abundantes clastos volcánicos y tobas sedimentarias (Formación Daniels). Rocas de esta misma edad están representadas
al sur de la Isla Tiburón y en algunos afloramientos cercanos a Puerto Libertad de la costa de Sonora, por una secuencia con-glomerática rojiza identificada por Gastil y Krumenacher (1977, p. 194) quienes la denominan unidad T 3 . Estos autores reportan que en el extremo suroccidental de la Isla Tiburón por lo menos 1,000 metros del conglomerado es fosilífero de origen marino lo que indica que para el Mioceno medio—tardío ya existían zonas parcialmente inundadas por aguas marinas por lo menos hasta la altura de la Isla Tiburón. No se sabe de evidencias de esta inundación más hacia el norte.
En la región occidental del Valle Imperial, California, este tiempo está representado por una unidad de fanglomerados graníticos y areniscas arcósicas que constituyen a la Formación Anza, definida por Woodard (1974, p. 522). Dentro de esta formación, Downs y Merriam (1972 in Gastil et ai.. 1979, p. 839) obtuvieron un valor de 20 i 2 m.a., en un bloque de an-desita, lo que le marca un límite de edad inferior.
Hacia la cima de las localidades anteriormente descritas (Tabla I) se presenta una unidad volcánica constituida predominantemente de dacitas, andesitas y rio-litas aunque en algunas áreas aledañas predominan los basaltos.
En el extremo suroccidental de Arizona estas rocas reciben el nombre de An-desita Batamote y han sido fechadas entre los 15 y 10 m.a. (Eberiy y Stanley, 1978, p. 9); en la región de la Isla Tiburón y Costa de Sonora Gastil y Krumenacher (1977, p. 194) las asignan a la unidad T4 y les reportan una edad entre los 12 y 10 m.a., mientras que en la región occidental del Valle Imperial, una unidad correlacionable, la Andesita Alverson ha sido fechada entre los 13 m.a. (Sylvester y Smith,
HOI . . A S O C . Mi;x. G i : oL . I ' E T R .
l')7fi. p. 2085) y los 16 m.a. (Gastil et al.. 1979, Tabla 1; Eberly y Stanley, 1978, p. 18). Diblee (1954 in Woodard; 1974, p. 523) se refiere a estas rocas anteriormente llamadas Formación Alverson Canyon como Andesita Alverson. Posteriormente Woodard (1974, p. 523) redefinió la unidad, asignando las capas de material clástico a la Formación Anza y denotando que la andesita es sólo una litofacies de la misma formación.
Durham y Allison (1964, in Lozano, 1975, p. 218) correlacionan a la Andesita Alverson con la Formación Comondú de la Península de Baja California y Gastil y Krumenacher (1977) hacen ver que rocas equivalentes a estas extrusivas son comunes a lo largo de toda la Península de Baja California.
Limitando en su cima a todas las unidades anteriormente descritas hay una marcada discordancia angular causada por un período de deformación y fallamiento en bloques, de extensión regional que Eberly y Stanley (1978, p. 26) sitúan entre los 13 y 10 m.a., mientras que Gastil et al. (1979, p. 856) lo sitúan alrededor de hace 10 m.a. Es posible que en algunas localidades esta discordancia represente un hiatus considerable (Faull, 1980).
Encima de la superficie de discordancia, se deposita en la región una secuencia marina que en el extremo septentrional del protogolfo (Moore, 1973, p. 1895) se inicia con el depòsito de rocas continentales con evaporitas asociadas localmente (miembros inferiores de la Formación Split Mountain de la región del Valle imperiai, California, Tabla 1). El depòsito de evaporitas es mucho más extenso en fosas formadas al noreste en el Estado de Arizona, donde no alcanzó a llegar la inundación marina (Eberly y Stanley. 1976).
Con la excepción de los afloramientos de las Formaciones Split Mountain e Imperial en la región del Valle Imperial, California, todas las rocas de esta edad se conocen sólo por información del subsuelo.
En la región de Yuma del extremo suroccidental del Estado de Arizona, en el pozo Exxon Yuma—Federal No. 1, Eberly y Stanley (1978, p. 15) reportan una sección de sedimentos marinos de 488 metros de espesor constituidos de lodolitas color gris, verde y rosado claro con abundantes foraminíferos, fragmentos de pele-cípodos y equinodermos. La parte inferior presenta estratos de arenisca de grano fino color gris claro, tobácea. En los 40 metros básales presenta una arenisca de grano medio a grueso conglomerática Entre la fauna identificada estos autores reportan 5 o livina sp., Cibicides sp., Nonion sp., así como especies de Di'ir^ Spimplectami-na. Gyroidina, Planulina, y ejemplares pobremente preservados de Globigerina y Sphaeroidinella en los 10 metros básales. En el pozo Colorado Basin Associates Inc. Federal No. 1, situado 10 Km al noreste del pozo antes mencionado, estos mismos autores reportan una unidad similar con un espesor de 826 metros, pero no reconocen la fauna arriba descrita. Faull (1980) reporta a siguiente fauna para este intervalo en este pozo: Hanzawaia nitidu-la, Nonionella basispinata, N. stella, Boli-vina acuminata, Cancispanamensis, Cibicides moiiannai, Epistominella cf. sandiego-ensis y afirma que las tres primeras especies son de un ambiente nerítico interno. Hacia la base reporta Valvulineria inae-qualis y Bolivina plicata.
A esta unidad Eberly y Stanley (1978, p. 16) le asignan una edad del Mioceno tardío (Entre 10 y 7 m.a.) basados en sus relaciones estratigráficas y estruc-
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turales. La identificación de Spliaeroidine-Ua (si es que pertenece a la especie S. dehiscens; ver comentario más adelante) situaría a la base de esta unidad en el Plio-ceno temprano, sin embargo no se considera que éste sea el caso, ya que en la base de la sobreyaciente Formación Bouse, Damon (1972, in Eberly y Stanley, 1978, p. 17) reporta una edad de 5.4 m.a. para una toba, lo que sitúa a toda esta secuencia marina en el Mioceno tardío. Hacia la costa de Sonora, en pozos perforados por la Secretaría de Recursos Hidráulicos, se identificaron 570 metros en el pozo PHB 17 al occidente de la Ciudad de Hermosillo, 360 metros en el pozo PCB 4 del área de Caborca y 160 metros en el pozo PGB 15 del área de Guaymas (Lozano, 1975, plano paleogeográfico del Mioceno), de sedimentos marinos, a los que Gómez (1971) les ha asignado una edad del Mioceno temprano a medio; sin embargo Gastil et al. (1979, p. 846) hacen ver que como estos sedimentos no se encuentran aflorando, es probable que se hayan depositado posteriormente a la deformación que dio lugar a la discordancia antes mencionada (menos de 10-9 m.a.), por lo que no pueden ser más antiguos que el Mioceno tardío. Estos mismos autores reportan que Ingle (1973, en comunicación personal) ha revaluado la fauna reportada por Gómez (1971) y considera que toda pueda ser de edad Mioceno tardío.
En la región del Valle Imperial, California, éstas rocas están representadas por la ya mencionada Formación Split Mountain, la que fue redefinida por Woodard (1974, p. 524) quien la divide en cuatro miembros (Tabla I):
a) un fanglom erado basal al que le sobreyace,
b) una secuencia evaporítica deno
minada miembro Fish Creek,
c) una arenisca de grano medio, bien estratificada de origen marino, sobre la que descansa,
d) un fanglomerado masivo. Woodard (1974, fig. 2) asigna a esta formación una edad del Mioceno tardío. Gastil et al. (1979, p. 840) hacen la ob.servación de que "las Formaciones Split Mountain e Imperial, incluyendo las capas espectaculares de yeso y de megabrechas, indican la primera aparición del mar en el Mioceno tardío o Pliocene temprano". Sin embargo Faull (1980 y en comunicación personal abril, 1980) considera que la Formación Split Mountain es de edad Pliocene temprano y cita el reporte de Gastil et al. (1979, p. 839) quienes enviaron para su análisis en los laboratorios de la Mobil Oil Co., muestras de una lutita incluida dentro de la formación, habiendo detenido la opinión de que su edad es probablemente pliocènica.
Entre 7 y 4 m.a., tiene lugar, en el área de la Isla Tiburón y costa de Sonora, un período de vulcanismo de composición basáltica, riolítica y andesítica, que Gas-til y Krumenacher (1977, p. 194) denominan unidad T5 . Eberly y Stanley ( 1978, p. 28) hacen mención que hay un incremento en la actividad volcánica del suroeste del Estado de Arizona entre los 6 y 3 m.a. pero no la reportan para el área de Yuma en el extremo más suroccidental del estado.
Al iniciarse el Pliocene hace 5 m.a., la sedimentación marina era franca, depositándose en la región del Valle del Ri'o Colorado en el extremo suroccidental de Arizona, una secuencia que Eberly y Stanley (1978, p. 16) asignan a la Formación Bouse y que describen como una secuencia que en su base presenta una caliza a veces tobácea, color crema a la que so
l í
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breyacen lodolitas color verde olivo a gris. La unidad presenta cantidades menores de limolita, arena y grava. En el pozo Exxon Yuma—Federal No. 1 esta unidad presentó 661 metros de lodolitas fosilífe-ras color gris claro, conteniendo ocasionales capas delgadas de arenisca de grano fino color gris claro, con cantidad variable de material tobáceo. Presenta ocasionales foraminíferos, ostrácodos, carofitas y moluscos, más comunmente hacia la cima. Como se había mencionado anteriormente Damon (1972 in Eberly y Stanley, 1978, p. 17) reporta una edad de 5.4 m.a. para una capa de toba dentro de la caliza basal de esta formación.
Según Eberly y Stanley (1978, p. 16) la Formación Bouse descansa con ligera discordancia angular sobre los sedimentos de la unidad marina del Mioceno tardío.
Faull (1980 en comunicación personal de abril, 1980) considera que el depósito fue continuo y que la angularidad entre ambas unidades, que es claramente identificable en secciones sísmicas, se debe a cambios de echado deposicional entre ambas unidades y no a la existencia de una discordancia.
En la región de la costa del Estado de Sonora no se tiene suficiente información para poder evaluar la existencia de esta unidad, pero las rocas presentes en algunos de los pozos reportados por Lozano (1975, plano paleogràfico del Mioceno), bien pueden incluir a equivalentes de las unidades presentes al norte.
En la región del Valle Imperial, California, esta edad está representada por rocas de la Formación Imperial constituida por tres miembros (Woodard, 1974, p. 524):
a) El inferior es una arenisca fosilí-fera masiva de 60 metros de espesor.
b) El intermedio es una intercalación de lutitas limolíticas y de arenita de cuarzo de grano fino de 750 metros de espesor.
c) El superior es una alternancia heterogénea de limolitas y areniscas, que llegan a presentar calizas biostromales masivas y areniscas calcáreas, teniendo este miembro 390 metros de espesor. La edad de las Formaciones Bouse e Imperial se considera del Plioceno y Smith (1970, p. 1417) у Lucchitta (1972 in Eberly у Stanley, 1978, p. 18) proveen evidencias de que las dos formaciones se depositaron en la misma cuenca como una sola unidad y de que sus diferencias se deben solamente a que la Formación Imperial representa una facies de depósito más profunda que la Formación Bouse que en general es nr» depósito más somero. Smith (1970) hace ver que la distribución actual se debe a цие las localidades de ambas formaciones están separadas por el sistema de fallas de transformación de San Andrés. Moore (1973, p. 1897) apoya esta afirmación y considera que el desplazamiento ocurrido entre ambas formaciones es del orden de 170 Km.
Faull (1980) afirma que la transición entre las rocas sedimentarias marinas depositadas en medios neríticos a batiales, anteriormente a la apertura del Golfo de Cortés (hace más de 4 m.a.) y las rocas depositadas posteriormente a la apertura del Golfo, en medios ambientes más neríticos a litorales, influenciados fuertemente por los materiales aportados a la cuenca por el antiguo río Colorado (y su afluente el río Gila) es reconocible por un cambio abrupto en el porcentaje de testas de foraminíferos planctónicos, así como en el número de especies y en el
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número total de foraminíferos (no aclara en que dirección tienen lugar estos cambios). Además dice que este cambio es identificable por la presencia del forami-nífero planctónico Sphaeroidinella dehiscens y/o S. subdehiscens que afirma que tiene un alcance entre los S y 3 m.a. (Zona N19 de Ingle, 1974).
El único problema que presenta esta identificación con base en S. dehiscens es que este organismo presenta un segundo alcance (N21) situado en el límite entre el Plioceno y el Pleistoceno (Wicander, 1970, fig. 7; Ingle, 1979, fig. 10). Smith (1970, p. 1415) dice que S. dehiscens es considerada una especie post—miocènica que indica el contacto entre el Mioceno y el Plioceno.
Faull (1980) en la Formación Imperial de California sitúa esta biozona hacia la base del miembro medio, aproximadamente 200 metros arriba de la base de la formación y para el área de Yuma propone que la cima de esta biozona marque el contacto entre la Formación Bouse y los sedimentos marinos más antiguos, lo que restringiría a la Formación Bouse a los sedimentos de edad menor a los 3 m.a. Esto difiere del criterio establecido de que la Formación Bouse es de 5 m.a. de edad en su base (Smith, 1970; Mattick et. al, 1973; Eberly y Stanley, 1978; y otros autores).
Mattick et al (1973, lam. 4) sitúan una zona de transición de 300 metros aproximadamente de espesor, entre las capas de la Formación Bouse y los depósitos de los ríos Gila y Colorado, a aproximadamente 340 metros arriba de la base de la Formación Bouse, para el área de Yuma, Arizona.
Hacia finales del Plioceno, e incluyendo al Pleistoceno y Reciente, termina en la región del Valle Imperial de Ca
lifornia y del suroccidente de Arizona la sedimentación marina, iniciándose un período de sedimentación continental donde predominan los depósitos de tipo fluvial proveídos por los ríos Gila y Colorado. Estos depósitos llegan a exceder los 3,000 metros de espesor y en algunos lugares gradúan lateralmente a potentes fanglomerados graníticos aportados por las Sierras Peninsulares. Estos depósitos están representados por las Formaciones Palm Spring y Conglomerado Canebrake hacia la región del Valle Imperial de California (Woodard 1974, p. 524) y por gravas de los ríos Colorado y Gila y aluvión de la región suroccidental de Arizona (Eberly y Stanley 1978, Fig. 2). Faull (1980) considera que los depósitos fluviales del río Colorado del área de Yuma, son corre-lacionables con la Formación Palm Spring y que los depósitos aluviales corresponden a la Formación Canebrake.
MARCO TECTÓNICO REGIONAL
El regimen tectónico actual difiere de los marcos tectónicos en el pasado, mismos que son discutidos en la sección sobre historia geológica.
En el presente, la región aquí descrita está comprendida dentro de un marco tectónico bastante complejo, ya que constituye la margen de la placa de Norteamérica en su zona de interacción con la margen de la placa del Pacífico (At-water, 1970). Esta interacción (Fig. 4) es un movimiento prácticamente tangencial entre una placa y la otra, a lo largo de un sistema de fallas de transformación en echelon, las que en algunos lugares están conectadas por zonas de divergencia (Vine, 1966 in Moore, 1973, p. 1885) formando fosas por estiramiento ("pull apart basins") las que en algunos sitios llegan a estar subyacidas por lavas basál-
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MIOCENO PLIOCENO
F U ENTES ••
LOZANO, 1975
GUZMAN, 1978
COLE Y ARMENTOUT, 1979
50
§ >
p
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i
KM
Fig. 3. Planos paleogeográficos.
Í'UENTES
lOMNITZ ET AL
SAVAGE ET AL
SUMMER, 1972
ELDERS ET AL HENYEY Y BISCHOFF,
MOORE, 1973
PLACA DE NORTEAMÉRICA
PLACA DE NORTEAMÉRICA
KM
Fig. 4. Posible posición de las zonas de creación de nueva corteza (menos de 4 M.A.).
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ticas (nueva corteza) formando verdaderos rombocasmos (Crowell, 1974, p. 194). En el extremo norte del Golfo de Cortés (Fig. 4) estos rombocasmos están cubiertos por potentes acumulaciones de sedimentos que han sido aportados por el Río Colorado, por lo que su verdadera naturaleza a veces se enmascara. Moore (1973, p. 1902) postula que estos sedimentos se mezclan con los basaltos que se están emplazando, resultando en una corteza que no es ni oceanica ni continental, proceso que denominó "compensación clástica" y que es característico de zonas de gran aporte sedimentario. Phillips (1974) determina este tipo de corteza como intermedia.
Es muy importante hacer notar que la separación de la Península de Baja California del resto del Continental Norteamericano se inició hace sólo 4 m.a. (Moore y Buffington, 1968; Larson et al., 1968; Larson, 1972) por lo que cualquier paquete sedimentario depositado sobre rombocasmos debe tener una edad de 4 m.a. ó menos. Esto restringe la existencia de rocas más antiguas a los 3 ó 4 m.a. a las áreas donde la corteza continental ya existía. Esto es especialmente relevante en la prospección de hidrocarburos, ya que se considera que las rocas con máxima capacidad de generación son aquellas depositadas en un ambiente netamente oceánico o sea antes de los 3-4 m.a., mientras que las rocas depositadas a partir de este tiempo (ver sección sobre estratigrafía) son prácticamente continentales, depositadas bajo una fuerte influencia fluvial. Esto en sí no precluiría la posibilidad de encontrar hidrocarburos (sobre todo gas seco) ya que la materia orgánica de origen terrestre puede ser generadora tanto de metamo como de crudos de base asfáltica (Barker, 1979); sin embargo los regímenes termales no parecen ser favorables.
ya que a las rocas depositadas sobre corteza continental les hace falta calor y a las rocas depositadas sobre una nueva corteza les sobra. Este es el caso de la Fosa de Saltón donde a pesar de haberse explorado intensamente no se han encontrado hidrocarburos.
En la Fig. 4 se muestra donde están presentes las dorsales que unen a las principales fallas de transformación. Por estar enmascaradas bajo potentes secuencias sedimentarias y por el proceso mencionado de compensación clástica, es difícil precisar con plena seguridad la posición de estos rombocasmos, por esto la Fig. 4 muestra posiciones alternativas para todas ellas, excepto para la más meridional denominada Fosa de Delfín, ya que Henyey y Bischoff (1973) la identifican plenamente como dorsal. El resto de los centros de creación de nueva corteza están localizados con base en los estudios de Lomnitz et ai, (1970), Summer (1972), Elders et al, (1972), Moore (1973) y Savage etal, (1979).
Este ambiente tectónico de margen de placas litosféricas limitadas por fallas de transformación unidas por pequeñas zonas de divergencia, da lugar a que existan ambientes estructurales tanto de comprensión como de extensión.
En las rocas que se encuentran a ambos lados de las fallas de transformación, está teniendo lugar deformación a la manera propuesta por Sylvester y Smith ( 1976), Crowell ( 1974) y Harding ( 1976). Este tipo de deformación es observable a los lados y sobre la falla de San Jacinto en la desembocadura del Río Colorado y está llevándose a cabo en la actualidad (Colletta y Ortlieb, inédito). La deformación de este tipo es de esencial importancia en la formación de posibles trampas estructurales para la acumulación de hi-
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drocarburos (Harding, 1976; Guzman, 1980).
La orientación general del sistema de transformación es NW—SE; la orientación de los sistemas de fallas normales, inversas y transcurrentes, dependientes de este sistema principal va a ser predicho por el diagrama de Harding (1974, p. 1291).
Prácticamente perpendicular al rumbo de las fallas de transformación o sea con orientación NE—SW, existen juegos y sistemas de fallas normales (Henyey y Bischoff, 1973, p. 322) que forman "gra-bens" o medios "grabens", originados a causa de la extensión perpendicular a los rumbos de los centros de creación de nueva corteza.
Otro posible mecanismo de deformación es el propuesto por Menard (1969 in Moore, 1973, p. 1889) quien considera que una expansión termal de la litosfera en las márgenes de las placas en separación, causa movimientos verticales que deforman estratos de la antigua corteza preexistente.
Atwater (1970) considera que el tipo de deformación que tiene lugar en esta región se debe a que la corteza se comporta blanda en la zona de interacción entre dos placas rigidas, por lo que mucha de la energia de esta interacción se disipa a lo largo de otras fallas y postula que cuando fallas transcurrentes no presentan orientaciones paralelas al rumbo del sistema de transformación, tiene lugar una deformación compresiva como seria el caso de las Sierras Transversales del Sur de CaUfornia, o una deformación en extensión como la que da lugar a la provincia de "Basin and Range". Dickinson (1979) presenta conceptos más modernos para explicar el origen de la provincia de
"Basin and Range", mismos que se delinean en la siguiente sección y en la Fig. 5.
HISTORIA GEOLOGICA (ORIGEN DEL GOLFO)
La Fig. 5 muestra el desarrollo geológico cenozoico para la costa occidental de Norteamérica. Como es obvio no se puede separar el desarrollo geológico de la evolución tectónica de esta margen continental y por lo tanto ambos se analizan juntos.
Hasta hace solamente 10 ó 15 años las interpretaciones geológicas sobre el origen y formación del Golfo de Cortés y de las rocas que lo forman y rodean, se presentaban como información fragmentaria de rasgos que aparentemente no te-nian ninguna relación entre sí (Allison, 1964; Gastil et al., 1968). Sin embargo con el advenimiento de los postulados y elementos de la teoría de la Tectónica de Placas, el complejo desarrollo geológico de la región (sobre todo para el Cenozoico) se ha podido entender y asi obtener un modelo que concuerda con los datos conocidos.
Para el noroeste de Sonora incluyendo a su mar patrimonial el desarrollo geológico cenozoico se puede delinear como sigue (Fig. 5):
Desde fines del Triásico y hasta principios del Cenozoico, prevalece en toda la margen occidental del Continente Americano una zona de convergencia entre las placas de Farallón y de Norteamérica, que da lugar a un sistema de subducción de tipo andino. Hace aproximadamente 80 m.a. (Fig. 5A) la magnitud de los vectores de convergencia entre ambas placas aumentó de normal (6-7 cms/año) hasta 15 cms/año, lo que se tradujo en una disminución en el ángulo de inclinación de la placa en subducción a menos de 10°,
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B O L . A S O C . M E X . G E O L . l ' E T R .
8 0 m. o PRELARAMIDE EMPLAZAMIETOS PLUTONICOS
m i l 11II MTTTTT
Fig. 5 A.
PLACA DE
NORTEAMÉRICA
HERMOSILLO
I
4 5 m.a. LARAMIDE PERIODO DE QUIETUD
DEFORMACIÓN LARAMIDE
Fig. 5 B .
25m. a. POSTLARAMIDE
OROGENIA DEL TERCIARIO MEDIO
I IMI I I I I I I U
Fig. 5 C .
F L U J O DE ASTENOSFERA
Fig. 5. Desarrollo geológico Cenozoico, NW de Sonora.
V O L . X X X I I I , N U M . 1 , 1 9 8 1 .
13 m.a. MIOCENO MEDIO
FALLAMIENTO EN BLOQUES
FALLA SAN ANDRES
l l l l l l l l l l l l l l l l l l ^ g
"BASIN AND RANGE"
•zzzz
ASTENOSFER^^^^ÍÍÍ^^^
Fig. 5D.
6cm/ono
e m.a. MIOCENO TARDÍO
FORMACION PROTOGOLFO
FALLA SAN ANDRES
I I I I I I I I I I I I I IDI
PROTOGOLFO
¿CORTEZA "ATENUADA"
Fig. 5E.
6cm/ano
3 m. a. PLIOCENO
APERTURA DEL GOLFO
CALIFORNIA^
l l l l l l i i i i i u
GOLFO DE COR TEZ
F i g . 5 F .
6cm/año
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H O I . . A S O C . M i ; x . c , i ; o L . i > i ,TR.
dando lugar a ca.si un paralelismo entre la placa cabalgante y la cabalgada. Esto causó que el magmatismo y la deformación asociados a la subducción migraran hacia el oriente y dieran lugar al evento que se conoce como "Orogenia Larami-de" (Dickinson, 1979, p. .2;Coney, 1976, 1979, p. 19).
Durante el tiempo en el que el plutonismo y la deformación migran hacia el oriente en la región de interés para nosotros, se presenta una "nulidad magmàtica" (Dickinson, 1979, p. 10) durante la cual las rocas preexistentes se erosionan y depositan como fanglomerados o depósitos lacustres (Fig. 5B).
Al disminuir la velocidad de convergencia entre ambas placas (Fig. 5C), la placa en subducción empieza a adquirir su posición normal, lo que da lugar a una migración del arco magmàtico esta vez hacia el occidente. Esta migración está plenamente documentada por Coney y Reynolds (1977, p. 404) y Gastil et al. ( 1980). Coney ( 1979, p. 19) hace ver que al migrar el magmatismo hacia el occidente, tiene lugar una "explosión ignimbri-tica" en toda la costa occidental de Norteamérica ("Orogenia del Terciario Medio" de Damon, 1964).
Hace aproximadamente 30 m.a. alcanza la Dorsal del Pacifico Oriental ("East Pacific Rise") a la zona de subducción de la margen occidental de Norteamérica (Atwater, 1970) dando lugar a la formación de dos juntas triples unidas por un sistema de transformación (Wilson, 1965) que las aleja a una de la otra. La formación de este sistema de transformación se debió a que la dirección del movimiento de la Placa del Pacifico pre-cluye su subducción y favorece un deslizamiento lateral (Fig. 5C).
Con la formación del sistema de transformación, el plutonismo y vulcanismo se van terminando, permitiendo que los procesos erosivos predominen y den lugar a depósitos continentales.
Al suspenderse en esta zona la subducción de litosfera oceánica la astenósfera fluye a ocupar el espacio anteriormente ocupado por la placa en subducción (Fig. 5D) causando en la litosfera continental sobreyaciente un "ampolla-miento" que genera en la superficie un ambiente tensional y da lugar a una deformación tafrogénica de fallamiento en bloques, a la que se presenta asociada un vulcanismo generalmente basáltico (pues se origina en la astenósfera) aunque por asimilación, en su camino a la superficie a lo largo de las fallas que limitan a los bloques, se llega a observar de composición andesítica. Estas lavas se emplazan asociadas a depósitos gruesos generados por la erosión de los bloques recién creados.
Al compensarse isostáticamente, la corteza levantada subside (Fig. 5E) y adquiere su posición de equilibrio dando lugar a la inundación de grandes zonas encima de los "grabens" recién formados. Esta inundación que ocurrió hace aproximadamente 8 a 10 m.a. y formó lo que se conoce como Protogolfo de California, cuando no se había empezado a separar la corteza continental, es netamente marina y según Moore (1973) llegó a presentar profundidades de más de 1,000 metros en cuencas localizadas en la mitad septentrional del protogolfo. Las profundidades en la mitad norte, que corresponde a nuestra área de interés en el presente trabajo, fueron mucho más someras (Ingle, 1974).
Una vez ocurrida esta deformación, la zona de transformación que conecta a
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las placas de Juan de Fuca al norte y de Cocos al sur se "brinca" de la franja costera a una zona interna de la margen occidental. Este brinco se debió a que la corteza continental recién fallada y debilitada (atenuada) por el evento de ampolla-miento y posterior colapso, presentó un mejor camino para el paso de la zona de transformación. De esta manera se incorporaron las dos Californias incluyendo al "California Borderland" a la Placa del Pacífico, con la que ahora comparten su movimiento hacia el NW.
Dickinson (1979, p. 7) sitúa este evento en el Mioceno tardío y hace ver que cuando se inicia la apertura del Golfo de California hace 4 m.a. ya había tenido lugar un movimiento de por lo menos 65 Km entre ambos lados del sistema de transformación. La formación del Golfo de Cortés sensu stricto tuvo lugar hace 4 m.a. al constituirse una serie de rombocasmos entre varias fallas de transformación en echelon (Figs. 4 y 5F) a lo largo de las cuales el desplazamiento total ha sido de 240 Km entre una placa y la otra (Dickinson, 1979, p. 7).
Hacia fines del Plioceno y hasta el Reciente, la mitad septentrional del Golfo de Cortés y áreas aledañas se ven rápidamente sepultadas por enormes volúmenes de sedimentos continentales aportados por el Rio Colorado y su afiuente el Rio Gila, dando lugar a que las cuencas rombocásmicas sean rápidamente rellenadas y causando la compensación clástica que Moore (1973) describe. La región se caracteriza por la existencia de valles fluviales, planicies de inundación, desarrollos deltaicos y plataformas continentales someras (Cole y Armentout, 1979, p. 303). A partir de este tiempo el marco tectónico que ha prevalecido es el mismo que se observa en la actuaüdad. Hace unos
20,000 años tuvo lugar la extrusión de basaltos de olivino en la región del Desierto de Altar que no parecen estar relacionados directamente al sistema de transformación (Gutmann, 1972).
CONCLUSIONES
1) Los conocimientos geológicos del suroeste de Arizona, suroeste de California y de la costa de Sonora indican que la geología del noroeste de Sonora y de su plataforma continental es transicional entre las mismas por lo que una interpolación de la geología entre estas áreas nos permite establecer los rastos geológicos más rirominentes del área intermedia.
2) A grandes rasgos, la geología cenozoica del noroeste de Sonora incluyendo a su plataforma continental, está constituida por una secuencia de rocas continentales asociadas en su parte media y superior con importantes paquetes de rocas volcánicas y vulcanoclásticas que sobreyacen discordantemente a un basamento de granitos y rocas metasedimentarias, y que subyacen también con discordancia a una secuencia siliciclástica predominantemente marina, que hacia su cima se hace de facies más someras llegándose a convertir en depósitos continentales de origen fiuvial.
3) Se considera que no se encontrarán rocas marinas de más de 9-10 m.a. en ningún sitio al norte de la Isla Tiburón; o sea que todas las rocas marinas que se encuentren serán de una edad menor a la del evento de fallamiento en bloques del Mioceno tardío.
4) Las rocas volcánicas y la discordancia asociadas al mencionado evento tafrogénico constituyen junto con las rocas preexistentes, un basamento económico para la búsqueda de hidrocarburos de esta región, sin embargo el hecho
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de que existen algunos emplazamientos ígneos de menor edad, obligan a ser extremadamente cuidadosos con la identificación de la posición estratigráfica de los derrames volcánicos, por lo que se recomienda se haga uso de abundantes determinaciones radiométricas las que permitirán establecer claramente la estratigrafía de las áreas explotadas.
5) Se considera que sólo las rocas sedimentarias marinas depositadas sobre antigua corteza continental tienen posibilidades de haber generado hidrocarburos. Las rocas depositadas sobre nueva corteza hace menos de 4 m.a. no se consideran con posibilidades de contener hidrocarburos, por lo que se recomienda orientar las exploraciones hacia áreas donde la corteza contienental ya existiera hace 4 m.a., es decir fuera de los rombocasmos.
6) La estratigrafía del noroeste de Sonora y de su mar patrimonial, concuerda perfectamente bien con el desarrollo tectónico que se ha postulado para la margen occidental del Continente Americano.
7) Las conclusiones alcanzadas en el presente estudio apoyan firmemente los postulados por el suscrito en lo que se refiere a las posibilidades económicas petroleras del noroeste de Sonora y su mar patrimonial.
BIBLIOGRAFIA CONSULTADA
Allison. Е.С., 1964. Geology оГ arcas bordering Gull'of California in Van Andel, Т.Н.. and Shor, G.G., eds.. Marine Geology of the Gulf of California a Symposium: Am. As.soc. Petrol. Geol. Mem. 3, p. 3-29.
Anderson, Т.Н. and Silver. L.T./I978. The nature and extent of Precambrian rocks in Sonora, Mexico in Resúmenes lo. Simposio sobre geología y potencial Minero del listado de Sonora, In.st. de Geol. U.N.A.M., p. 9-10.
Atwater, T., 1970. Implications of plate tectonics for the Cenozoic tectonic evolution of Western North America: Gcol. Soc. Amer. Bull., v. 81, p. 3513-3536.
Barker, C , 1979. Organic geochemistry in petroleum exploration: AAI'G I'all Education Conference, Houston, 1979, Vol. I, 159 p.
Cole, M.R., and Armentout, J . M . , 1979. Neogcne Paleo-geography of the Western United States //; Armentout, J . M . , Cole, M.R. and lerBest, H. eds.. Pacific Coast Paleogeography Symposium 3, Econ. Paleont. and Miner. Pacific section, p. 297-325.
Colotta, B., y Ortlieb, L. (?) La actividad tectónica cuaternaria en la extremidad meridional del Sistema de San Andrés. Inst. Gcol. UNAM-Hcrmosi-llo. (Manuscrito inédito).
Coney, P . J . , 1979. Tertiary evolution of Cordillcran metamorphic core complexes in Armentout, J . M . , Cole, M.R.' and FerBest, H., eds.. Pacific Coa.st Paleogeography Symposium 3. Pacific Section, Soc. Econ. Paleont. and Miner, p. 14-28.
Coney, P . J . and S . J . Reynolds, 1977. Cordillcran Be-nioff zones. Nature, v. 270, p. 403-406.
Cooper, G.A. and Arellano, A., 1946. Stratigraphy near Caborca, northwestern Sonora, Mexico. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. v. 30, p. 606-611.
Crowell, J . C . , 1974. Origin of late Cenozoic basins in southern California in Dickinson, W., ed.. Tectonics and Sedimentation a Symposium. Soc. Econ. Paleont. and Miner., Spec. Pub. 22, p. 190-204.
Damon, P.E., 1964. Correlation and Chronology of ore deposits and volcanic rocks: Annual Prog. Rept. COO-689-42, Contract AT ( l l - l ) -689 to U.S. Atomic Energy Comm: Tucson, Ariz.
Damon, P.E. and Mauger, R.L., 1966. Epeirogeny-Orogeny viewed from the Basin and Range Province. Society of Mining Engineers Transactions, V . 235, p. 99-112.
Diblee, T.W., 1954. Geology of the Imperial Valley region, California in Johns, R.H., ed. Geology of Southern California. California Division of Mines, Bull. 170, Chap. 2, contr. 2. p. 21-28.
Dickinson, W.R., 1979. Cenozoic plate tectonic setting of the Cordillcran region in the United States, in Armentout, J . M . . Cole, M.R. y I'erBest, H., eds. Pacific Coast Paleogeography Symposium 3. Pacific Section, Soc. Econ. Paleont. and Miner, p. 1-13.
Durham. J .W. . and Allison. E.C., 1960. The geologic
22
VOL. X X X I I L NUM. 1. 1981.
history of Baja California and its marine faunas in The beiogcography of Baja California and adjacent seas, Pt. 1, geologic history: Systematic Zoology, V . 9, p. 47-91.
Eberly, L.D. and Stanley, T.B. J r . , 1978. Cenozoic Stratigraphy and geologic history of southestern Arizorta. Reporte compañía E.xxon (1976). Publicado en 1978 en Geo!. Soc. Amer. Bul!.. V . 89, p. 921-940.
Eells, J . L . , 1972. Tlie geology of the Sierra la Berruga, northwestern Sonora, Mexico. M.S. Tliesis; San Diego State Univ. 86 p. (Inedito)".
Elders, W.A., et al., 1972. Crustal spreading in southern California. Science, v. 178, p. 47-91.
Faull, J . , 1980. Stratigraphy of the northern Gulf of California Structural province. (Reporte inédito).
Gastil G., Allison, E.C. and Pliillips, R.P. 1968. Geologic evidence relating to the origin of the northern half of tlic Gulf of California in Maldonado-Koerdell, ed.. Simposio Panamericano del Manto Superior, Inst, de Geofísica, U.N.A.M., p. 1-6.
Gastil, G., and Krumenacher, D., 1977. Reconnaissance geology of Coastal Sonora between Puerto Lobos and Bahía Kino. Geol. Soc. Amer. Bull., v. 88 p. 189-198.
Gastil, G., Krumenacher, D., and Minch, J . , 1979. Tlie record of Cenozoic volcanism around the Gulf of California. Geol. Soe. Amer. Bull., v. 90, p. 839-847.
Gastil, G., Morgan, G . J . у Krumenacher, D., 1980. La hi.storia tectónica de la Península de California у zona adyacente de Mexico. (Manuscrito inédito).
Gastil, G., Phillips, R .P and Allison, E.C., 1975. Reconnaissance geology of the State of Baja California: Geol. Soc. Amer. Mem. 140, 170 p.
Gómez, M., 1971. Sobre la presencia de estratos marinos del Mioceno en el Estado de Sonora, México. Revista Inst. Мех. Petrol., v. 3, No. 4, p. 77-78.
Gutmann, J .T . , 1972. Eruptive history and Petrology of Crater Elegante, Sonora, México. Ph. D. Dissertation, Stanford Univ. (Inédito).
Guzman, A. E., 1978. Positilidades Petrolíferas del Estado de Sonora, in Resúmenes lo. Simposio sobre la geología у potencial minero del Estado de Sonora, Inst. de Geol. U.N.A.M., p. 71-72.
Guzman, A .E . , 1980. Posibilidades petroleras en el Desierto de Altar, Sonora. Ingeniería Petrolera, p. 5-11.
Harding, T.P., 1974. Petroleum traps associated with wrench faults. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., v. 58, p. 1290-1304.
Harding, T.P., 1976. Tectonic significance and hydrocarbon trapping consequences of sequential folding sinchronous witli San Andreas Faulting, San Joaquin Valley, California. Am. Assoc. Petrol. Geol. v. 60, p. 356-378.
Henyey, Т.Е. and Bischoff, J . L . , 1973. Tectonic elements of the northern part of the Gulf of California. Geol. Soc. Amer. Bull., v. 84, p. 314-330.
Ingle, J . C . , 1974. Paleobathymetric history of Neogene marine sediments, northern Gulf of California in Geology of Peninsular California. AAPG -S E P M - S E G - Pacific Section Guidebook, p. 121-138.
Ingle, J . C . , 1979. Biostratigraphy and paleoecology of early Miocene through early Pleistocene bcntho-
and planktonic foraminilcra, San Joacjuin Hills-Hewport Bay-Dana Point area. Orange County, California in Stuart, J . , ed. Miocene Lithofacies and Depositional environments, coastal Southern California and northwestern Baja California, SEPM, Pacific Section.
Larson, R.L. , 1972. Bathymetry, magnetic anomalies, nid plate tectonic history of the mouth of the Uüll of California. GcnI. Soc. Amer. Bull., v. 73, p. 3345-3360.
Larson, R.L. Menard, H.W. and Smith, S.M., 1968. Gulf of California. A result of ocean lloor spreading and transform faulting. Science, v. 161, p. 781-784.
Lomnitz, C . et al., 1970. Seismicity and tectonics of tlie northern Gulf of California region, Mexico: Preliminary results. Inst. Geofísico Intern. Anales, v. 10, p. 37-48.
Lozano, F., 1975. Evaluación Petrolífera de la Península de Baja California, México. Asoc. Мех. Geol. Petrol. Bol. v. 27, 329 p.
Lucchita, I., 1972. Early history of the Colorado River in the Basin and Range province. Gcol. Soc. Amer. BuU. v. 83, p. 1933-1948.
Mattick, R.E. , Olmsted, F.H.. and Zohdy A., 1973. Geophysical studies in the Yuma area, Arizona and California, U.S. Geological Survey, Prof. Paper 726-D, 36 p.
McDowell, F.W., and Keizer, R.P.. 1977. Timing of mid-Tertiary volcanism in the Sierra Madre Occidental between Durango City and Mazatlan, Mexico. Geol. Soc. Amer BuU. v. 88, p. 1479-1487.
23
BOL. ASOC. MLX. Gi:OL. PETR.
McFall, C. C , 1968. Reconnaissance Geology of the Concepción Bay area. Baja California, Mexico. Stanford Univ. Pulilications, Geological Sciences, V . 10, No. 5, 25 p.
Menard, H.W.,' 1969. lilevation and subsidence of oceanic earth crust, b'artli and Planetary Sci Letters, V . 6, p. 275.
Merriam, R., and Eells, .I.E., 1979. Reconnais.sance geologic map of the Caborca quadrangle, Sonora, Mexico. Boletín Dept. Geol. U. de Sonora, v. 1, No. 2, p. 87-94.
Moore, D.G., 1973. Plate-edge deformation and crustal growth. Gulf of California structural province. Geol. Soc. Amer. Bull v. 84, p. 1883-1906.
Moore, D.G., and Buffington, E . C , 1968. Transform fautling and growth of the Gulf of California since late Pliocene. Science, v. 61 , p. 1238-1241.
Nason, G.W., McKee, E.H. , and Anderson, D.W., 1979. Cenozoic Volcanism in the Newberry Mountains, San Bernardino County, California in Armentout, J . M . , Cole, M.R., and FerBest, H. eds. Pacific Coa,st Paleogeography Symposium 3, Soc. Econ. Paleont. and Miner. Pacific Section, p. 89-97.
Pantoja, A . J . у Carrillo, B . J . , 1966. Bosquejo geológico de la región de Santiago-San José del Cabo, Baja California. Asoc. Мех. Geol Petr. Boi, v. 28,
Pliillips, R.P., 1964. Seismic refraction studies in the Gulf of California. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem.3. p. 90-121.
Savage, J . C . , et al, 1979. Deformation across the Saltón
Trough. Jour. Geop/i. Research, v. 84 p. 3069-3079.
Smith, P.B., 1970. New evidence for a Pliocene marine embayment along the lower Colorado River area, California and Arizona. Geol. Soc. Amer. Bull. V . 81, p. 1411-1420.
Sumner, J . R . , 1972. Tectonic significance of gravity and aeromagnetic investigations at the head of the Gulf of California. Geol. Soc. Amer Bull v. 83, p. 3103-3120.
Sylvester, A.G. , and Smith, R.R. , 1976. Tectonic trans-pre.ssion and basement-controlled deformation in San Andreas Fault zone, Saltón Trough, California. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. v. 60 No. 12, p. 2081-2103.
Vine, F . J . , 1966. Spreading of the ocean floor, new evidence. Sci'ewce, v. 54 p. 1405-1415.
Wicandcr, E .R. , 1970. Planktonic foraminifera of the San Diego Formation in Pacific slope geology of northern Baja Cahfornia and adjacent Alta CaUfornia. A A P G - S E P M - S E G Pacific Section Guidebook, p. 105-118.
Wilson, J .T . , 1965. A new class of fault and their bearing on continental drift. Nature, v. 207, p. 343-347.
Woodard, G.D., 1974. Redefinition of Cenozoic Strati-graphic Column in Spht Mountain Gorge, Imperial Valley California. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bu/ / . , v. 58, No. 3 p. 521-525.
24