3.- geologÍa de la regiÓn de rayÓn,...

Gómez-Valencia A. M. 2011 Petrografía y geoquímica del volcanismo Oligoceno-Mioceno medio en Rayón, Sonora:

énfasis en el estudio y significado del volcanismo híperalcalino en la región

17

3.- GEOLOGÍA DE LA REGIÓN DE RAYÓN, SONORA

Fuera de los importantes volúmenes de ignimbritas del Oligoceno que conforman la

Sierra Madre Occidental (SMO) (McDowell y Clabaugh, 1979), diversas manifestaciones

volcánicas de naturaleza variada, con edades que van del Oligoceno Tardío–Mioceno

Temprano (Paz-Moreno, 1992; Tarazón-Pacheco, 2002, 2004 y 2007; Izaguirre-Pompa

2006; Paz-Moreno et al., 2009) y Mioceno Medio (Vidal-Solano 2005), afloran

ampliamente en la parte central-Oeste de Sonora desde el pie de la SMO, hasta la región

costera del Estado. En la porción estudiada, estas manifestaciones volcánicas constan de

cuerpos hipabisales, coladas y depósitos piroclásticos incluidos por unidades detríticas, que

fueron depositadas y en su caso extruidas sobre un basamento cristalino precámbrico-

mesozoico (Figura 5).

Primero, es notable la presencia de un volcanismo Oligoceno-Mioceno

caracterizado por composiciones de intermedias a félsicas, en un contexto tectónico de tipo

arco continental, que se relaciona con la subducción de la placa Farallón debajo de la de

Norteamérica (Cochemé y Demant, 1991). Este evento magmático que se caracteriza por el

desarrollo de varios estratovolcanes que ocurrieron, excepcionalmente, contemporáneos al

evento tectónico distensivo Basin and Range (Dickinson, 1991), dado que para esta época,

ya había comenzado la exhumación del batolito laramídico y el desarrollo de horst y graben

o conjuntos de semigrábenes escalonados. Este episodio extensional propició la formación

de cuencas endorreicas rellenas por una importante sedimentación detrítica arenosa a

conglomerática denominada en algunas localidades de Sonora como Formación Báucarit

(De la O-Villanueva, 1993; Cochemé J. J. et al., 1996; McDowell F.W. et al., 1997 y

Calles-Montijo 1999). Es en este período que se presentan comúnmente, tanto en Sonora

como en la región de estudio, algunas lavas máficas que son intercaladas en las unidades

clásticas y, que de acuerdo a estudios geoquímicos e isotópicos poseen una afinidad de arco

afectado por un régimen extensional (SCORBA: Southern Cordillera basalts de Cameron

et al., 1989).

Un cambio drástico en el registro magmático de la región se presenta en el Mioceno

Medio cuando se extingue el volcanismo de arco y es sucedido por depósitos piroclásticos

silícicos que se considera extrusionados en un contexto anorogénico que antecede la

CAPITULO 3 Geología de la Región de Rayón, Sonora



1

apertura del Golfo de California. (Vidal-Solano, 2005b; Vidal-Solano et al., 2008a y Vidal-

Solano et al., 2008b). Este pulso ignimbrítico, que cubre un área extensa en los estados de

Sonora y Baja California, es considerado un excelente marcador estratigráfico y una pieza

clave en la reconstrucción tectónica del NW de México. (Stock y Hodges, 1989; Oskin,

2002; Demant, 2005; Vidal-Solano et al., 2007a; Bennett, 2009).

Figura 5.- Mapa de la Geología Regional, modificado de Vidal-Solano (2005), el recuadro punteado indica la zona de estudio.




19

Con este marco de referencia, el siguiente capítulo reúne la información litológica

recabada en este estudio, organizándola en varios apartados que plasman los principales

registros geológicos identificados en el área de estudio.

3.1 BASAMENTO INDIFERENCIADO

Considerando que el estudio petrológico de la secuencia volcánica del Oligoceno-

Mioceno fue el objetivo principal de esta investigación, el reconocimiento detallado del

basamento no fue contemplado en el presente trabajo, por lo que en la cartografía obtenida,

estas unidades fueron agrupadas como basamento indiferenciado. Sin embargo, una amplia

recopilación bibliográfica permite describir a continuación las unidades incluidas en esta

división.

3.1.1 Precámbrico

Existen algunas disparidades entre varios autores al nombrar las rocas más antiguas

de la región de Rayón-Carbó Sonora. Por una parte, Castro-Rodríguez y Morfín-Velarde

(1988), denominan como Grupo La Palma a una secuencia formada de la base a la cima

por ortocuarcitas, areniscas arcósicas con intercalaciones de limolitas y por una alternancia

compuesta de ortocuarcitas y dolomías con niveles estromatolíticos. Los citados autores

dividen el grupo en tres unidades litoestratigráficas: unidad el Tápiro, unidad el Álamo y

unidad Año Nuevo, y las consideran, con base en la presencia de estromatolitos (no

definidos) como de edad precámbrica. Los autores señalan que el Grupo La Palma es

sobreyacido en discordancia por una secuencia atribuida al Cretácico Inferior a la que

denominan Grupo Cerro de Oro.

Por otra parte González-León (1989) denomina como Formación Las Víboras a una

secuencia formada por arenisca cuarzo-arenítica arcósica y, en la parte superior, por una

secuencia dolomítica localmente estromatolítica con intercalaciones de niveles gruesos de

arenisca (al parecer correspondiente con el Grupo La Palma de Castro-Rodríguez y Morfín-

Velarde, 1988), la cual es sobreyacida discordantemente por la Formación Cerro de Oro




20

(Barremiano tardío-Aptiano temprano) y subsecuentemente por el Grupo Bisbee. Llegando

a la conclusión que lo que había sido considerado como Grupo La Palma, debería de

renombrarse como Formación La Palma la cual sobreyace discordantemente a la

Formación Cerro de Oro. Valenzuela-Rentería (2001), apoya el nombre de Formación la

Palma y sugiere que la Formación Año Nuevo debería de asignarse al Paleozoico, ya que en

lo que corresponde a las cuarcitas y dolomías del área de Carbó no se ha encontrado

estromatolitos como los que describen Castro-Rodríguez y Morfín-Velarde (1988), para la

región de Cerro de Oro.

Paleogeográficamente González-León (1989), consideró que la Formación Las

Víboras es correlacionable con secuencias Precámbricas-Cámbricas del sur de California,

U.S.A y de Caborca, de confirmarse lo anterior podría indicar la presencia del Cratón

Norteamericano subyaciendo el área de estudio.

3.2.2 Mesozoico

Las unidades correspondientes al Mesozoico también han sido sujetas a discusión

pero por problemas de nomenclatura estratigráfica para un mismo grupo litológico. Sitten-

Ayala (1987), asigna al Mesozoico cuatro unidades conformadas de la base a la cima por:

(1) alternancias de areniscas y lutitas bien compactadas, (2) calizas arrecífales con fósiles

del Cretácico Temprano (orbitolina texana), (3) secuencia sedimentaria marina constituida

por una alternancia de areniscas y lutitas y (4) unidad ígnea intrusiva constituida

fundamentalmente por un granito de biotita y hornblenda, el cual intrusiona a las secuencias

sedimentarias Paleozoicas-Mesozoicas.

Más tarde Castro-Rodríguez y Morfín-Velarde (1988) asignan las tres primeras

unidades de Sitten-Ayala (1987) al Grupo Cerro de Oro, dividiéndolo en tres formaciones

de la base a la cima: formación Los Tubos, formación caliza Antúnez y formación Los

Valles. Ambos autores coinciden que por su contenido faunístico su edad corresponde al

Cretácico Temprano. Posteriormente, González-León (1989) divide el mesozoico del área

en 5 unidades sedimentarias que de la base a la cima son: Formación Cerro de Oro,




21

Formación Morita, Formación Mural, Formación Cintura y Formación La Palma. Las

cuatro primeras son correlacionables con el Grupo Bisbee. Misma en la que describe a la

base un conglomerado, después hacia la cima se presentan calizas, lodolitas y localmente

areniscas. En su cima se presentan horizontes arrecifales de corales y braquiópodos que

lateralmente pasan a capas de calizas con gasterópodos y abundantes orbitolinas.

Identificando también a El Grupo Bisbee comprendido por las Formaciones Morita, Caliza

Mural y Cintura. Monreal-Saavedra et. al., (1994), menciona que el nombre de Grupo Cerro

de Oro y Formación Cerro de Oro, también pertenecen a la mismo Grupo Bisbee,

convirtiéndose estas unidades en formaciones con problemas de nomenclatura

estratigráfica. Estas secuencias del Cretácico inferior han sido consideradas como parte de

un depósito en la cuenca de Sonora que en el Cretácico Temprano, debió haber estado

sujeta a ciclos transgresivos y regresivos.

El siguiente evento geológico registrado en el área de estudio, corresponde al

emplazamiento de rocas plutónicas, ocurrido durante el Cretácico Tardío-Terciario

Temprano. Este evento está caracterizado por la intrusión de batolitos graníticos y por el

emplazamiento de potentes secuencias de rocas volcánicas de composición intermedia a

félsica, los primeros conocidos como Granito Laramide de Sonora y las segundas como

Formación Tarahumara. Las rocas graníticas laramídicas se encuentran intrusionando

tanto a las rocas proterozoicas como a las secuencias cretácicas. De acuerdo con las edades

isotópicas disponibles para Sonora, estas rocas se emplazaron entre 90 y 40 Ma (Damon et

al., 1983 y Valencia-Moreno et al., 2001).

Durante esta etapa se emplazan pórfidos que varían en composición de félsico hasta

cuarzodiorítica y cuarzomonzonítica (SGM, 1999b). El tipo de alteración que presentan es

del tipo sercicítica. Este evento es el principal responsable de la mineralización en la región

de estudio. En gran parte del Estado de Sonora esta mineralización está caracterizada por

yacimientos tipo pórfido de cobre-molibdeno, que han dado lugar a importantes distritos

mineros como el de Cerro de Oro (García-Martínez, 2003). Los cuerpos plutónicos afloran

ampliamente en la región Oeste de la zona de estudio y están directamente relacionados con




22

los afloramientos intrusivos peraluminosos de la Sierra de Locos, mismos que son

asociados al Batolito de Aconchi.

3.2 UNIDADES SEDIMENTARIAS OLIGOCENO – MIOCENO MEDIO

Considerando la amplia distribución de todas las unidades magmáticas y detríticas

que se detectaron en la zona de estudio, es posible reconocer la existencia de varios eventos

importantes de volcanismo y sedimentación ocurridos desde el Oligoceno Superior al

Mioceno Medio. De acuerdo a la correlación estratigráfica de los depósitos sedimentarios,

se han reconocido tres amplios grupos en el área: [1] Conglomerado tipo Baúcarit, [2]

Unidad Detrítica del Mioceno Medio, [3] Sedimentos Plio-Cuaternarios. Mientras que

para las unidades volcánicas, hemos dividido la litología del Oligoceno-Mioceno Medio de

la región de Rayón en cuatro grandes grupos: [1] Unidad volcánica El Cajón-Las

Palomas, [2] Unidad volcánica Cerro Prieto, [3] Unidad volcánica Las Agujas y [4]

Depósito Ignimbrítico hiperalcalino. Estas unidades son correlacionables en toda la

extensión de la zona de estudio.

3.2.1 Conglomerado tipo Baucarit

Este conglomerado fue inicialmente propuesto por Dumble (1899), bajo el término

de División Baucari, tiempo después fue elevada de rango a Formación Baucarit por King

(1939), quién al igual que Dumble (1899), indican que está formado por potentes

secuencias terrígenas principalmente conglomeráticas con intercalaciones de capas

arenosas, y de basaltos hacia la base. La edad de esta formación no está totalmente definida,

varios autores sugieren que su depósito pudo haber iniciado entre los 27 y 22 Ma

desarrollándose hasta los 10 Ma. Dada la diversidad de conglomerados con

características similares, la definición y origen fue puesto a consideración por Radelli

(1989) y posteriormente por De la O-Villanueva (1993).

Münch (1993), concluye que los conglomerados de esta formación estuvieron

sujetos a metamorfismo de grado muy bajo asociado a procesos hidrotermales, los cuales




provocaron que el vidrio volcánico ácido se transformara en zeolitas del grupo de la

heulandita. Cochemé et al., (1994), en sus estudios concluye que las zeolitas contenidas en

esas lavas son formadas a baja temperatura (<100°C) y que ese mismo proceso de

zeolitización en la matriz de los conglomerados es sugerido para explicar su alto grado de

litificación en algunas localidades. En la zona correspondiente al presente trabajo de tesis,

litológicamente, este conglomerado presenta ciertas variaciones de acuerdo a su lugar de

ocurrencia.

Hacia la parte norte del área, las rocas que corresponden a la Formación Baucarit,

tienen características morfológicas ruiniformes (en forma de ruinas, Figura 6A). La

secuencia sedimentaria está compuesta, de la base a la cima, por sedimentos areno-limosos

con marcas de desecación (mud cracks) y hacia la cima se observan conglomerados con

Figura 6.- Conglomerado tipo Báucarit en la porción Norte, área El Cajón: (A) morfología ruiniforme típica de la Formación Baucarit, (B) conglomerado de la parte superior de la unidad y (C) 1-horizonte tobáceo, 2-horizonte areno-limoso, 3-grietas de desecación (mud cracks).

A

B C

1

2

3




horizontes de toba brecha a toba de ceniza (Figura 6B y 6C). El horizonte de toba brecha

tiene ≈ 1 metro de espesor, presenta clastos de 4 a 40 cm de diámetro de una toba de ceniza

muy consolidada porfírica de anfíbol y biotita, variando hacia la cima a una toba de ceniza

y limos con estructuras de desecación con capas de 5 a 15 cm de espesor.

En la parte superior se presenta un conglomerado polimíctico altamente compacto (espesor

≈20 m), con clastos volcánicos de dacitas-andesitas porfíricas de anfíbol y,

predominantemente, de tobas líticas con afinidad a la unidad volcánica El Cajón (diámetro

aproximado de los clastos de 1 a 40 cm). Este conglomerado aflora ampliamente al NW del

área de estudio, específicamente al NW del Cerro El Cajón, en una extensión aproximada a

10 km2.

Hacia la base de la mesa Los Coyotes, se puede observar esta secuencia

sedimentaria con algunas diferencias de espesores y de proporción de minerales. De la base

a la cima se presentan una secuencia sedimentaria detrítica estratificada de grano muy fino,

Figura 7 Conglomerado tipo Báucarit en la región norte, área Los Coyotes: (A) Contacto del conglomerado tipo Baucarit y el conglomerado Baucarit superior (Mioceno Medio), (B) Secuencia areno-limosa estratificada, mostrando un fallamiento normal y (C) Lente conglomerático, (D) Mud-Cracks y (E) Conglomerado de la parte superior de la secuencia.

A

B

C

D E




25

color beige, con un espesor total aproximado de 40 m; La cual tiene intercalaciones de

areniscas de color gris a beige, de grano un poco más grueso, y de horizontes muy finos de

lutitas y capas areno-limosas con alto contenido en biotita (Figura 7B). A su vez, esta

secuencia presenta lentes conglomeráticos (Figura 7C) y capas con huellas de desecación

(mud Cracks, Figura 7D). Hacia la cima, se presenta un conglomerado polimíctico que

aflora en una extensión aproximada a 1 km2, el cual contiene clastos de rocas volcánicas

alteradas como andesitas y riolitas, así como de areniscas. Los clastos tienen tamaños

variables entre 0.5 y 10 cm de diámetro (Figura 7E). En contacto con la secuencia

anteriormente descrita se presenta un conglomerado polimíctico con un espesor aproximado

a 20 m, con clastos de cuarcitas y rocas volcánicas alteradas. Este conglomerado tiene una

matriz fina de color rojizo y está muy consolidado. Localmente presenta acumulación de

clastos y estratificación cruzada en los sectores más finos.

Hacia la parte sur los afloramientos de las rocas que componen esta unidad, también

se caracterizan morfológicamente por su aspecto en forma de ruinas (Figura 8A, B y F).

Están formados por una secuencia clástica, compuesta principalmente por conglomerados

polimícticos mal clasificados; con fragmentos que van de subredondeados a angulosos,

principalmente formados por rocas volcánicas (Figura 8C), predominando andesitas

alteradas y rocas palagonitizadas. En menor cantidad, contiene clastos de rocas intrusivas y

sedimentarias (areniscas y calizas), cuyos tamaños varían de 0.5 cm a 30 cm. Estos clastos

se encuentran englobados en una matriz arenosa.

Localmente, se presenta una marcada variación de facies que van desde una

intercalación de lentes, por lo general arenosos y de grano medio a grueso; de

microconglomerado; hasta niveles que en algunos lugares son más brechoides, están mal

clasificados, son semi-compactos y que varían a conglomerados mejor clasificados hacia la

cima. Así mismo, en ciertos afloramientos se observa, de la base a la cima del

conglomerado, una buena compactación de una estratificación gruesa masiva a fina, que

finalmente es cubierta por un conglomerado arenoso con huellas de desecación-(mud

cracks, Figura 8D).





A

B C

D E

F

Figura 8.- Conglomerado tipo Baucarit en la porción correspondiente a la Caldera de Rayón: (A) contacto del conglomerado tipo Baucarit y el conglomerado Baucarit Superior (Mioceno Medio), (B) secuencia areno-limosa estratificada, mostrando un fallamiento normal y (C) lente conglomerático, (D) Grietas tardías, (E) basculamiento y fallamiento normal de la unidad en la zona de Puerto Arévalo (F) panorámica de la morfología típica de la Formación Báucarit.



27

En general la formación intemperiza a un color café claro a amarillento y está

afectada en gran medida por un fallamiento de tipo normal (Figura 8E). Hacia la porción S-

SW se observa que esta formación es cubierta por derrames máficos que componen el

Cerro Prieto (Unidad volcánica Cerro Prieto), los cuales se encuentran a su vez cubriendo a

rocas volcánicas que han sido definidas en la literatura como Cretácico Superior. Para

concluir se menciona que la unidad tipo Baucarit en la porción S-SW de la zona de estudio,

presenta un espesor general aproximado a 150 m y muestra echados generales entre 10° y

35° al W.

3.2.2.- Unidad Detrítica del Mioceno Medio

Esta unidad sedimentaria se reconoce por la presencia de un conglomerado (Figura

9A) polimíctico con clastos de cuarcitas y rocas volcánicas alteradas, el cual presenta una

matriz muy fina de color rojizo y un alto grado de compactación, aunque, localmente se

observa con una consolidación moderada. El conglomerado contiene clastos cuyo tamaño

varía principalmente entre 0.5 y 7 cm de diámetro, y cuyo acomodo muestra una gradación

normal.. En el afloramiento se puede observar una acumulación de clastos y lentes de

arenisca con estratificación cruzada, cuyo espesor no sobrepasa los tres metros y sus

echados son siempre menores a 10° al SW (Figura 9A, 9B y 9C).

La litología de este tipo de afloramientos es muy similar a la de la Formación

Baucarit, razón por la cual ha sido considerada como el miembro superior de ésta, sin

embargo, esta secuencia presenta un grado distinto de compactación y una nula

interdigitación con unidades volcánicas aunado a la ligera discordancia que muestra con los

conglomerados tipo Baucarit. Genéticamente, al igual que los depósitos Baucarit, estos

sedimentos se asocian con abanicos aluviales que rellenaron cuencas producidas por

grandes fallas normales; sin embargo, la ausencia de una anomalía geotérmica durante su

formación generó depósitos poco consolidados al carecer del endurecimiento provocado

por la zeolitización. si un endurecimiento por zeolitas.

Está secuencia detrítica también puede ser correlacionable con la Unidad El Parián

descrita por Vega-Granillo (1996), término que utilizó para describir una unidad




28

conglomerática con intercalaciones de areniscas con grano grueso y estratificación cruzada,

aflorante en cuencas con dirección norte-sur o NW-SE en la región de Mazatán.

Esta parte de la formación se considera posterior a los 13 Ma (Münch, 1993) y

anterior a los 11.9 Ma según el fechamiento de rocas volcánicas en la cima de esta

formación (Vidal- Solano, 2007a).

Figura 9.- Unidad Sedimentaria del Mioceno Medio (A) Contacto de (l) Ignimbrita hiperalcalina y (2) Unidad sedimentaria del Mioceno Medio; (B) Variación litológica dentro de la unidad; y (C) Base de la unidad.

A B

C

1

2




29

3.3 VOLCANISMO OLIGOCENO–MIOCENO MEDIO

En la región de Rayón ocurren diversas manifestaciones de rocas intrusivas y extrusivas

atribuidas al Oligoceno-Mioceno. Entre ellas se encuentran secuencias de lavas y tobas,

algunos edificios dómicos y estructuras sub-circulares asociadas a cuellos volcánicos, los

últimos exhumados por la tectónica extensional de la región. Estos vestigios pueden ser

divididos de acuerdo a su litología en cuatro grandes grupos: un primer paquete de tobas y

coladas riolíticas asociado al evento oligocénico de la SMO; un segundo grupo conformado

por coladas máficas de presumiblemente del Mioceno Temprano; un tercero representado

por productos volcánicos y sub-volcánicos de composición intermedia a félsica; y, un

cuarto formado por depósitos ignimbríticos del Mioceno Medio.

3.3.1 Unidad volcánica El Cajón–Las Palomas

Para describir a esta unidad se decidió agrupar dos zonas correspondientes al área

del Cajón y Las Palomas (figura 10), debido a que ambas localidades presentan similitud en

su asociación mineral, zeolitización y origen.

La Unidad volcánica El Cajón-Las Palomas está formada por depósitos

piroclásticos tobáceos, poco soldados, de tipo ignimbrítico, principalmente derivados de

una sola unidad de enfriamiento y que presentan a la base la ocurrencia de una facies

brechoide . En esta unidad es común la ocurrencia de coladas riolíticas fluidales que

contienen en su base importantes niveles de perlita. Algunas de estas riolitas se encuentran

en un estado de desvitrificación avanzado y, en el caso de las tobas, se ha producido la

formación de yacimientos de zeolita de tipo clinoptilolita (González-Sandoval, 1987).


Gómez-Valencia A. M. 2011

Petrografía y geoquímica del volcanismo Oligoceno-Mioceno medio en Rayón, Sonora:


Figura 10.- Correlación estratigráfica de los principales afloramientos estudiados en la región de Rayón, Sonora.



En la región norte (El Cajón de Policarpio), en la base de la secuencia volcánica

aflora un derrame brecha de andesita-dacita, porfírica a glomeroporfírica de Pl y Anf,

altamente silicificada, observada en el extremo SE del Cerro El Cajón (Figura 11A y 11B).

La unidad presenta una tonalidad gris morado, debido a que su contacto inferior no aflora

se desconoce su espesor total; sin embargo, esta unidad puede ser correlacionada con otros

derrames de la misma litología y posición estratigráfica fechados en 27 Ma en la región de

La Colorada (McDowell et al., 1997).

Discordante sobre la unidad anterior, aflora una brecha volcánica de color beige a

gris, con un espesor aproximado de 50 m. Esta relación se observa al este del Rancho El

Cajón, sur del cerro El Cajón y en el extremo noroeste del rancho Agua Fría (ver plano

geológico anexo). Esta unidad contiene clastos que en su mayor parte corresponden a rocas

volcánicas con una matriz que va de arenosa a una matriz de ceniza. Los clastos alcanzan

hasta 40 cm de diámetro y tienen forma angulosa a subredondeada.

Sobreyaciendo a esta brecha (Figura 13H), se identificaron paquetes de tobas

estratificadas de origen ignimbrítico de al menos 60 metros de espesor, de color amarillo a

beige, y que varían localmente a tobas muy líticas (Figura 13C y D). Los clastos de las

A

B

Figura 11.- (A) Panorámica del Cerro El Cajón viendo hacia el Este; y (B) Vista hacia el Sur, en el extremo Norte del Cerro el Cajón, afectada por un fallamiento normal.




tobas son principalmente rocas volcánicas de tamaños entre 0.5 y 7 cm, con alto porcentaje

en zeolitas color verde y amarillo, predominantemente del tipo heulandita, chabasita y

clinoptilolita (González-Sandoval, 1987). Hacia la cima del Cerro El Cajón hay tobas

zeolitizadas silicificadas con calcedonia, tobas líticas ricas en biotita, tobas de ceniza lítica

muy fina de tipo oleada piroclástica (Figura 13B) y tobas de ceniza con amígdalas

arcillosas de color rosado con textura jabonosa. Estudios realizados por González-Sandoval

(1987) indican que las amígdalas están rellenas de montmorillonita. Localmente, en

superficies de erosión, de la toba es posible observar clastos de impacto con una probable

dirección 29° NE, bolsas o lentes con variación de clastos gruesos a finos y estratificación

cruzada con estructuras en rampa. Cortando a este paquete ignimbrítico se identifico en el

cerro El Cajón, un dique piroclástico color café con dirección 40NW (Figura 13E), también

observado al NW del rancho Agua Fría con un rango de direcciones 30°-40° NW (Figura

13F).

Sobre el paquete anterior se encuentra un espesor aproximado de 40 de una perlita

masiva, de color gris azulado, afanítica a ligeramente porfídica de biotita, (Figura 12)

González-Sandoval (1987) identificó a la base de esta facies una brecha asociada al mismo

material perlítico. Esta facies se observa en la parte superior del Cerro El Cajón.Finalmente,


Figura 12.- Columna estratigráfica de la región de El Cajón al norte del área de estudio. Los círculos representan al muestreo desarrollado para los análisis geoquímicos y los triángulos para los estudios petrográficos.



35

la última facies se encuentra cubriendo a la perlita anteriormente descrita y que también es

observada en la parte superior del Cerro El Cajón. Sobre la perlita descrita previamente, en

el cerro El Cajón ocurre una riolita fluidal, de color beige a rosa fuerte, con un espesor

aproximado de 50 m. Esta roca contiene fenocristales de biotita, envueltos en una matriz

con desvitrificación avanzada indicada por numerosas esferulitas.. En general en la región

del Cajón, la actitud de las capas de esta unidad, corresponde a rumbos NW-SE (cercanos a

45°NW), con echados que varían de 10 a 20° al SW. Existen fallamientos importantes en

varias direcciones, todos normales (Figura 11B) que forman un esquema escalonado de

fallas que afectan directamente a toda la secuencia descrita con anterioridad.

Esta Unidad en la porción sur, es mejor expuesta en el Cerro Las Palomas, cañada

Las Palomas (Figura 14C), puerto Las Palomas, al W del Cerro El Cielo, por repetición de

fallamiento normal en el Cerro El Picacho y en las zonas aledañas al Cerro Agua Verde y

Cerro Nacameri, solo que en estos puntos la unidad se encuentra altamente afectada por el

fallamiento regional presentándose sectores con fuerte oxidación, mayor grado de

silicificación y, en otros sectores, facies muy fácilmente desmoronables.

La secuencia volcánica en la región de Las Palomas cubre discordantemente parte

de las unidades correspondientes al basamento indiferenciado Precámbrico y Mesozoico

descrito con anterioridad (Figura 14A). En esta localidad se observa de la base a la cima,

una secuencia de tobas ignimbríticas de color amarillo de al menos 50 metros de espesor

(Figura 14B), conteniendo principalmente tobas brecha altamente silicificadas con una

abundante alteración argílica y un importante grado de zeolitización; la cual varía a capas

con mayor contenido de ferromagnesianos (biotita-hornblenda) y horizontes de ceniza más

finos.

Sobreyaciendo a este paquete zeolitizado, se presenta una riolita fluidal con un

espesor aproximado a 60 m, la cual en su base tiene un nivel perlítico de color gris a negro

con abundancia en esferulitas de desvitrificación. La riolita fluidal presenta un importante

grado de silicificación y es muy porfírica de feldespato alcalino y biotita.




A B

C D

E F

G H

Figura 13.- (A) Panorámica del Cerro El Cajón tomada hacia él, en primer plano se observan las tobas e ignimbritas de la secuencia al fondo se observa la secuencia volcánica completa, (B) Toba de ceniza observada en el extremo oriental de la mina El Cajón, (C) Toba lítica, (D) Toba lítica zeolitizada, (E) Dique piroclástico, al E de la Mina el Cajón, (F) Dique piroclástico NW del Cerro El Cajón, (G) Panorámica de la mina El Cajón (al fondo se observan las mesas del volcánismo híperalcalino) y (H) Contacto brecha andesítica con las tobas líticas el Cajón.




37

En general, la Unidad volcánica El Cajón-Las Palomas, está formada por paquetes

volcánicos silícicos, principalmente de origen ignimbrítico. Una vez que esta unidad fue

cubierta por otras rocas, el incremento de temperatura y la interacción de fluidos calientes,

generó una zeolitización generalizada del vidrio de esta unidad. . Este paquete litológico es

afectado por fallas normales NW-SE, este, aspecto mejor observado en la zona SW de

Cerro de Oro.

A

B

C

C. Picacho

Figura 14.- (A) Panorámica mostrando las facies correspondientes a la unidad volcánica Las Palomas de color amarillo y en la cima se observa la unidad ignimbrítica, (B) Toba Lítica de Origen ignimbrítico, sur del c El Picacho y (C) Toba Lítica vista rumbo a la cañada de Las Palomas.




38

3.3.2 Unidad volcánica Cerro Prieto

La Unidad volcánica Cerro Prieto se encuentra ampliamente distribuida en la parte

centro-sur del área de estudio (ver mapa geológico anexo y Figura 15). Su afloramiento

principal se ubica en el cerro Prieto, localizado al W del Cerro El Cielo dentro de la

estructura circular denominada de manera informal la Caldera de Rayón, en donde sobre el

trayecto del Arroyo Los Lobos, partiendo desde La Casa Colorada, es claramente

observable la relación que guarda con las unidades sedimentarias tipo Baucarit. Esta unidad

ocurre en menor extensión en la región centro-norte, en los cerros Las Lajas y La

Nopalera. En el cerro Prieto, esta unidad volcánica (Figura 17A) corresponde a un

apilamiento de aproximadamente 100 m de al menos seis derrames andesíticos con textura


Figura 15.- Columna estratigráfica del área de Cerro Prieto. Los círculos representan el muestreo desarrollado para los análisis geoquímicos y los triángulos para los estudios petrográficos. .



39

Figura 16.- (A) Panoramica del Cerro Las Lajas, (B) Cerro Las Lajas, (C) Esquematización de las rocas del cerro Las Lajas, (D) Visualización del contacto de las rocas andesíticas lajeadas y la Ignimbrita hiperalcalina en el NW del Cerro Las Lajas (E) Vista representativa de la extracción del material lajeado.

A

B C

D E

fluidal, porfíricos a glomeroporfíricos, con fenocristales de plagioclasa, clinopiroxeno,

ortopiroxeno y olivino iddingsitizado. Estos flujos sobreyacen a una potente serie de tufitas

y depósitos detríticos arenosos a conglomeráticos y tobas félsicas, que puede ser

correlacionada con la Formación Baucarit (Gómez-Valencia et al., 2009).

Típicamente, en el cerro Prieto, las coladas presentan un aspecto máfico vítreo con

texturas vesiculares a amigdalares, rellenas de calcita y zeolitas color gris azulado. En su

base es posible observar una auto-brecha de arrastre (Figura 17B), que forma en los

primeras manifestaciones derrames encausados en sedimentos (Figura 16A). Estos primeros

derrames también son observados en el Cerro Las Lajas al norte del área de estudio (Figura

16B, C, D, E y F). Hacia la parte superior de la secuencia se presenta un derrame híbrido

(Figura 17C, D y E) con horizontes de flujo cafés y beige como evidencia de mezcla

(mingling) en este líquido magmático (Gómez-Valencia et al., 2010a). Finalmente, los

últimos derrames de la secuencia son muy vítreos, tienen una coloración rojiza y un espesor

reducido (menor a 7 m); de

éstos se obtuvo una muestra

(CPR09-09) para estudios

geocronológicos 40Ar-39Ar.

En la porción norte del área de

estudio, se encuentra el cerro

La Nopalera, donde ocurre una

secuencia volcánica formada

por al menos cinco derrames

(Figura 15). En la base de la

secuencia se distinguen, las

mismas lavas intermedias

vítreas, de colores oscuros, con

sus respectivas brechas de

base.




40

Con base en las observaciones en campo que permitieron percatarse de la

importante relación que estos depósitos volcánicos guardan con respecto a la sedimentación

detrítica tipo Báucarit, se atribuye este volcanismo al Mioceno inferior mediante

correlación con otros estudios realizados por Tarazón-Pacheco, (2002, 2004, 2007);

MacMillan et al., (2003); Gans et al., (2003); Vidal Solano, (2005b); Izaguirre-Pompa,

(2006); Paz-Moreno, (2009). Un estudio geoquímico aquí realizado permite ver el carácter

geoquímico de estas lavas (Gómez-Valencia et. al., 2009; y 2010a), mismo que se detallará

más adelante.

A

B C

D E

Figura 17 (A) Panorámica tomada desde el E con vista de parte de Cerro Prieto y al fondo se observa el borde de la estructura denominada La Caldera de Rayón, (B) Derrame de Base de la unidad volcánica Cerro Prieto, fotografía tomada en el Arroyo Los Lobos, (C) Derrame superior hibrido de la unidad volcánica Cerro Prieto, (D) Superficie de intemperismo del derrame hibrido y (E) Superficie de diaclasas de enfriamiento.




41

Unidad volcánica Las Agujas

La unidad volcánica Las Agujas se encuentra distribuida ampliamente en la región

centro-norte de la zona de estudio, al Sur es limitado por el borde de la Caldera de Rayón y

al Norte por la Carretera Carbó-Rayón (ver mapa geológico anexo).

Para su estudio, la unidad volcánica Las Agujas ha sido dividida en cuatro grupos que son:

(1) Cuerpo hipabisal Las Agujas, (2) Derrames volcánicos Las Agujas, (3) Derrames

volcánicos La Nopalera y (4) Derrames volcánicos El Picacho (1,2 y 3 en Figura 18). Las

rocas que forman estos grupos afloran en el área de estudio como altos topográficos con

una orientación NW-SE.

Figura 18.- Columna estratigráfica del área de Las Agujas. Los círculos representan muestras para análisis geoquímicos y los triángulos para los estudios petrográficos.




42

1.- Cuerpo Hipabisal Las Agujas: El cuerpo hipabisal Las Agujas está representado por

dos afloramientos importantes, el primero aflora en el cerro Las Agujas (Figura 19A) y su

extensión al Norte ocurre en el barranco El Tigre y el segundo en el cerro Los Columpios

(Figura 20 A, B y D). Se encontraron al menos cinco cuerpos semicirculares que ocurren a

manera de crestones (agujas), con columnas de enfriamiento sub-verticales (Figura 19 B y

C). Estos cuerpos parecen representar la raíz de algunos edificios dómicos mismos que

fueron exhumados por la tectónica de la región y que fungieron como alimentadores de los

derrames volcánicos aledaños. Estos derrames ocurren en los cerros Las Agujas, La

Nopalera y El Picacho.

A

B C

D E

Figura 19.- (A) Panorámica tomada desde el W con vista al Cerro Las Agujas y al frente se observa los derrames volcánicos Las Agujas; (B) y (C) Prismas de enfriamiento de la unidad volcánica Las Agujas; (D) Brecha Piroclástica con alto contenido en anfíbol; y (E) Diaclasas de enfriamiento de la unidad volcánica Las Agujas.




Las rocas hipabisales estudiadas son de composición intermedia, presentan

tonalidades de color gris claro con algunos sectores rojizos, esto debido a la abundancia en

óxidos de hierro y a la oxidación de los fenocristales de anfíbol. En muestra de mano

presentan texturas microgranulares porfíricas de anfíbol (Cabe mencionar que en el cerro

Los Columpios se encontraron megacristales de anfíbol de aproximadamente 4 cm de

diámetro, Figura 20C). Como en la mayoría de los cuerpos intrusivos, el tamaño de grano

se vuelve más pequeño hacia los bordes.

2.- Derrames Volcánicos Las Agujas: Los derrames volcánicos Las Agujas

(Figura 19A) se encuentran ubicados en el extremo W del Cerro Las Agujas, y están

delimitados en la porción W por el cerro Los Columpios y unidades sedimentarias

cuaternarias. Estos derrames están constituidos por rocas intermedias, correspondiendo a

andesitas y dacitas porfíricas de plagioclasa y anfíbol (hornblenda); este último se

encuentra fuertemente oxidado. Estas rocas presentan tonalidades café obscuro en

superficie intemperizada y café rosado en superficie fresca. En los bordes de estos derrames

se observa con claridad una brecha de base, con clastos de las mismas andesitas-dacitas con

la sola diferencia de que las hornblendas ocasionalmente se ven frescas.

A B

C D 1 2

1 2

Figura 20.- (A) Panorámica mostrando: 1 Cerro Los Columpios (en rojo), 2. Derrames volcánicos Las Agujas (en morado) y 3. Sedimentos Plio-Cuaternarios (en amarillo); (B) Cerro Los Columpios; (C) Roca cristalina del cerro Columpios, mostrando un megacristal de hornblenda; y (D) Panorámica mostrando: 1. Cerro Las Agujas y 2. Cerro Los Columpios.

3 100m




44

3.-Derrames Volcánicos La Nopalera. Los derrames volcánicos La Nopalera (Figura

21A) se localizan en el cerro La Nopalera y al oriente del mismo. Como se había

mencionado, en la base del cerro La Nopalera afloran rocas correlacionables con la unidad

volcánica Cerro Prieto, que son seguidos por al menos cinco derrames con sus respectivas

brechas de base.

Los derrames observados, forman parte de un apilamiento de lavas con

características similares, es decir, presentan la misma asociación mineralógica de

plagioclasa y piroxeno, todos con una brecha de base (Figura 21D). En el campo, se

distinguen por sus tonalidades y por el diaclasamiento. La colada superior es un derrame

subhorizontal (actitud N54°W; 10°SW) que se caracteriza por tener prismas de

enfriamiento bien desarrollados (Figura 21E). Estos derrames tienen un espesor menor a 30

m, todos presentan una textura sacaroide (Figura 21C) y su composición es intermedia.

Figura 21.- (A) Imagen panorámica del cerro La Nopalera; (B) Roca representativa de las coladas basales del cerro La Nopalera; (C) Muestra de las lavas con textura sacaroide; (D) Brecha de base de uno de los derrames volcánicos La Nopalera; y (E) Derrame superior prismático.

A

B C

E

D




45

Estas características hacen posible relacionar directamente estos derrames con el cuerpo

hipabisal Las Agujas (ver capítulo de la geoquímica).

4.- Derrames volcánicos El Picacho: A Hacia la base del Cerro El Picacho ocurren dos

derrames subhorizontales de composición intermedia (Figura 22A, 22B y 22C). Estos

derrames son porfíricos de plagioclasa y piroxeno, y en la parte intermedia de las coladas

pueden tener una textura sacaroide al igual que los derrames anteriores. Asociados a estas

A

B

C C. Picacho

C. Picacho

Figura 22.- (A) Panorámica del cerro El Picacho viendo hacia el norte,, donde se observa la repetición de las unidades por medio de una falla; (B) Visualización del contacto sedimentario con una brecha volcánica, mismo que se encuentra en la cima del cerro El Picacho; y (C) Imagen mostrando al frente la unidad sedimentaria tipo Baucarit y al fondo los derrames volcánicos EL Picacho.




Figura 23 Distribución de los depósito de la Ignimbrita hiperalcalina en la región de Rayón, Sonora.

lavas se presentan brechas hacia los bordes, las cuales corresponden a la base de los

mismos. La distinción en campo entre ellos es la tonalidad gris a café morado y una

frecuente repetición por medio de fallas normales, que son más evidentes en el cerro El

Picacho. Estos derrames tienen un espesor menor a 30 m.

3.3 .- DEPÓSITO IGNIMBRÍTICO HIPERALCALINO DEL MIOCENO

MEDIO

El depósito de la ignimbrita hiperalcalina en la región de Rayón, Sonora, ocurre

dentro de afloramientos alineados en dirección NW-SE que cubren una extensión

aproximada de 55 km (Figura 23). En general, sus depósitos presentan una morfología

típica en mesas con espesores reducidos que varían entre 5 y 22 m (Gómez-Valencia et al.,

2010b y c).




47

Comúnmente estos afloramientos exhiben un ligero basculamiento al W; sin

embargo, en algunos lugares se encuentran de manera subhorizontal. Debajo de estos

depósitos se preserva una secuencia detrítica correlacionable con los conglomerados tipo

Baucarit (descritos con anterioridad), en particular se destaca su contacto discordante con

los depósitos clásticos polimícticos poco consolidados de la unidad sedimentaria del

Mioceno Medio.

Este depósito ignimbrítico presenta una sola unidad de enfriamiento con 5 facies

principales (Figura 24), las cuales se describen de la base a la cima: 1. Base o ground surge

que corresponde a una toba poco soldada con lapillis (2-15 cm) de pómez alargadas color

beige; 2. Vitrófiro café a negro poco desvitrificado con fiammes, 3. Toba masiva soldada

color rosa, 4. Toba masiva soldada vesicular color rosa y, 5. Toba masiva soldada color

gris.

Figura 24.- Columna estratigráfica compuesta que exhibe las facies que componen a la unidad correspondiente al volcanismo hiperalcalino en la región de Rayón,

Sonora.




48

En general, estas facies que presentan una matriz eutaxítica, son poco porfíricas a

glomeroporfiricas (< 7%). De la base a la cima se incrementa el contenido en líticos y,

exclusivamente en la base se identifican algunos enclaves oscuros de composición

traquítica.

Mesa Los Coyotes

La localidad de la

Mesa Los Coyotes está

ubicada al NW de la zona

de estudio y representa el

límite norte de los

afloramientos

ignimbríticos presentes en

la región (Figura 23). Está

mesa subhorizontal, fue

formada por la erosión de

un depósito ignimbrítico

emplazado sobre una

secuencia sedimentaria

tipo Baucarit (Figura 27 D, E y F). La unidad exhibe solo 4 de las 5 litofacies presentes en

la región en un espesor de casi 15 m (Figura 25). De la base a la cima, se observa una toba

poco soldada con gran contenido de líticos, con un espesor aproximado a 1.5 m, contiene

lapillis de pómez alargadas y silicificadas (de hasta 15 cm), de color beige a café obscuro.

A esta parte le sigue un vitrófiro de 1.5 m de espesor, el cual es rico en líticos de color café

obscuro. A esta parte le sigue una toba masiva soldada de color rosa, con prismas de

enfriamiento (espesor 10m). Finalmente, hacia la cima aflora una toba lítica masiva

soldada, color gris y de espesor reducido (3 m). Este afloramiento se encuentra dividido por

una falla normal con un componente vertical, donde el bloque que baja tiene un

desplazamiento de hasta 100 m, poniendo en el valle, al pie de la mesa, la facies superior de

la Ignimbrita.

Figura 25.- Distribución de la litofacies de la Ignimbrita Hiperalcalina en la zona norte del área de estudio. Los círculos representan el muestreo desarrollado para los análisis geoquímicos y los triángulos para los estudios petrográficos.




49

Mesa El Cajón de Acuña

La Mesa El Cajón de Acuña (Figura 27A) ubicada al NW de la zona de estudio y al

norte del Cerro Las Lajas (Figura 23), está formada por depósitos subhorizontales de la

ignimbrita, la cual cubre en discordancia a la secuencia sedimentaria tipo Baucarit con sólo

3 de las 5 litofacies identificadas en otros sitios.

De la base a la cima, se observa primeramente un espesor de 1.5 m de una facies

tobácea tipo Base Surge con fiammes de pómez, algunas alargadas y silicificadas (aprox. 4

cm de largo en su eje mayor) y, otras amarillentas, muy frágiles y zeolitizadas (aprox 2 cm

de largo en su eje mayor), en este nivel destaca también la presencia de líticos de una

andesita muy porfírica de anfíbol distintiva de las rocas que componen al volcanismo

Oligoceno-Mioceno. La siguiente facies corresponde al nivel medio soldado color rosa

(espesor 10 metros), el cual en esta zona es altamente lítico con clastos de andesita y,

finalmente a la cima se observa una facies vesicular, soldada, de color rosa, con un espesor

de 3.5 m.

En general los afloramientos de esta zona, al igual que en los Coyotes, se encuentran

afectados por fallas normales que ponen a diferentes niveles los afloramientos de la

Ignimbrita.

Mesa Chiquita

El conjunto de afloramientos que representa la localidad de Mesa Chiquita (Figura

26) se encuentran ubicados en el extremo SW del Cerro Las Agujas (Figura 18), estos

afloramientos muestran un notable basculamiento al W-SW entre 15 y 22° y cubren en

parte a la unidad volcánica Las Agujas y a la unidad volcánica Cerro Prieto. Estos exhiben

4 de las 5 litofacies de la Ignimbrita, de la base a la cima ocurre primeramente una facies

tobácea de color naranja, tipo Base Surge con un espesor aproximado de medio metro. Este

nivel con fiammes negras presenta una gran cantidad de líticos y pómez alargadas con

diámetros de hasta 15 cm en su eje mayor. La siguiente facies tiene un espesor de 40 cm, se




50

trata de un vitrófiro café a negro, con fiammes y pómez que, finalmente, varía a una facies

masiva, soldada, vesicular, de color rosa y con un espesor aproximado de 10 metros.

Figura 26.- Distribución de la litofacies de la Ignimbrita hiperalcalina en la porción centro del área de estudio. Los círculos representan el muestreo para análisis geoquímicos, los triángulos para los estudios petrográficos y las estrellas para análisis de fábrica.




3 2

1

A

B

C D

E

F

1 2

1 2

Figura 27.- Aspecto de los afloramientos de la Ignimbrita hiperalcalina en la región de estudio. (A) Panorámica viendo al N con vista a los afloramientos fallados correspondientes a la Mesa El Cajón de Acuña-Cerro Las Agujas; (B) Panorámica del cerro Las Lajas mostrando el contacto entre la unidad volcánica Cerro Prieto (1) y el volcanismo hiperalcalino (2) (C) Mesa La Casa Colorada mostrando su depósito sobre una gruesa sedimentación detrítica, (D) Extremo Norte de la Mesa Los Coyotes mostrando (1) la unidad sedimentaria tipo Báucarit, (2) unidad sedimentaria del Mioceno Medio y (3) la Ignimbrita hiperalcalina, (E) Zona Sur de la mesa Los Coyotes y (F) Panorámica general de la Mesa Los Coyotes.




52

Mesa La Casa Colorada-Puerto Arevalo

Los afloramientos localizados en esta zona forman parte de las mesas que delimitan

al NW de la estructura semicircular denominada Caldera de Rayón (Figura 23). En esta

región, la ignimbrita se encuentra depositada sobre una potente unidad sedimentaria de tipo

Baucarit (Figura 27C). De la base a la cima la secuencia de litofacies inicia con

aproximadamente 1 m de un vitrófiro café a negro, con alta concentración de líticos

consistentes en rocas volcánicas intermedias; le siguen cerca de 20 m de una facies soldada

de color rosa, que muestra facies de cristalización vaporosa; y culmina con una facies

tobácea con un espesor cercano a 1 m, masiva, de color gris, con abundantes líticos.

Mesa Los Seris

La localidad de

la Mesa Los Seris o

Mesa Muñoz (Figura

28) está ubicada al SW

del área de estudio y

representa el límite sur de los

afloramientos ignimbríticos

estudiados en la región

(Figura 23). Está mesa

subhorizontal, es producida por la erosión de un depósito ignimbrítico emplazado sobre una

secuencia sedimentaria tipo Baucarit. exhibe sólo 4 de las 5 litofacies presentes en la región

en un espesor limitado a casi 6 m. De la base a la cima, la secuencia inicia con cerca de 20

cm de un vitrófiro rico en líticos color café obscuro, el cuál varia a un vitrófiro negro con

abundantes esferulitas de desvitrificación de color rojizo a naranja en un espesor de 30 cm.

Posteriormente aflora una facie correspondiente a una toba masiva soldada color rosa con

prismas de enfriamiento (espesor 5 m).

Figura 28.- Distribución de la litofacies de la Ignimbrita hiperalcalina en la zona sur del área de estudio. Los círculos representan el muestreo desarrollado para los análisis geoquímicos, los triángulos para los estudios petrográficos y las estrellas para análisis de fábrica.




53

3.5 UNIDADES SEDIMENTARIAS DEL PLIO-CUATERNARIO

3.5.1 Sedimentos Plioceno – Cuaternario

Estos depósitos están formados principalmente por, gravas y arenas

moderadamente compactadas (Figura 29 A, B, C y D) que se encuentran rellenando los

valles, formando terrazas y lomeríos alargados, por lo general, en cuencas alargadas en

dirección NW-SE. Se distribuyen ampliamente en el área formando drenajes fluviales muy

marcados.

A

B C

D

50cm

40cm 40cm

Figura 29 (A) Corte de la unidad sedimentaria Plioceno-Cuaternario exhibido en la carretera Carbó-Rayón; (B) Dique sedimentario; (C) y (D) Diferenciación de los cambios de energía en el depósito sedimentario Cuaternario.




54

Estos depósitos se caracterizan por contener clastos con gran variedad de litologías,

tamaños y grado de redondez, de acuerdo a la cercanía y a la naturaleza de la fuente. En

general, estos sedimentos cubren en discordancia angular a todas las unidades volcánicas y

sedimentarias anteriormente descritas.

3.5.2 Aluvión

Los depósitos que constituyen está unidad están formados por gravas, arenas, y en

menores cantidades, arcillas (Figura 30). Se encuentran rellenando el cauce de los arroyos

pero principalmente el cauce del río San Miguel.

A B 50cm 40cm

Figura 30.- (A) y (B) Ejemplos de los depósitos de Aluvión en la región de Rayón, Sonora


3.- geologÍa de la regiÓn de rayÓn,...

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