lexico_estratigrafico
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CONTENIDO
Página
INTRODUCCION
INDICECRONOLOGICODEUNIDADES. . . , . . . . . . 7
INDICE ALFABETICO DE IJNIDADES. . . . 9
DESCRIPCIONDEUNIDADES. . . . . . . . 13
B IBL IOGRAFIA . . . , . 97
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II
IINTRODUCCION
El Salvador está por iniciar un programa de exploración de hidrocarburos, y para tal efecto harecibido la colaboración de diferentes Organizaciones Privadas e Internacionales. Entre las sugeren-cias, el grupo III de evaluación misión de la Organizaciín Latinoamericana de Energía OLADE(Méndez, Jones, 1983), recomiendan la elaboración del Léxico Estratigráfico de El Salvador, docu-mento de consulta para los trabajos geológicos a efectuarse en la etapa de exploración.
El volumen centroamericano (Vol. 5, Fasc. 2a) del Léxico Estratigráfico Internacional, incluyehasta 1960 contribuciones de Meyer-Abich, Hoffstetter, Dixon, Dengo, Zoppis Bracci, Weyl yWoodring. Desde esa fecha, son numerosas las investigaciones llevadas a cabo en la estratigrafía cen-troamericana, y cada país debería de ordenar y actuala¿r esos aportes en un nuevo léxico.
El presente trabajo es el nuevo Léxico Estratigráfico de El Salvador, y tiene como fin el compi-lar esos aportes, ordenarlos en un marco lógico, moderno y accesible. Cubre la secuencia litológicadel Mesozoico, el Terciario, así como las unidades recientes, con contribuciones de Dürr (1960),Wiesemann (1975), Wiesemann et al (1978) y Weber (1979).
La descripción de cada unidad es dada en orden cronológico y contienen la descripción dediferentes localidades. Inciuye litología, edad, relaciones internas, correlación con otras unidades enla región y las referencias claves.
Adicionalmente un índice alfabético y cronológico de nombres de unidades litológicas y biblio-grafía, ha sido incluido en el texto.
El presente trabajo no hubiese sido posible sin el apoyo del Ing. Eric Casamiquela, y demásmiembros de la Superintendencia de Energía, Comisión Ejecutiva Hidroeléctrica del Río Lempa,C.E.L., del Ing. Jaime GonzáIez, representante del Instituto Centroamericano de Investigación yTecnología Industrial, I.C.A.I.T.I. en El Salvador, así como demás miembros de esa institución enGuatemala y a Gabriel Dengo, por la revisión del manuscrito original y por los vaüosos consejos.
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ilINDICE CRONOLOGICODE UNIDADES
Página
T]NIDADES SEDIMENTARIAS MESOZOICAS-TERCIARIO
ESTRATOS DE METAPAN
FORMACION TODOS SANTOS-FORMACION METAPAN.
GRIIPO YOJOA
GRUPO VALLE DE ANGELES
TERCIARIO - CUATERNARIO
UNIDADES DEL TERCIARIO Y CUATERNARIO 29
FORMACION MORAZAN . 30
MIEMBRO ml 'a . 32MIEMBRO m I'b .MIEMBRO m?'a. 36MIEMBRO m2'b . 38
ROCASINTRUSIVAS.. 40
FORMACION CHALATENANGO 44
MIEMBROch I . . 45MIEMBRO ch2. . 46
FORMACIONBALSAMO.. . . 48
MIEMBRObI . . . 50MIEMBROb2 . . . 52MIEMBROb3 . . . 54
FORMACION CUSCATLAN 56
MIEMBROc I . . . 57MIEMBRO c2 . . . 66MIEMBROo3 . . . 68
FORMACIONSANSALVADOR. . . . 7 I
M IEMBROs1 . . . 72MIEMBRO s2 . . . 74
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1 4
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MIEMBRO s3'a. .MIEMBRO s3'b. .M IEMBROs4 . . .MIEMBRO s5'a. .MIEMBRO s5'b. .MIEMBRO s5'c. .MIEMBRO Q'f . .
77808486889294
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trIINDICE AI-FABETICO DE UNIDADES
Aguilares, Capas de,
Atima, Formación.Estratos (Schichten)
Bálsamo, Formación ; Estratos.
Basaltos Antiguos 6gb1 ,m iembro . . . . 4g .b2 ,m iembro . . . . 4g .b3 ,m iembro . . . . . . . : . 4g ,Calua Buena Vista, formación. 24-Calizas del Cretácico (Kreidekalke,Calaas del Albiano medio (Middle
Página
6225,2629 ,36 ,44 ,49 ,54 ,57 ,69
50, 5252,5450, 54262224
Cretaceous limestones).Albian Limestone)
Calrzas, Serie de las . . . 20Calizas Inferiores, Serie (Lower limestones), formación 16,22,24-25Calizas Superiores, Serie (Upper limestones) . . . . 24,25, 26, 27 , ZgCalizas de Agua Dulce del Valle det Río Torola. 60Capas Rojas (redbeds), Series de . . . 24.25.2gCapas Rojas Pliocénicas 16Callz,as del Cretácico Superior (Upper Cretaceous Limestones) . . . . i 5Chispán, formación 24,26Coatepeque, Estratos. 77.79Cobán, Calizas (limestones); Series 16Colados de Lavas Antiguas 6gChalatenango, Formación;Estratos. . . . . 2g,3g,40,44,46,
15 ,15 ,
4824 ,272044,4956, 57-65,6646 ,56 ,6652 ,56 ,66 ,69 -7057,64-6557,60.6257 ,6457 ,6429, 44, 46, 49, 52, 56,57 ,7138,44,45
Conglomerados Superiores,Conglomerados Inferiores.
Serie de los.Serie de los
Coyol, Grupocl, miembroc2, miembroc3, miembroCuenca de MetapánCuenca de LempaCuenca del Río TitihuapaCuenca de OlomegaCuscatlán, Formación
chl, miembro
c h 2 , m i e m b r o . . .
Diatomita Inferior, Capas
Diatomita Superior, Capas.
Diatomita de la BarrancaElTzitzimico. . .
Empaluada, Estratos.
Esquias, Formación
Facies claro.
Granito San Rafael
Guazapa, Estratos
El Hoyo de La Labor, Estratos, (Schichten)
Ilobasco, Sección.
Inferior, Serie (Estratos San Salvador).
Joven, Grupo (Younger Group).
Jóveneq Series.
Lajas, formación
Lavas Sedes Superior El Boquerón . . . .
Lavas Series Inferior El Boquerón. . . .
LavaTe ixca l . . .
L e m p a l n f e r i o r , C a p a s . . . . . .
Lempa Superior, Capas
Los Planes, formaciónml'a, miembro . .m1'b, miembrom2'a, miembro . .m2'b, miembrom1 ,m iembro . . , .m2 ,m iembro . . . . : . . . .Magdalena, Estratos (Schichten) de. . .Matagalpa, Formación (Formation), Grupo.Metapán, Estratos (Schichten, Strata); Capas (beds); Series.Metapán, FormaciónMorazán, Series, Formación (Formation) . . . .
Padre Miguel, GrupoPliocénica, Se¡ie .
Q ' f ,m iembro . . . .Río Los Frailes, sección
Río Grande del Colco. sección
Río Lempa, series de. . . . . .Rocas IntrusivasRocas Volcánicas del Terciario superior,.Rocas Volcánicas Violetas (tipo Santa Cruz).
10
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44,466363
^637724 ,27 , 2850A .1 L
29 ,696562-63n 1t l
5636 ,48 ,54) A
74748660,6260,62)4
30,3230 ,32 ,3430, 3630, 3ga) ?a
36,386530l5 -18 ,20 ,2275,20-22,24,2529,29,30,32, 4044 ,45 ,52 ,57 ,626844 ,49 ,5630,36, 52, 6894-9s62623029,4G,424446
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San Salvador,
sl, miembros2, miembro
Formación, Estratos
Página
29 ,717272,74-76,77 , g0
8474,77-79,9074,77,8G.91, 84,86,9257,74,77, gO, g4-95
86,9280, 84, gGg7,
89,9286, 8g-90, 9284,86, gg,92-93
86,88,9262s8-6063-64r671,9457,74 ,77 ,9415585830,32, 4545577757, 5g637277 ,7915, t r6, 20-22,24,) <
16,22,24,27-2930,324416,22,24-26,2728
s3 'a ,m iembro . . .s3'b" miembro. . .
s4, miembro
s5'a, míembro
s5'b. miembro.s5'c, miembros5, miembroSan Francisco Lempa, Capas de, Estratos (Schichten).Sedimentos del Valle del Rfo Torola.Sisimico, Estratos, (Schichten)Subinal, SerieSuperior, SerieTie¡ra Blanca.
(Estratos San Salvador). . . .
Tegucigalpa, Capas (Beds), Estratos.Tobas "Nubes Ardientes"Tobas "Lluvias de Cenizas"Tobas Blancas (Tipo Ostua).Tobas Policromas (Tipo Los Negritos).Tobas Fundidas de Comalapa . . . .Tobas Fundidas JóvenesTobas Fundidas de ZarugozaTobas Aglomeráticas.Tobas Aglomeráticas JóvenesTobas color caféTodos Santos, Formación (Formation); Capas (beds); Series, Estratos
Valle de Angeles, Grupo (Group)
Viejo, Grupo (Older Group)Yojoa, Grupo (Group),
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ryDESCRIPCION DE UNIDADES
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UI{IDADES SEDIMENTARIAS DEL MESOZOICO_TERCIARIO MEDIO
ESTRATOS DE METAPAN
La primera mención de esta unidad ubicada al noroeste de El Salvador se encuentra en unapubl icación de Guzmán (1893: 9g).*
Sapper (1899: 65) to describe como una sencuencia de conglomerados, areniscas, lutitas ymalgas al sur de Guatemala, oeste de Honduras y noroeste de El Salvador (Fig. i1, e introouce el tér-mino Estratos de Metapán, (Metapán Schichten, Fie. 2) por su ocurrencia en Metapán (Depto. deSanta Ana, El Salvador). Según el autor, estas unidades subyacen concordantemente a Calizas de1Cretácico (Kreidekalke) y le asigna (1937: 27, 101, 1 09) una edad Cretácico Inferior; lo correlacio-na con los Estratos de Todos Santos en Guatemala y con la parte superior de los Estratos de Teguci-galpa en Honduras (1937: 27).
Schuchert (1935: 337) emplea el término Series de Metapán del Cretácico Inferior, para la sec-ciÓn Estratos de Metapán descrita por Sapper (1899); y ,rporr. que areniscas, conglomerados,lutitas arcillosas y margas en Jutiapa, Guatemala pueden ser parte de las Series de Metapán.
"Mafls, shales, sandstones, and conglomelates, with interstrafied thinlimestones' ocurring in southern Guatemala, western Honduras, andnorthwestern Salvador. In places they are seen clearly to underlieconcordantly the upper cretaceous iimestones,'.
Mülleried (1939) sugiere Estratos de Metapán según Sapper (1899), y le asigna una edad d'eJurásico Inferior a Medio por la presencia de plantas fósiles. Sin ernbargo, posteriormente (1942:129) 1o redefine Estratos de Todos Santos por la sección geológica en la Villa Todos Santos (Depto.de Huehuetenango, Guatemala) descrita por Sapper (1937), y le asigna una edad de Jurásico aCretácico Inferior.
Stirton & Gealey (1949: 1970) son los primeros en detallar la secuencia sedimentaria en elárea de Nletapán, y la sección estratigráfica la estiman en 410m (1365 pies)aproximadamente. Enla base las Capas de Metapán; térinino con sentido y amplitud similar a los Esiratos de Metapán deSapper, son areniscas y lutitas rojas (Capas rojas) no marinas típicas del Jurásico Inferior-Mediosegún Mülleried (1 939).
"The Metapán beds, as exposed at Hacienda san Miguel, are thehighly colored non marine types..."
Le sobreyace discordantemente unas calizas, del Albiano medio según Mülleried (I93g), masivas,densas y poco fosilíferas.
Roberts e Irving (1957:21) emplean el término Formación Metapán que incluye los Estratos deN{etapán (Sapper: 1899) y las calaas sobreyacentes.
Año, página
15
..The lower part of the Metapán Formation includes interbedded
sandstone, conglomerate, shale, volcanic tuff and marly beds... the
upper part of the formation is composed of interbedded red, yellow,
and gray shales with thin limy shale and limestone beds;the highest
member is a cliff-forming limestone"'"
Consideran (lg17: 22) la Formación Todos Santos y la Formación Metapán similares en 1o litológi-
co, pero difieren en edad. Es posible que unidades más viejas en la Formación Metapán sean equiva-
ientes en edad a la parte alta de la Formación Todos Santos'
,.Although the Todos Santos Formation and the Metaprín Formation
are similar in lithologic composition, they are not of the same age' as
suggestedbyseveralauthors(Mülleried,1942a,p.129;Sapper_1937,p. 26, 27, l}g), for the fossils collected in the Todos santos Forma-
tion are Early Cretaceous (Neocomian) or older, and those collected
in the Metaján Formation are Early Late C¡etaceous, it is possible,
however that older beds may be found in the Iüetapán Formation
that are equivalent in age to the beds in the upper part of the Todos
Santos Formation".
Dürr & Stober (1956: 45)y posteriormente Dün (1960: 8-9), emplean Estratos de Metapán
para las unidades sedimentarias Mesozoicas-Cenozoicas propias de la región de Metapán (1956: 51),
que incluye la Formación Metapán de Roberts e Irving (1957) y las capas rojas Pliocénioas descritas
por Stirton & Gealey (1949).
"La sucesión de capas de los "Estratos de Metapán" se ha dividido, a
base de su presentación litológica, en las tres series siguientes:
Serie de los Conglomerados SuperioresSerie de las CalizasSerie de los Conglomerados Inferioresl''
La sección total es de 850 m, difiriendo con Stirton & Gealey (1949) y le asigna una edad de Albia-
no medio a la serie de las calizas según Mülleried (1939)'
Wiesemann (Lg1.S: 562) utiüza Formación Metapán para la sección descrita por Dürr & Stober
(1956), la subdivide en Series Todos Santos, Series Cobán y Series Subinal, asignándoles unaedad
Jurásico? a Oügoceno?
Recientemente wiesemann et al (1978) así como weber (1979:37) emplean Estratos de Meta-
pán según Dirr & Stober (1956) la cual subyace a series volcánicas en la región de Metapán, e inclu-
ye la Formación Todos Santos, Grupo Yojoa y Grupo Valle de Angeles'
"The term "Estratos de Metapán" as used by Dürr & stober in open
nomenclature as a general term for the Mesozoic{enozoic sedimen-
tary sequence, which underlies the thick acidic to intermediate volca-
nic series of the "volcanic Ranges and Plateaus" in the Metaprán
Región".
Como comentario final hago 1a siguiente observación; la amplitud estratigráfica original de
Sapper (1899) fue modificada por Roberts e Irving (1957) y por Dürr & Stober (1956)'
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Los mapas geológicos (197S) de El Salvador así como recientes descripciones (Weber, 1979)
usan tal término con discreción, limitándosg aI área de Metapán. Esto está fundamentado, entre
otras razones, en 1o poco úti1 que la unidad, como tal, es para la correlación estratigráfica regional-
De hecho, otras unidades han sido establecidas y probado ser más prácticas. Nuevas ideas han surgi-
do recientemente, muchas de las cuales son posteriormente discutidas y he creído conveniente suge-rir la eliminación definitiva de "Estratos de Metapán" de la nomenclatura estratigráfica de El Salva-
dor, con el objeto de evitar confusiones.
REFERENCIAS CLAVES
Dürr R., Stober G.,1956WeberH. S. , 1979Wiesemann, G., t97 5
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FORMACION TODOS SANTOS _ FORMACION METAPAN
Ambos términos han sido ampliamente descritos, pero también confundidos' Wilson (1974:
1372) define el problema como "the Metapán-Todos Santos redbed problem...", y a continuación
se discuten ambos.
El nombre Formación Todos Santos fue introducido por Sapper (1894), y la sección tipo está
localizada cefcana a la Vil1a de Todos Santos en los Altos Cuchumatanes (Depto. de Huehuetenango'
Guatemala). Mülleried (1942: 129) redefine los "Estratos de Metapán" a Formación Todos Santos
en el sureste de Guatemala, noroeste de El Salvsdor y Honduras, y la sección coresponde aproxima-
damente a la Serie de Conglomerados Inferiores de Dürr & Stober (1956: 45). Estossubdividenla
Serie y estiman un espesor total de 350 m panla sección descrita.
"Los Conglomerados Inferiores comprenden esencialmente una suce-
sión de areniscas y conglomerados más o menos metamórfica en la
cual se pueden separar las capas siguientes:
5) Areniscas Arcillosas Multicolores;4) Conglomerados de Cuarzo Amarillentas;3) Conglomerados de Cuarzo Compactos;2) Areniscas Finas Rojas;1) Areniscas Finas Multicolores con Feldespatos'"
Weber (1979:40) asume un espesor mínimo de 200 m y no puede reconstruir la detallada sub-
división litoestratigráfica de Dürr & Stober.
"it was not possible to reconstruct the authors detailed classification
of the serie into 5 lithostratigraphical units which was based on the
compilation and interpretation of field date collected f¡om widely
distributed individual outcrops".
Las Areniscas Finas Rojas descritas por los últimos, ubicadas en la Quebrada El Chahuite, y entre
ésta y el Río Chimalapa, son de edad más reciente (1919: 4L).
"Red, argillaceous, fine-grained sandstones and siltstones exposed
3 Km NW of Metapán in El Chahuite Canyon and Between the Río
Chimalapa and El Chahuite Canyon, which were regarded as the se-
cond oldest and thickest unit of the Lower Conglomerate Series by
Dür¡ & Stober can be definitely ascribed to younger redbeds belong-
ing to the Limestone Series".'
Las (Weber, 19'19:37) mejores exposiciones de esta unidad están en el Río San Miguel, entre Cañas
Dulces y San Miguel Ingenio; en la región de Santa Cruz-El Colorado; en cortes de carretera y
quebradas al oeste y noroeste de la estación de Tren el Ronco y de la fábrica cemento, Cemento de
E1 Salvador, S.A. (CESSA). La unidad consiste en una secuencia de conglomerados, areniscas, limoli-
tas y lutitas, con proporciones variables de detritos volcánicos y lavas básicas a intermedias- El color
de la roca es rojo a café localmente gris y verde. (Fig. 3).
Las rocas más antiguas de la serie son las Areniscas Finas Multicolores con Feldespato (Dürr &
Stober, 1956:45), que afloran en el lado oeste de Metapán, y están constituidos por conglomerados
de cuarzo monomíctico de color claro y areniscas de_gtano grueso a mediano (Weber, 1979: 40).
' "Estas capas se encuentran bien expuestas y en posición más o menos
horizontal en el lecho del Río San Miguel aguas abajo de la Hacienda
San Miguel..."
20
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DESCRIPCION L ITOLOGICA
sec uán ó¡ a ¿" "o
ñ!ioñ6 ráE6 rñ'oió-* ¡ ct ¡ " or v ñiirñGi ¡
"6i(predominan rodados de cal izas) ro jos y cafés, areniscas,volcán icos intermedios intercalados,
VALLE DEANGELES
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Exogyra laeuiplexa n- sp.
Margas l imosas gr is oscuras; localmente b¡ tuminosascalizas margosas peletíferas-interclásticas, la parte
superior capas gruesas de calcilutitas densas,
Calycoceras saluadorense n sp-
Zona de transición de clásticos-calcáreos, margas limosascon horizontes de calizas margosas intercaladas.
Lutitas y limolitas rojas-cafés, en parte con puntos verdes,conglomerados de cuarzo y areniscas intercaladas. cantidadesvariables de detritos volcánicos incorporados localmentelavas andesíticas y tobas intercaladas.
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Cal izas margosas masivas, gr is c laras a oscuras, calc i lut i tasdensas, el espesor de las capas aumenta hacia el techo de10-20 cm a 30-40 cm: los estratos superiores incorporanfrecuentemente nódulos de pedernal.
Zona de clásticos-calcáreos, limolitas-margas limosas-calizasmargosas-calcilutitas transicionales.Areniscas f inas marrón, l imol i tas y lut i tas. intercalacionesde conglomerados de cuarzo raros.
Fis. 3.- COLUMNA ESTRATIGRAFICA DE LA SECCION MESOZOICA -
TERCIARIO MEDIO (MODIFICADO DE WEBER, 1979} .
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Localmente rocas vorcánicas le sobreyacen o se encuentran intercaladas. Buckart (1965) indica que
en la zona de Esquipulas no se observan unidades volcánicas en esta formación, Everett & Fakundi-
ny (en Horne et al., 1974:180) señalan la presencia de rocas piroclásticas y lavas en Honduras
Gie. a). En la Quebrada Los Llanitos, al oesie de Metapán, areniscas finas, limolitas y lutitas con
un espesor de 50 a 60 m sobreyacen a una lava andesítica y constituyen la transici1n a las unidades
calcáreas de GruPo Yojoa.ttThis sediment sequence
Limestone formation",towards the toP".
Forms a transition to the oYerlying Loworits carbonate content continuosly increasing
DeacuerdoaFakundiny(1970) ,estaunid 'adfuedeposi tadaencuencasqueexis t ieronentremontañas, como fanglomerados y asociadas arenas fluviales- Del fallamiento,los fragmentos erosio-
nados se acumularon en abanicos aluviales y posteriormente al diastrofismo, dunas se formaron; par-
te se erosionaron para formar depósitos aluviales' Elárea posteriormente fue cubierta pol un mar
tranquilo previo a la depositación de los larbonatos, asumiendo condiciones climáticas de aridez a
semiaridez.
Dadalafaltadefósi les(Mülleriedreportaplantasfósi les)enlaFormación,existendudassobrela edad de la unidad. Sapper (1899: 65) supone que esta sección es anterior a calizas Cretácicas' pos-
teriormente (1937 : Zl ,101,109) 1e asigna Cretácico Inferior'
El concenso de geólogos (Mülleried; 1942: 129, McBirney;1963:203' Burkart; 1965: 22'MúLs
eta l ;1967:1719,Burkar t e ta l ;1973: '65,Horneeta! ;1974: I80,Weber; 1979:41 ' ,F inch; 1982)
sugiere una edad Jurásico-Cretácico Inferior (Neocomiano')
La amplitud de la sección estratigráfica de la Formación Todos santos descrita por weber
(1979) es, a grandes fasgos, similar a los -Estratos
de Metapán de Sapper ( 1899); subyace a las Calizag
del Cretácico (Kreidekalke) o Grupo Valle de Angeles, sin emba¡go, existen diferencias de fondo
más que de terminología.
De acuerdo a Dengo (197.3: 2O) la Falla de Motagua (Guatemala) separa dos regiones de dife-
rentes facies litológicas que han sido definidas como Bloque Maya al norte y Bloque Chortis al sur
(Dengo, 1969). La sección geológica tipo de la Formación Todos Santos fue descrita (sapper' 1894)
en el primero y cuya relación paleogeográfica con el Bloque chortis es dudosa' Esto es confirmado
(Goze & Swartz; 1g76, 1977) a partir Je estudios paleomagnéticos, y muestran una diferencia en la
posición del polo entre la sección al sureste de México con la de Honduras' De acuerdo a esto' en-
tonces la ubicación de ambas secciones fue diferente y se han movido a la actual posición a lo largo
de la Falla de Motagua. Estudios de las diferentes secciones estratigráficas apoyan la existencia de
los..terrenos sospechosos" (coney et al; 1980), o sea, provincias tectono estratigráficas diferentes
(Case et al, 1984), sugiriendo Dengo tf éS¡: t6,ZS-26) el uso de FormaciÓn Todos Santosparael
Bloque Maya y Formáción Metapán para el Bloque Chortis; el último incluye ias regiones políticas
de El Salvador, Honduras, el sur de la Falla de Mótagua en Guatemala, y norte de Nicaragua (Case et
al, 1984: 9-10).
La sección tipo en Metapán ha sido ampliamente descrita (weber, 1979)y alaluz de los nue-
vos conocimientos el término Formación Metapán en el presente momento es el más adecuado para
la sección en El Salvador.
REFERENCIAS CLAVES
Case J. D., Holcombe T. L-, Martin R. G., 1984Dengo G., 1973, 1983Dengo G., Bohnenberger O-, 1969Dürr F., y Stober G., 1956Finch R. C., 1982Weber H. S., 1979
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GRUPO YOJOA
El término fue introducido por Mills et al (196'1,1969:13) en Honduras y, Weber (1979)Iodefine en el area de Metapán, al NO de El Salvador, como una secuencia de rocas clásticas y carbo-náticas que sobreyacen concordantemente a la Formación Todos Santos (Formación Metapán);Stirton & Gealey (1949) sugieren contacto discordante.
"Middle Albian limestone directly overlies with apparent conformitythe nonmarine Metapán Beds, which indicates a long hiatus betweenthe Metapán beds and the middle Albian limestone in this area andsuggests and unconformity through overlap."
Por las similitudes litológicas y evidencias de fauna, Weber io considera en parte, tiempo equivalenteal Grupo Yojoa en Honduras, (Fig. 4) y a las rocas carbonáticas sobreyacentes a la Formación TodosSantos en el sureste de Guatemala. (Formaciones Caliza Buena Vista, Lajas, Los Planes y Chispán;Wiison, 1974:1365).
'rF.ven though the rock sequences overlying the Todos Santos Stratain iltsalvador cannot, accordiag to presente knowledge, be ascribedto individual units of the Yojoa Group in Honduras, the rock sequen-ces on the whole may be considered at least partly as being timeequivalente, due to faúnal evidence and common lithological charac-teristics".
Considera también (Weber, 1979: 47) la posibilidad de correlacionar las Calizas Superioresubicadas al NO de El Salvador con la Formación Esquias (Horne et al; 1974) descritas en Honduras,y las capas rojas, entre las Calizas Inferiores y Superiores, con las "capas rojas inferiores del GrupoValle de Angeles".
Las calizas, según Dürr & Stober (1956: 46), se presentan en Metapiín como una secuencia úni-ca dividida en dos facies, y las diferencias de litofacies entre ocurrencias individuales lo explican porcambios laterales de facies.
"Una de eilas forma calizas compactas de bancos gruesos y de colorgris, de'manera unifoffne a través de todo su espesor..., la otra consis-te en caltzas oscuras hasta negras y laminadas..., en algunos lugares sepuede observar el engranaje de las dos facies..."
Weber (1979:42) divide la Formación en Series* de Calizas Inferiores y Superiores divididaspor una Serie de Capas Rojas. La última, Dürr & Stober la incluyen indistintamente tanto en las Se-ries de Conglomerados Inferiores como en las Superiores. En la base, las Series de Calizas Inferioressobreyacen en forma concordante a la Formación Todos Santos. El cambio entre ambas unidades. esgtadual, con la disminución de material clástico por carbonáceo; la zona de transición es de 6 a 7 m,observado al oeste de Metapán. En este punto lentes de margas limosas pasan a una secuencia
"... The Yojoa group conformably overlies the clastic sediments ofthe Todos Santos Formation. The latter gradually develop into thelimestones series by a decrease of det¡ital constituents and a increaseof a carbonate content".
* Unidades cronoestratigráficas: A¡L 30. Serie es una unidad tiempo-estratigráfica de $qgo sieuieaq gbajo de sistema
$) Mal uso del término *serie". En la terminología estratigráfica "'serie" no debe aplicarse a tas unid¡des estratigníficas' /de roca. (nota autor). '
2 4 i
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de calizas margosas y calcilutitas, las cuales marcan el contacto con la unidad inferior. En laQuebrada Chile, éstas en la parte inferior tienen un espesor promedio de 10 a20 cm, y en la partesuperior 30 a 40 cm; las calcilutitas contienen nódulos de pedernal paralelas a la estratificación. E1
"The boundary between the Todos Santos Formation and the rocksof the Yojoa Group was drawn at the appearance of the first conti-nous marlstone and marlv limestone beds".
espesor de las series de calizas inferiores es de 55 m. En el Cerro El Calichal el espesor aumenta a100 m aproximadamenie y está constituido por capas de calizas gris oscuras de 40 a 50 cm, ocasio-nalmente hasta de 3 m.
Areniscas rojas, limolitas, lutitas con intercalaciones de conglomerados de cuarzo y rocas volcá-nicas; una secuencia característica de lutitas limosas y limolitas rojas-cafés, en parte moteadas deverde sobreyacen a las Series de Calizas Inferiores. El contacto inferior se observa en el área de lasnuevas canteras en la Quebrada El Chile, y la casi total sección de 200 a220 m está expuesta en e1flanco NO del Cerro El Panal. Sobreyacen a las capas rojas en forma concordante, una secuencia debalizas margosas, calcilutitas compactas y densas, calnas grises interclásticas i granuladas, de gtranofino, en parte bituminosas; las últimas son las rocas características de esta unidad. Es frecuente en-contrar intercalaciones de margas y las capas son más finas que las caüzas inferiores. La zona detransición de la Serie de Capas Rojas a la Serie de Calizas Superiores es de I a2m de espesor al nor-te de Metapán, mientras que en el Cerro El Panal y en la Quebrada El Caliche el espesor es de 6 a8 m;la secuencia observada es de margas lirnosas con intercalaciones de calizas margosas.
El espesor de la serie fluctúa de 20 a 25 men el Río Chimalapa al sur de El Brujo y en las cer-canías de San José Ingenio, hasta 90 m en el Cerro El Panal y la Quebrada El Caliche.
En Honduras Central los espesores de la Formación Atima, posible equivalente de la sección deMetapán, alcanzan hasta 1200 m en ia región de Santa Bárbara-Lago Yojoa (Finch, 1980: 18) encontacto ioncordante y comúnmente gradacionai con la Formación Todos Santos. En Guatemala(Clemons, 1966: 2O), en el área de Chiquimula reporta espesores de 330 m sobreyaciendo rocasmetamórficas.
La presencia de fósiles en ei Grupo Yojoa es escasa y pobremente preservada. Tanto Dürr &Stober (1965: 47) como Weber (1979:45) indican la presencia de restos megafósiles (lamellíbran-quiata y gasteropodos) en la Serie de Calizas Inferiores, pero no les fue posible identificarlas.
"The number of megafossil remains is extremely low. Unfortunately,the rare findings of moluscan sheel fragments... were il such a poorcondition that they could not be identified."
Mülleried (1939:28) reporta la presencia de Toucasia sp. (Texana Roemer) y míIiotídos 1 km.al norte de lVfetapán, en la Serie de Caüzas Inferio¡es de Weber y le asigna una edad Albiano medio.Tanto Imlay (I944a:1116) como Stirton & Gealey (1949:1740) yRobertelrving (1957:21-22)reportan Exogyra aríetína (Roemer) en capas de lutitas rojas y la asignan una edad Cretácico Tardío,no indicando la localidad exacta.
"The Metapán Formation is not highly fossiliferous, but red shalebeds associated with volcanic fuff near Metapán yielded fossils".
'f... neai Metaprán in El Salvador were obtained middle Albian fossils,including Toucasía Texana Roemer and T. patagíata (White).*
25
Weber (1979: 45) seña1a que la Exogyra arietina (Roemer) descrita previamete podría indicar
una edad Cenomaniano.
Burkart et al (l 973:70) reportan en las cercanías de La Ermita (Guatemala) un probable
Hemiaster, en la mism a zona, Wilson (1974: t310) foraminíferos bentónicos, Cuneolina, Nezzazata
y Dicyclina. En El Chahuite (El Salvador), foraminíferos Rotalípora turónica, Rotalipóra reicheli y
Planomalina sp., y le asigna una edad de Cenomaniano Tardío o Turoniano Inferior en las Calizas
Superiores. El último, en el área de Jocotán, Guatemala, a la formación Calizas Buena Vista le asigna
una edad Neocomiana-A1biana, y la formación de Calizas Chispan probablemente Cenomanianas'
Las edades son confirmadas por Kemper &Weber (1979: 10-14) al encontrar un amonite nombrado
Calycoceras saluadorense n. sp. que sugiere Cenomaniano medio superior a superior inferior. Repor-
tan (1919: 14-17) también una acumulación biohermica de Exogyra Laeuiplexa Kemper n. sp. del
Cenomaniano en laparte superior de estas calizas.
"Alle mit C. Salvadorense n. sp. enger verwandten A¡ten entstam-
mendamit dem Abschnitt mittieres Acanthoceratan bis unteres Caly-
coceratan. also dem hóheren Mittel-bis tieferen Obet-Cenoman".
Fakundiny & Everret (19'76: 10) reportan (Honduras) en la Formación Atima (Grupo Yojoa)miliolidos, (bíomicritas' y,.bioesparitas) que en Guatemala, Clemens (1966: 22) describe como
Quinqueloculino, TYiloculina; Orbitolína, ,briozoarios, Gryphaea, rudísüdos monopleuridos, Globí'gerína y algas. Imlay (1944a: I 093- 1094) describe la sección de calizas de Metapán como parte mar-ginal sur del mar mexicano, el cual divide en facies. Las incluye en la primera facie del Albiano me-dio y la parte superior del Albiano inferior, y en la cuarta facie del Albiano medio a Albiano inferiortardío constituido por calizas de rudistidos en el primero, caltzas y margas en el último. Miils et ai(1969: 50) sugieren una sedimentación en talud tipo peri-arrecifal y lodos calcáreos intra-arrecifales,de edad Barremiano tardío a Albiano tardío (Lozej en Finch, 1982: i0-11).
REFERENCIAS CLAVES
Clemens, R. E., 1966Dürr F., Stober G., 1956Fakundiny R. H.,.Everett J. R.,1976Finch R. C., 1982Kemper 8., Weber H. S., 1979Miils R. A., et aI,1969Weber H. S., 1979
26
tIIIItIIltttIlIIIII
GRUPO VALLE DE ANGELES
La Formación Valle de Angeles fue introducida por Carpenter (1954, 1970:15) y elevada alstatus de Grupo por Mills et a1 (1 967, 1969: l4-ts);Weber (1979: 49)1o describe en Metapán comouna secuencia de depósitos terrestres y rocas volcánicas entre el Grupo Yojoa y las rocas volcánicaSdel Terciario, cuya composición sugiere una canibaluacíón de las unidades inferiores (Horne et al,1957: 185). Equivalen en parte a las Series de Los Conglomerados Superiores descritas por Dürr &Stober (1956: 48) v a las areniscas, conglomerados y rocasvolcánicaspliocénicas de Stirton &Gea-ley (1949: I74O).
"In analogy to the classification by Mills et al (i967),the term "Va-lle de Angeles" as used in NW El Salvador specifies the series of te-r¡estrial sediments with intercalations of volcanic rocks between theUpper Limestone formation of The Yojoa Group and the overlyingTertiary volcanic rocks".
Dürr & Stober (1956: 48) dividen la Serie de Los Conglomerados Superiores en tres unidades,sin embargo Weber (1979: 50) no puede reconstruir tal división, y distingue dos partes, a saber, unainferior constituida principalmente por conglomerados, y la superior es predominantemente arenosoa limoso.
"Según la sucesión litológica puede dividi¡se esta serie en los siguien-tes miembros:9) Areniscas con Conglomerados8) Conglomerados de Caliza con Areniscas7) Conglomerados de Caltza."
Mills et al (L967, L969) incluyen en Honduras la Formación Esquias, el cual divide las capasrojas en inferior y superior.
El contacto entre la Serie.de Calizas Superiores y los conglomerados es, según Stirton & Gealey(1949: 174O), Dürr & Stober (1956: 48)y Weber (1979: 50), discordante. El contacto entre ambaspuede ser observado en la Quebrada de La Cascabel y la Quebrada El Chahuite (Dürr & Stober;Weber); una lava andesítica de 8 a l2 m de espesor separa ambas unidades, enLaHaciendaElPinal-Aldea ElZapote a lo largo delaQuebradaElCatche (Stirton&Gealey, 1949:1740;Weber, 1979:50).
"The unconformity between the Upper Limestone formation and theValle de Angeles Conglomerates is particulariy well exposed in the ElChahuite Canyon about 4 km. north of Metapán".
En Honduras, Mil ls et al (1969), Horne et al (1974: 181), Finch (1982:15), Fakundiny &Everett (1976: 12) observan contactos gradacionales, los últimos, abrupto en la secciónnoreste deTegucigalpa.
La parte inferior de la secuencia es un congiomerado polimíctico de fragmentos subangulares yredondeados de calizas, en menor proporción fragmentos angulares y subangulares de areniscas, li-molitas, lavas andesíticas; la matra es limosa a arenosa fina y el cemento es calcítico o limonítico(Weber, 1979 50). Cerca de La Joya, la secuencia incluye también intercalaciones de tobas y lavasandesíticas. El espesor de la unidad es variable, en la Quebrada El Chahuite, es de unos 60 m, y
27
80 m en la Quebrada El Caliche. Sobreyace a la parte inferior conglomerática, una secuencia de are-niscas de grano medio a fino, limolitas y lutitas, con ocasionales capas conglomeráticas e intercala-ciones de materiaies volcánicos cada vez más frecuentes en la parte superi.or. Es común la estratifica-ción cruzada, localmente marcas de ondulas de oscilación y grietas de encogimiento. Los sedimentosson en parte micáceos con cantidades va¡íables de detritos volcánicos.
El espesor total de la unidad es variable, en la región del Cerro La Carbonera es de unos 200 m,mientras que en elárea de El Tablón Chagüite y en El Roble es de 450 m (Weber, 1979: 50-51);Stirton & Gealey (1949: 1740) estimaron unos 200 m (650 pies), Dürr & Stober (1956: 48-49)400 m. En Honduras espesores superiores a los 3000 m, sirr embargo, depende de la localidad.
Weber (19i19: 52) correlaciona la secuencia de capas rojas del Grupo Valle de Angeles en elNO de El Salvador con las de Honduras y las de SE de Guatemala, las cuales sobreyacen a las calizasdel Grupo Yojoa (trig. 4); son equivalentes en tiempo y comparables en condiciones de sedimenta-ción, sin embargo, pertenecen a cuencas intermontanas diferentes.
La primera evidencia de fósiles, es el fémur de un Ornitopodo de probable edad Cretácica,encontrado a pocos metros bajo las calizas de la Formación Esquias (Horne et al, 1974: I79-180).En el área de Metapán no se ha reportado ningún fósi1. Recientemente estudios paleomagnéticos(Gose, 1977) de la parte superior del grupo en Honduras reportan magnetización invertida sugirien-do así para ese horizonte una edad de 84 m.a. (Coniaciano). En todo caso, la Serie de Calizas Supe-riores del Cenomaniano-Turoniano y la Formación Morazán del Oligoceno, (Wiesemann,I9T 5 :562-564), marcan la edad límite superior e inferior del Grupo Valle de Angeles flileber, 1979: 53).
Las capas rojas son interpretadas como una acumulación Pie-Montana en una llanura aluvial(Horne et al, 1974: 185) de tipo malasa sinorogénica, el colorrojo sugiere exposición subaérea connotable deficiencia de material orgánico.
REFERENCIAS CLAVES
Dürr F., Stober G., 1956Finch R. C., 1982Horne G. S., et aI ,1974Mills R. A., et al, 1967, 1969Stirton R.A., Gealey W. K., 1949Weber H. S., 1979
ItIIIIIlIIttItIlllI
UNIDADES DEL TERCIARIO Y CUATERNARIO
Sapper (1913, Ig25)es el primero en ordenar algunas de las secciones, y agrupa principalmente
los centros volcánicos recientes, posteriormente Stirton & Gealey (1949) los describen en grupos se-gún rasgos topográficos.
Dürr (i960), y Dürr & Klinge (1960a) introducen la primera clasificación estratigráfica de lasunidades yolcánicas del Terciario (Fig. 5), basándose en la presencia de suelos fósiles. Emplean"Estratos" para las distintas secciones, de las cuales los Estratos de Chalatenango, Bálsamo y SanSalvador son posteriormente elevadas, tentativamente, a Formación por Wiesemann (1975) y Wiese-mann et al (1978). Las formaciones Morazán y Cuscatlán son introducidos por los últimos, y eflgenetal, las unidades han sido redefinidas resultado del levantamiento geológico de El Salvador lleva-do a cabo por ellos. Los Estratos de Guazapa (Dürr, 1969) son aproximadamente equivalentes almiembro c3 de la Formación Cuscatlán, las Rocas Intrusivas son tratadas como unidades aparte.
Algunos autores describen los productos de estas unidades (Weyl, 1953,1954, 1955; Meyer,1964; Meyer-Abich, 1956; Wil l iams & Meyer-Abich, 1955, 1956;Hintz, 1955;Rode, 1975, etc.) ,otros, los problemas genéticos y demás eventos geológicos asociados (Dürr, 1960; Dengo, 1973;Mayf ield, 197 8;Carr, 1 983).
Las unidades del terciario y cuaternario son netamente continentales, principalmente de origenvolcánico con intercalaciones de materiales fluviales y algunas secciones lacustres.
El espesor total de la sección es desconocido, sin embargo, anónimo (1981: 1-2) estimaque elritmo de acumulación del material volcánico ha sido de 500 m/millón de años, promedio tomado delos últimos 4.5 millones de años.
REFERENCIAS CLAVES
Anónimo, 1981
Qtrrr, F., Klinge H., 1960aDürr, F., 1960Wiesemann G.,1975
29
7- :¿'
FORMACION MORAZAN
El término Formación Morazán fue introducido por Wiesemann (1975: 561), posteriormenteWiesemann et al (1978) 1o redef inen subdividiéndolo en cuatro miembros, a saber;m1'a, ml 'b,m?'ay mZ'b (Fig. 6), los cuales afloran desde el sector noroccidental hasta el nororiental de El Salvador.
Esta unidad equivale en parte a Series del Río Lempa (Thompson,l94B:83-4), Serie Pliocénica de St ir ton & Gealey (1949:1738) y a las Tobas Blancas de Dürr & Stober (1956: 50).
Stirton & Gealey (1949 1739) han correiacionado algunas secciones geológicas en el sectornororiental del país con secuencias volcánicas al sur de Honduras descritas por Weaver (1935), pos-ter iormente Wiesemann (1915 564) y Reynolds (1977:43)conlaFormaciónMatagalpa(Wil l iams& McBirney, 1969:21-31; Grupo Matagalpa, Viramonte & Williams, 1973: 172) también de Hondu-ras y Nicaragua. St ir ton &Gealey le asignan una edad Pl ioceno, Wiesemann (1975), Ol igoceno. EnNicaragua datación radiométrica (McBirney & Williams, 1965: l5-24) de la parte alta de la Forma-ción Matagalpa (1'7.2 y 19.1 m.a.) sugiere Mioceno infer ior, en Honduras,28 m-a., (Everett &Fakundiny, 1976: 34), 10-13.5 y 16-18 m.a. (Mc Dowelt & Klabaugh - 1914) sugieren Oligoceno. Elcontacto infer ior con el Grupo Val le de Angelesesgradacional (Weber. 1979), s in embargo enHon-duras Horne et al (1974 181), Everett & Fakundiny ( i976:34) señalan que el contacto infer ior esdiscordante.
El espesor total de la{ormación en El Salvador supera los 650 m entre las diferentes secciones.En Honduras Everett & Fakundiny (1976) reportan espesores sobre los 100 m. Curran &Mc Donaid(1971 en Weyl , 1980: 185) 200 m en Hondu¡as Centra l .
Los afloramientos de esta formación en el norte del país están ajustados a líneas estructuralesde rumbo Este-Oeste (Wiesemann, l975: 565) y a l Este s iguen un patrón :n échelon;Dürr (1960:15-16), distingue entre los elementos tectónicos el sistema de rumbo ONO, que a 1o largo de disloca-ciones verticales se ha producido actividad volcánica, ahora apagada. Pichler &. S e1'1 (1973: 387-388)consideran que las erupciones de rocas andesíticas y latiandesíticas en esta etapa volcánica es pro-ducto de la "fusión andesítica de niveles ouímicamente diferentes de la corteza."
REFERENCIAS CLAVES
Dürr, F., 1960Everett J. R., Fakundiny R.H., 1976Horne G. S., et aL, 19'74Reynolds J. H.I i l . , 1971Stirton R. A., y Gealey W. K., 1949Weyl R. , 1980Wiesemann G., 1975Wiesemann G.. et al. 1978
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MIEMBRO ml'a
Wiesemann et al (1978) introducen el término, y corresponde a la parte basal del miembro m1
mencionado previamente por el mismo autor (1975: 562). La describen como una secuencia depiroclastitas ácidas hasta intermedias, en la parte basal, localmente efusivas intermedias hasta inter-
medias-ácidas en parte contempóraneas con el miembro m1'b. Las Tobas Blancas (tipo Ostúa) des-
critas por Dürr & Stober (1956: 50) son en parte equivalente. El contacto inferior con el GrupoValle de Angeles es gradacional (Weber, 1979: 5l).
"similar transition zones between the Valle the Angeles group andthe volcanic rocks of the Morazán Formation were observed in the
Cerro Monte Cristo area..."
Salvo algunos afloramientos en el á¡ea de Chalatenango, las exposiciones están limitadas al nor-oeste de El Salvador, (Fig. 7).
Stirton & Gealey (1949: l74L) reportan unas tobas andesíticas cla¡as de 125 m (400 pies) deespesor mínimo al noroeste de San Juan. Estas, así como la sección Hacienda San Miguel-Citaiá, sonincluidas en este miembro. Están constituidas por ortoclasa coalinizada, cuatzo, hornblenda y pla-gioclasas.
Dürr & Stober (1956: 50) describen una exposición en la vía fér¡ea cerca de la estación Ostúa,como una secuencia de tobas densas y finas, de color blanco hasta gris, estratificadas, cuyos estratosfluctúan entre 20 y 30 cm de espesor, y asumen un espesor total de 30 m.
REFERENCIAS CLAVES
Diirr F., Stober G., 1956Dürr F., 1960Stirton R. A., Gealey W. K., i949Weber H. S., 1979
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MIEMBRO ml'b
wiesemann et al (1978) introduce el término, y corespond-e a !--------------- parte superíor del miembro
m1 reportado previamente por el mismo autor (19i5: 562). La describe como una secuencia de ro-
casefusivasácidaseignimbritas'localmentepiroclásticas.
Salvo un dudoso afloramiento de esta unidad en el extremo oriental de El Salvador, las exposi-
ciones están limitadas allado noroccidental' (Fig' 8)'
REFERENCIAS CLAVES
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MIEMBRO m?'a
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Wiesemann et al (1978) introducen el término, y coresponde a la parte basal del miembro m2,reportada previamente por el mismo autor (1975:562). La sección está constituida porrocas efusi-vas intermedias hasta intermedias-ácídas y piroclástitas subordinadas, en parte silicificadas, con me-tamorfismo de contacto o con alteración hidrotermal; aflora en la fajacomprendida entre los secto-res noroccidental y nororiental de El Salvador (Fig. 9). Equivale en parte a la Serie Pliocénica des-crita por Stirton & Gealey (1949: 1738).
En las minas de Montecristo, al oeste de El Divisadero y en lacarretera a San Francisco Gotera,afloran andesitas de augita profundamente meteoúzadas (Stirton & Gealey, 1949: 1738), aglomera-dos, tobas brechosas, plegadas y ligeramente inclinadas por fallamiento normal; subyacen a las SeriesJóvenes (Formación Bálsamo, Wiesemann et al: I978). En el Valle del Río Torola, ocupa la partemás antigua de la seccfón, y Stirton & Gealey las correlacionan con la serie volcánica al sur de
"Pliocene Series: this series, underlying the Cent¡al Oriente betweenDivisadero and Gotera, appears to be older than the Balsam Rangeand Colinas de Jucuarán volcanics..., and the thick volcanics withminor non marine sediment north and south of the Río Torola."
Hondu¡as descrita por Weaver (1935).
Weyl (1961b: 31), 8 km. al oeste de la carretera llobasco.Presa 5 de l{oviembre, mencionatobas fundidas brechosas oscuras relativamente básicas constituidas por fenocristales de Labradorita,klinaugita y ortoaugita en una matriz oscura.
Müller-Kahle (1962:2g6-306)detalla 1a sección en el sector de Montecristo y reconoQe enlaunidad, andesitas propilitizadas, tobas verdes, tobas cristaiinas rojas de 40 a 80 m de espesor, tobasbiotít icas de 50 a 150 m y aglomerados de 150 a 300 m.
En el área de la Mina El Dorado al suroeste de Sensuntepeque, las rocas que predominan sontobas aglomeráticas, con andesitas y basaltos (Dürr, 1955: 2-3, 1956: 77-78).
En Arcatao, Nueva Trinidad, Gramal, San Isidro Labrador y San Miguel de las Mercedes descri-be coladas y probablemente tobas andesíticas alteradas por hidrotermalismo. Las coladas no altera-das son de color gris claro a oscuro, afanítica, a veces porfidítica;microscópicamente de texturahipocristalina, hipidiomórfica, porfidítica, con minerales esenciales de andesina y oligoclasa, mineta-les accesorios son magnetita, pirita, augita y labradorita. Ocasionalmente las coladas de lava hanasimilado fragmentos de roca dando la apariencia de conglomerados volcánicos (Velasco, 1970:6'7).
REFERENCIAS CLAVES
Dürr F., 1960Müller-Kahle 8., 1962Stirton R. A. y Gealey G.,1949Velasco J. , l97OWiesemann G-,1975Wiesemann G." et al. 1978
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Introducido por Wiesemann et al (1978), equivale a la parte superior del miembro m2 descrilo
por e1 mismo autor (1975: 562), y consiste en una secuencia de piroclastitas intermedias' hasta
intermedias-ácidas, epiclastitas volcánicas y efusivas subordinadas, con evidencias de metamorfismo
de contacto y alteración hidrotermal. Subyace al miembro chl de la Formación Chalatenango y los
afloramientos están limitados alafuanjanoroccidental a nororiental de El Salvador (Fig. 10)'
REFERENCIAS CLAVES
Dürr F., 1960Wiesemann G.,1975Wiesemann G., et al., 1978
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ROCAS INTRUSIVAS
Dürr (1960) es el primero en introducir estas unidades dentro de un esquema estratigráfico,ubicándolo en la Formación Chalatenango. Posteriormente Wiesemann (1975) y Wiesemann et a1(1978) como una unidad aparte, contemporáneo con las Formaciones Morazány Chalatenango.
Roberts e Irving (1957:26) y Dürr (1960 11) sugieren algunas de las rocas intrusivas ácidascomo probable fuente de la actividad volcánica del Terciario. Recientemente, Anónimo (1969:23)al oeste de Citalá en el área de San Ramón, reporta diques ácidos y básicos de rumbo NE-SO, y su-giere los primeros, como fuente de alimentación de la dptividad volcánica ácida. Baxter (198A:26)en el área de San Rafael, Chalatenango, menciona diques oscuros, ei cual relaciona genéticamentecon el volcanismo Plio-pleistocénico.
Roberts e Irving (1951: 26) hacen mención de pequeñas intrusiones diorítivas, pórfidos graní-ticos, granodioritas y cuarzo-monzonitas en el área central de Guatemala, Honduras, Nicaragua yEl Salvador, siendo Metapán una de las localidades típicas (Fig. 11). Estas unidades cortan rocassedimentarias cretácicas. Otros, de tipo andesítico, riolÍtico y latitas han sido obsewados al sur deGuatemala, Honduras y El Salvador. Son irregulares, en forma de diques y sills, y están relacionadasa rocas piroclásticas y lavas.
Las primeras descripciones litológicas en el sector occidental del país, probablemente son las deSapper, y en el área de Metapán reporta (1937:38) unas dior i tas. St i r ton & Gealey (1949:1739-1741) hacen mención de intrusiones en San Juan Las lvlinas, en el Río Gramal al este de La Palma.en la porciÓn sureste de Los Sisimiles (Esesmiles, Stirton & Gealey), y en el flanco noreste de lasierra de Metapán; describen monzonitas muy similares entre sí. En San Juan LasMinas, laroca espatda, de grano más grueso en la parte más baja y más fino en la parte superior donde el enfriamien-to fue más rápido. La composición mineral es de 40-50o/o ortoclasa,25-300lo plagioclasa (oligocla-sa), l5-200 f o cuarzo,l0o/o hornblenda pleocroica y en menos proporción biotita y magnetita. Par-te de las ferromagnesianos están alterados a calcita y clorita- Sti¡ton & Gealey opinan que laocur¡encia dispersa de los afloramientop sugiere que tales monzonitas pueden subyacer relativamen-te a poca profundidad en gran parte del sector occidental. Tres kilómetros al sur de San Juan LasMinas, en el Tejado, Wieseman (1960: 2) define una intrusión como sienita porfidítica. Al oeste,Dürr & Stober (1956: 50) reportan afloramientos entre la estación de fer¡ocarril El Ronco y laHacienda La Soledad, y las describen como Dioritas-Monzonitas.
Anónimo (1969:23) menciona los cuerpos intrusivos en elárea de Metapán, La Palma y al surde Tejutla, cuya composición fluctúa de granodiorita-monzonita a tonalita-diorita, algunos soncomplejos de dos o más tipos. En el extremo este del país un cuerpo monzonítico muy descompues-to al oeste de Concepción de Oriente.
Entre la Quebrada La Joya y el camino Las Vegas-Arcatao y en el Arroyo El Muerto y LaNueva Trinidad, Velasco (1970 8-10) reporta, porfidos andesíticos y granodioritas. Los porfidosandesíticos son diques de color gris verde de textura porfidítica,los cuales cristalizaron a poco pro-fundidad. Microscópicamente la textura es holocristalina, hipidiomórfica porfidítica y de composi-ción mineral andesina y oligoclasa como minerales esenciales; hornblenda, magnetita, augita y bio-tita como accesorios. La granodiorita es de color gris claro, compacta y de textura porfidítica,microscópicamente es de textura holocristalina, hipidiomórfica de grano medio, contpuesto porcvarzo, andesina, oligoclasa, microclina como minerales esenciales y magnetita, apatita, augita y horn-blenda como accesorios. Stoughton (1g75:13) y poster iormente Si l l i toe (1g16: 10-13) mencionanla granodiorita cercana a Arcatao, reportada previamente por Velasco (1970), la cual se refieren aella como una unidad que ha sufrido alteración propilítica. En la Villa de San Ramón, la granodiori-
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textura porfidítica con fenocristales de plagioclasa. En San Sebastián; la noroeste de Santa Rosa de
Lima afloran diques porfidíticos de cuarzo-l¿itita, de 20 a 50 m de ancho en forma discontinua'
Contiene fenocristales de cuarzo,feldespato potásico, plagioclasa, biotita, hornblenda en una matriz
afanítica de color rojo (1976: I5). Wuensch (1911 345-348) lo describe como un porfido cuaÍzo
monzonítico de textura granitoidea con cristales hypidiomórficos. Grebe (1955) como un porfido
cuarzo-monz,anítico o porfido monzonítico (McNamee, 1969). En 1as cercanías de Sah Rafael,
Chalatenango, el "Granito San Rafael" término empleado previamente por Rode (I915), es una uni-
dad profundamente meteorizada (Baxter, 1980: 209-218). Muestras sanas obtenidas en las cercanías
de Dulce Nombre de María son de textura equigranular, leucocrata, con un 30o/o de cuarzo xeno-
mórfico intersticial, 35o/o de microclina pertítiva y plagioclasa, 15o/o de biotita pseudomórfica,
10o/o de diopsido automórfico, 5o/o de hornblenda y magnetita titanífera. De la relación mineraló-
gica, describe la roca como una granodiorita biotítica y señala que en la misma unidad, hay. áreas
más máficas (Baxter, 1980). Esta unidad es intruida aIa vez por diques claros con Lln espesor de
30 cm cuya distribución y dirección es irregular. Son de textura holoc¡istalina, grano t'ino,leucÓcra-
tos y la constitución mineral es 3 0o/o cuarzo xenomórfico ondulante e intersticial, 1 5 o/o albita en
cristales pequeños y algunos zoneados, 30o/o microclina pertítica, 10o/o augita.egirina, 10o/o biot!
ta férrica automorfa y So/o magnetita titanífera como inclusión en cvarzo y plagioclasa. La rela-
ción mineral sugiere un granito mela-alcalino a un granito alcalino relacionado genéticamente con la
granodiorita biotítica. Dlques oscuros han sido observados, en parte meteorizados y cuyo espesor
fluctúa entre I y 5 m, ajustados al sistema de diaclasas. La roca es porfidítica holocristalina, de
grano medio y ofítica; 1a composición mineral es 35o/o plagioclasas principalmente labradorita,
zoneadas y maclas polisintéticas, piroxenos de textura ofítica, diopsido 25olo y espodumeno 15o/o,
5o/o de magnetita, 5o/o de olivino en pequeños granos asociados con los piroxenos y 15o/o de
clorita como producto de alteración en piroxenos y matriz. Define la roca como diabasa, no estando
relacionada genéticamente con las unidades anteriores.
La edad de las rocas intrusivas en ei país es aún tentativo, dado que se carece de estudios radio-
métricos hasta el momento. Stirton & Gealey (1949) asumen una edad Pre-Mesozoica para las intru-
siones ubicadas al occidente del país, Roberts e Irving (1957) Cretácico Tardío o Terciario tempra-
no, mientras que Dürr & Stober (1956) se refieren a ellas como "n1ás jóvenes que los Estratos de
Metapán". Posteriormente Dürr (1960) Mioceno superior, Anónimo (1969) y Wuensch (1917)
Terciario tardío, Wiesemann et al (1978) les asigna Mioceno.
En e[ área de Chiquimula, Guatemaia (Clemons, 1969:75), dos determinaciones cronológicas
k/A¡ en tonalitas, son 22 y 35 m.a. Estas contrastan con otras más antiguas en Guatema7a,84 m-a-,
(Clemons, t969: 74-75) y Honduras, 36-93 m.a., (Simonson, 1976: 79;Horne et al, 1976: 87-89),
Reynolds (1977: 25-27) reporta un granito biotítico-hornbléndico más joven en el cuadrángulo
Nueva Santa Rosa (Guatemala), el cua-l fue datado por medio de k/Ar y es de edad 15.7 m.a.;no
descarta la posibilidad de que el intrusivo haya sido recaientado.
REFERENCIAS CLAVES
Baxter S., 1980Dürr F., Stober G., 1956Dürr F., 1960Roberts R. J., Irving E. M., 1957Stirton R. A., Gealey W. K., 1949Velasco J., I970
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FO RMACION CHALATENANGO' :
Dürr (1960: 9-13) introduce el término Estratos de Chalatenango, y 1o describe como una
sección de espesor superior a los 500 m constituida por rocas volcánícas, de tipo riolítico-dacítico,
los cuales probablemente constituyen la facie extrusiva de las intrusiones.graníticas-dioríticas más
o menos contemporáneas; tal como es sugerido por Roberts e Irv ing (1957:26)y Anon (1969:23) '
Gran parte de la sección volcáníca lo ubica al norte de los ríos Lempa y Torola'
Wiesemann (I975: 561-562) y posteriormente Wiesemann et al (1978) elevan la unidad a For-
mación y la describen como una secuencia de rocas volcánicas ácidas piroclásticas, ignímbritas y epi-
clastitas, eventualmente en transición a la Formación Cuscatlán. Los afloramientos de esta unidad
están restringidos al norte del país, ta1 como es indicado por Dün- ( 1960) y delimitadas por líneas
E-O, siguiendo un patrón en échelon. No incluye las rocas intrusivas en esta formación, y la divide
en dos miembros, a saber, chl y ch2,los cuales son probablemente tiempo equivalentes a la porción
baja del Grupo Coyol en Nicaragua, a1 miembro inferior del Grupo Padre Miguel en Guatemala y
Honduras (Reynolds, 1977: 56-62) o Grupo Viejo (older group) de la secuencia de ignimbritas en
Honduras (Williams & Mc Birney, 1969).
Anónimo (1969: 27), menciona en las Rocas Volcánicas dei Terciario superior, secuencias de
rocas ácidas piroclásticas, lavas riolíticas y dacíticas que se extienden en 1a parte norte de El Salva-
dor, desde Metapán hasta Concepción de Oriente.
"Between La Palma and San Fernando they reach a thici<:iess in ex-
cess of 700 meters.- ."
En el sureste de Guatemala (Reynolds, I 977) se han determinado esp:sc:es entre 600 y 800 m
constituido por ignimbritas, lavas riolíticas-riodacíticas, y tobas. En Hc'iduras. hasta 1200 m
(Everett & Fakundiny, 1976 34).
Dürr asume la edad de Mioceno superior para la unidad, Wiesemann le asigna \{ioceno, estrati-
gráficamente sobre 1a Formación Morazán y bajo la Formación Bálsamo. E;: Gua¡enala (Reynolds,
lg77), datación radiométrica de un granito que intruye ias tobas más viejas Ce es: grupo (15.1 :
0.6 m.a.) indica Mioceno inferior. En Nicaragua, la parte baja del Grupo Col ol es de edad Mioceno
superior ( i3.8-1 5.2 m.a.; 17 m.a. McBirney & Wil l iams, 1965: 21) -v en Honduras (Everett &
Fakundiny, !976; Simonson,1976) las ignimbri tas son tan ant iguas como 17-18 m.a. El contacto
entre esta unidad y la subyacente es en Honduras y (Mi l ls et al 1969;Everett & Fakundtny,I9T6;y
otros) Nicaragua (McBirney & Wiiliams, 1965;Viramonte & Williams, 1973). discordante.
REFERENCIAS CLAVES
Anónimo, 1969Dürr F., 1960Everett J. R., Fakundiny R. H., 1976Mills R. A., et al, 1967, 1969Reynolds J. H. I7I, 1977Wiesemann G.,1975Wiesemann G., et a1.,19'78
44
MIEMBRO chl
. ,El miembro ch 1 fue introducido poi Wiesemann ( 1 97 5 : 562) y lo define como rocas piroclás-
ticas ácidas, epiclastitas volcánicas, ignimbritas y rocas efusivas intercaladas, localmente silicificadas.Su distribución está limitada al NE y NO del país, en el sector del Río Torola y e1 Río Lempa(Fie. 1 2) respectivamente.
En el sector noroeste de El Salvador en la Sierra de1 Norte, Stirton & Gealey (1949: 1741,)mencionan una sección casi 1000 m (3000 pies) al notoeste de San Ignacio (Esesmiles o Sisimiles)en el cual están incluidos flujos de lavas intermedias básicas, tobas y tobas brechosas, similares yprobablemente de la misma serie, que la sección entre La Palma y Tejutla al sur de San Ignacio; pre-sumen que estas secciones se continúan al este.
"They presumably are continuous eastward with the Pliocene volca-nics of the central and northern Oriente; freshness of much of therock is consistent with such late age".
Dürr & Stober (1956: 49-50) describen las Tobas Polícromas (tipo Los Negritos) en la seccióncomprendida entre el camino que conduce de Metapán-Laguna de Metapán y el Cerro Los Negros.Están constituidas por tobas piroclásticas multicolores, duras, con cuarzo y biotita. De acuerdo a losautores, éstas son anteriores a las Tobas Blancas, Wiesemann et al (i978) sin embargo incluye lastlltimas en la Formación Morazán.
Weyl (1961b: 29-30) menciona en el Río Gramal y en el Nunuapa, al sur de La Palma, unastobas fundidas brechosas; rojizas a gris oscuras en parte con evidencias de metamorfismo de contac-to. Las partes frescas están constituidas por fenocristales de andesina, hornbienda, biotita, eúarzo,piroxeno, e inclusiones de vidrio café. Los minerales secundarios son epidota, plagioclasa sericitiza-da, clolita y calcita. La matriz constituye un 560/o de la roca, mientras que las inclusiones 9o/o,29olo plagioclasa y 60lo de silicatos básicos. En el sector noreste, Hague e Iddings (1886: 29-31)reportan en San Sebastián, pocos kilómetros al oeste de Santa Rosa de Lima. unas dacitas columna-res (m2a ?).
REFERENCIAS CLAVES
A¡ónimo, 1969Dürr F., Stober G., 1956Stirton R.A., Gealey W. K., 1949
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MIEMBRO ch2
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Wiesemann (I9js: 562) introduce el término, y es el miembro superior de la FormaciÓn Chala-
tenango. La unidad está constituida por efusivas ácidas de tipo riolítico, eventualmente en transi-
ción al miembro c2 de la Formación Cuscatlán, y por piroclastitas subordinadas; aflora principal-
mente en el sector norte, al este y oeste de El Salvador (Fig. l3)'
Es equivalente a las Rocas Volcánicas (tipo Santa Cruz) descritas por Dürr & Stober (1956:
49-50) en el sector noroeste del país, y es una secuencia de tobas andesíticas, de color verdoso-
violeta, con cristales de feldespato idiomórfico. La Quebrada Valle Santa Cruz, cerca de las Victorias,
Quebrada El Tig¡e y en la Hacienda San Miguel son localidades tipo.
Hague e Iddings (1886: 29-31) al suroeste de Sensuntepeque, mencionan la presencia de ande-
sitas de hornblenda;mica y dacitas en el Cerro La Tabla, y dacitas en el Cerro de Avila. Posterior-
mente Dü1r (1955 :2, 1956:77) deseribe el último como una dacita hornbléndica.
REFERENCIAS CLAVES
Anónimo, 1969Dürr F., Stober G., 1956Hague A., Iddings J. P., 1886
46
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FORMACION BALSAMO\ :
Dürr (i969: 9-13) introduce el término Estratos de Bálsamo' y posteriormente wiesemann
(1g75: 561-564) ro "i"lu
a Formación el cual divide en tres miembros; bt,b2y b3'
Es en parte equivaiente a las secciones geológicas descritas previamente por Stirton & Gealey
(194g)en la sierra del Bálsamo, colinas de Jucuarán,y alas Series Jóvenes en el Area del vaiie
Central Interior.
LaFormaciÓnBálsamo,esmásjovenquelas ignimbr i tasácidasdelaFormaciónChalatenango'pero anteriores a las de ia Formación cuscatián, ra cual ar sur de Er Sarvador parece dividirlas (wiese-
mann et al, 1 975:564).Stirton&Gealey (Ig4i4como Dürr-(1960) le asignan una edad de Plioceno-
pleistoceno, Wiesemann et al (i978) Mioüo-Píioceno' En Nicaragua' lavas correlacionadas con esta
unidad han sido datadas (Anónimo, lg72) en 6'65 'l 4'1 m'a' En el área de Ahuachapán (El Salva-
dor), la parte media de esta formación ., ¿" l¿u¿ 1.8-2.80 m'a' (AnÓnimo;1982' 1984)'
Losaf loramientosestánengranpar tebordeandoelocéanoPací f ico 'exceptuandola l lanuracostera del Río Lempa, y las rocas ti#;;;;.t á. tipo ácido en las partes bajas e intermedias a
básicas en la parte superior. Dürr (1960) estima el espesor de la seeción en 500 m' Anónimo (1982)
sobre los 1000 m en la zona de ¡¡uachapen, S"tt'oiiftt'-om¿ (1975: ?13-214) hasta 100 m en el
área de San Salvador y stirton a cealev it gag, t736) enlas coii¡as de Jucuarán 500 m (2000 pies)
observados al sur de 1a Laguna de Ofo*.gu. En Guaiemala (Reynolds' 197?:-20) el espesor de la
par temediadelGrupoPadreMigueles¿e"goom'EnNicaragua(v i ' ,u*ot t t t&wi l l iams'1973:1"12-I73), Iasección superior del Grupo Coyol (Fig. 5) sobreyáce en forma gradacional a 1a sección
inferior.
REFERENCTAS CLAVES
Dürr F., 1960Reynolds J. H. lII, l9'7 7Stirton R. A., Y GealeY W. K', 1949
Viramonte J. G., Williams R' L',1973Wiesemann G., 1975
48
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MIEMBRO bl
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En 1975 (562) Wiesemann introdujo el término, y define posteriormente launidad (Wiesemann
et al, 1978) como una sección constituida por epiclastitas volcánicas, piroclastitas e ignimbritas;localmente efusivas básicas-intermedias intercaladas, "facies claro" (con lapilli de pomez) y limorojo (Rotlehm); alteración hidrotermal localmente. Es en parte contemporáneo con el miembro b2y los afloramientos están principalmente al sur del lado oeste del Río Lempa (Fie. 1a).
En el sector occidental, la sección en la Hacienda Chilata ubicada en la Sierra del Bálsamo, estáconstituida por tobas brechosas andesíticas, tobas interestratificadas y pequeños flujos de lavas;
siendo el espesor del primero 300 m (1000 pies) el cual disminuye a 125 m(400 pies) en Ishuatán,7.5 km (5 millas) al suroeste (Stirton & Gealey, 1949: 1735). Tanto los fragmentos de las tobas bre-
chosas como los flujos de lava son andesitas hipersténicas, y la sección está inclinada 30 al suroestesugiriendo como fuente probable de los piroclastos e1 relicto volcánico El Mojón (miembro b3), al
este de la Hacienda Chilata. Wil l iams & Meyer-Abich (1953: I-2,1954:107-108)reportantanto al
norte como al sur del Lago de Coatepeque unidades similares a las observadas por Stirton & Gealey.
"Hacia el sur se encuentra la Cordillera del Báisamo, un enorme blo-que dislocado que se inclina suavemente hacia el Océano Pacífico. Lamayor parte de esta región consiste en rocas voicánicas terciarias(pliocenio), esencialmente de lavas andesfticas y basalticas, y de "co-rriente lodosas volcánicas" con grandes bloques rodados ('lahars')".
Los últimos sugieren una edad de Plioceno superior o Pleistoceno inferior para el miembro.
En la parte central, Grebe (1954: t26-127) menciona en el área de Ilobasco, tobas aglomeráti-cas y andesitas del Plioceno tardío. Las primeras son poco estratificadas, y constituidas por grandes
bloques de 20 a 50 cm o mayores, generalmente redondeados de tipo andesítico, entremezclado conmaterial piroclástico gris claro de grano medio. La parte superior se encuent¡a intercalada porcorrientes de lava y algunas tobas ácidas; y el espesor de la sección al sureste de Jutiapa y ai norte deVilla Dolores es de 300 a 500 m. A1 igual que Stirton & Gealey (1949) yWilliams&Meyer-Abich(1953, 1954), Grebe asume que parte de la sección constituida por corrientes de lodos, lahares yproductos volcánicos, fueron resultado de una serie de erupciones cuya intensidad fue disminuyen-do mientras que aumentó la producción de lavas. Las lavas son de tipo andesita hipersténica, augíti-ca, porfidítica e hialopilítica, y se observan en el Río Los Frailes y en la carretera a 1a Chorrera delGuayabo.
En las Colinas de Jucuarán en el sector ori.ntal, Williams & Meyer-Abich (1953: 1) reportanrocas simila¡es y probablemente de la misma edad que las observadas en la Cordillera del Biáisamo.
REFERENCIAS CLAVES
Dürr F., 1960Grebe W. H., 1954Stirton R.A.y Gealey W. K., 1949Williams H., y Meyer-Abich H., 1953,'1954Wiesemann G.,1975Wiesemann G., et al, t978
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MIEMBRO b2
"Wiesemann (1g75: 562) introduce el término y define posteriormente la unidad (1978) coillo
una secuencia de rocas volcánicas de tipo efusivas básicas-intermerlias, piroclastitas, epiclastitas vol-
cánicas subordinadas, en parte contemporáneas con los miembros b1 y b3, localmente con altera-
ción hidrotermal y limos rojos (Rotlehm).
En el á¡ea de Ahuachapán, sector occidental de El Salvador, Seeger (en Dürr, 1960: 50) repor-
ta unos aglomerados antiguos densosen el Río Pazy al sur de Tacuba, (Fig. 15) constituidos por
fragmentos de 2 a g cm de diámetro de tipo andesítico (?) en una toba afenosa gris;estima un espe-
sor mínimo de 100 a 150 m. reciente-.ni. (Anónimo, 1982\ hasta 1000 m. Anónimo (1958: IX-5-
IX-6) describe al este del Lago de Güija en el Río Desagüe una masa heterogénea de aglomerados o
brechas descompuestas singenéticamente, constituidos por fragmentos angulares a subredondeados de
basaltos y andesitas de hasta l0 cm en una matriz tobacea. Tanto la parte superior como la inferior,
están intercaladas por lavas andesíticas y basaltos de poco espesor, sugiriendo un mayor grado de
"The weathered appearance of the rock is not the result of surface
weathering but was caused by alteration that took place during that
dePosition of the formation".
explosividad en las etapas finales. Esta sección ha sido en parte incluida en e1 miembro c3 de la For-
mación Cuscat lán por Wiesemann et al(1978).
En el Oriente del país, Stirton & Gealey (1949: 1738-1739) reportan en el Volcán Cacahuati-
que unas tobas brechosas basálticas, estratificadas, de 200 m (500-600 pies) de espesor aproximada-
mente con lavas y tobas intercaladas. Subyace la sección a unos basaltos (c3?) y son de similar as-
pecto a las brechas de las Series Jóvenes reportadas en las cercanías del Lago Olomega y El Divisa-
dero. Las Series Jóvenes mencionadas por Stittott & Gealey (1949:1738) sobreyacen a las Series
pliocénicas (Formación Morazán) y están constituidas por tobas basálticas brechosas, masivas. a
pobremente estratificadas con fragmentos de una andesita hipersténica gris'
Geocronología por método paleomagnético de rocas en elárea de Ahuachapán (AnÓnim o, 1982,
19g4) ubican la sección baja de la unidad en la parte superior de la EpocaNormal de Gauss (2-48-
2.80 m.a.) y la sección supérior, en la parte baja de la Inversa de Matuyama en e1'evento de Reuníón
( 1 , 8 - 2 , 4 8 m . a . )
REFERENCIAS CLAVES
Anónimo, 7982,1984Seeger D., 1960Stirton R.A., Gealey W. K., 1949Wiesemann, G, , I975Wiesemann, G., et a1-,1978
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MIEMBRO b3
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Introducido por Wiesemann (1g75: 562),es el miembro superior de la FormaciÓn Bálsamo, en
parte contemporáneo con el miembro b2,'y constituiclo pof rocas efusivas básicas-intermedias.
Localmente con alteración hidrotermal, silicificación y limos rojos (Rotlehm).
En la Sierra del Bálsamo al occidente de El Salvador, Stirton & Gealey (1949:1735) mencio-
nan el relicto volcánico El Mojón como fuente probable de las rocas piroclásticas en la Hacienda
Chilata (Fie. 16).
En la parte central, El Cer¡o de San Jacinto según Williams & Meyer-Abich (1953:3-4), es una
andesita piroxénica o dacita básica. Schmidt-Thomé ( 1 97 5 : 212-214) 1o define como Lin stock vol-
cánico de varios domos con pocas estructuras de cráteres preservados. Un kilómetro al este de Suchi-
toto, en Los Tercios, Hammer et al ( I 97 8: 5), definen unas coladas de lava, como andesita pigeonita-
labradorita de acuerdo a la composición química y como andesita hipersténica según el contenido
mineralógico. Es de color gris oscuro a casi negro presentándose en columnas poligonales verticaies
u horizontales de 30 a 60 cm de diámetro.
Meyer-Abich & Wiltiams (1956: 64-65) en el Campo Volcánico de Apastepeque describen
el Cerro Santa Rita y Cerrón como domos de andesita hipersténica-augítica. porfidítica, aproxima-
damente contemporáneos con domos dacíticos de la misma localidad. En el Teconal al norte de San
Vicente, aflora un cono de cinder, el cual está constituido por cenizas y lapilli de tipo basalto de oli-
vino y augita, Sapper (1925: 56) 1o describe como basalto.
En el sector oriental Stirton & Gealey (1949: 1738) hacen mención en la part: superior de las
Series Jóvenes, entre El Divisadero y Pasaquina, basaltos de augita y olivino, cu-v-o espesor es de casi
150 m (500 pies) y sobreyacen a tobas brechosas basálticas(miembro b2).
REFER.ENCIAS CLAVES
Hammer, et aL, 1978Meyer-Abich H., Williams H., 1956Stirton R. A., Gealey W. K., 1949Williams H.. Mever-Abich H.. 1953
54
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FORMACION CUSCATLAN
Wiesemann (1975: 561) introduce eltérmino, y 1o describe (Wiesemann et al, 1978) como unasecuencia volcano-sedimentaria del Plio-Pleistoceno, el cual divide en tres miembros, a saber, cl , c2y c3 .
La sección volcánica está constituida por tobas ácidas en la base, seguido por lavas ácidas-intermedias y andesitas-basaltos en la parte superior.
La secuencia sedimentaria está limitada a cuencas intermontanas, las cuales incluyen horizon-tes de diatomita, epiclastitas y areniscas, intercaladas localmente por capas carbonosas, tobas y unalocalidad con calizas de agua dulce en el Valle del Río Torola. Fósiles han sido observados; Sti¡ton& Gealey (1949), Roy & Wyant (1953), Meyer-Abich (1953154, 1960), Grebe (1954),Hazzard(1957) y recientemente Schmidt-Thomé (1971, 1975), Rode (1975), Lótschert & Mádler (1975)y Sieffert (1977) detallan las diferentes secciones
Los miembros de la Formación Cuscatlán se encuenttan ubicados, en su mayor parte, a lo largode una depresión de rumbo oeste-noroeste (Wiesemann, 1975:567). Limita al norte con estructurasde rumbo este-oeste que pone en contacto con unidades más viejas.
Equivale en Guatemala al miembro superior del Grupo Padre Miguel de edad Mioceno superior-Plioceno (4! 0:2 m.a.), en Honduras al Grupo Joven (Younger Group) de la secuencia de ignimbritas(Williams & McBirney, 1969).
REFERENCIAS CLAVES
Burkart B., et al, 1973Meyer-Abich H., 1960Reyno lds J .H . ,1 ,977Wiesemann G.,1975Williams H., McBirney A. R., 1969
56
TITTTIItttIttIIITTI
MIEMBRO cl
Es el miembro infer ior de laFormaciónCuscat lán,y estáconst i tuidoporunidades,tantosedi-
mentarias como volcánicas. Las primeras son fluviolacustres y se ubican en cuencas intermontanas
alineadas rumbo noroeste. Estas son: La Cuenca de Metapán, Cuenca de Lempa, Cuenca del Río
T i t ihuapa y 1a Cuenca de Olomega (Wiesemann, l9 '15 :56J ,571) . Ot rossed imentoshan s ido obser -
vados en el nororje nte de1 país a lo largo del valle del Río Torola.
Las unidade s yolcánicas han sido descritas previamente y principalmente en la zona centrai del
pa ís , por Wev l (1951. 1957) ,y Wi l l ian is&Meyer -Ab ich (1953, i956) . Es tassobreyacen, tan to en e l
centro como .n el or iente del país a rocas de la Formación Bálsamo, localmente a la FormaciÓn
Morazán. La sección volcánica, en parte, está conformada por:
TOBAS FU\DID.{S DE COMALAPA Y ZARAGOZA
Weyl ( i951: : l -7) reporta la presencia de tobas entre Olocui l ta y Cerro El Rosario. Poster ior-
mente (19)-: i0- i7), establece dos t ipos de tobas fundidas en ia Cadena Costera, las de Comalapa
de t ipo r iod. i : Í t^co y las de Zaragoza de t ipo dacít ico (Fig- l7).
Las tobas fundidas de Comalapa observadas en el á¡ea de Comalapa, subyacen a la "Tietra
Blanca" (For:tación San Salvador, miembro s4) y sobreyacen a la FormaciÓn Bálsamo; cubren un
área de 1l kn en dirección N-S y 6 a 7 km E-O con un espesor de 100 m lo que supone un volumen
de 7-10 kn3. La parte inferior está constituida por tobas brechosas, sin textura regular, color gris
rojizo r, rosado opaco, el vidrio tiene Un tono rojo pálido. La parte superior es vidriosa y dura, de
teKtura pr ra lc la . dc un tono gr is y e I v id r io es negro .
La uni,lad está compuesta por: a) Una pasta fundamental, constituida por trozos de vidrio en
una masa de granulación fina; b) Trozos de obsidiana, las cuales están aplanadas, con ocasionales
inclusiones de feldespatos; c) Mineraies, en la que predominan plagioclasas An 35-45, piroxenos'
magnetita ! cuarzo; y d) Inclusiones de rocas extrañas, principalmente basálticas y andesíticas, Ias
cuaies están redondeadas y meteorizadas.
Las Tobas fundidas de Zaragoza afloran desde Zaragoza a la ciudad de La Libertad, y tienen
unos 12 km Ce largo por 3 km de ancho. La sección t iene un espesor que va de los 30 m a los 100 m
s iendo e l vc lumen de 2 a 3 km3.
El techo y la base de la unidad es bastante similar a las de Comalapa, salvo que es de un tono
gris oscuro roda 1a sección;la plagioclasa es An 45-55 y se observa una mayor proporción de piroxe-
no v magnetrta.
QuÍmicarne¡te es donde se observan las mayores diferencias. Las de Zaragoza son más alcalinas
mientras que ias de Cornalapa tienen una mayor proporción de Si02. Sugiere una magma trondjemí-
tico para el último y un magma granodiorítico o cuarzodiorítico para las de Zar.agoza.
Las diferencias entre el techo y la base supone un proceso en que la temperatura inicial fue más
baja que en la etapa final de la erupción, produciéndose por consiguiente ei aspecto vidrioso en el
techo. Asigna una edad a la unidad de Plioceno superior '
Wi l l iams & Meyer-Abich (1953: 4), relacionan este evento con elafal lamiento y formaciÓn del
graben central en |a primera fase de hundimiento, y señalan que tal erupciÓn se produjo a lo largo de
grietas paralelas a ia costa.
57
"... las materias no fueron descargadas de una chimenea central, sino
de grietas que coren aproximadamente de oriente a poniente, es de-
cir, paralelas a la dislocación principal del bloque del Bálsamo."
Dürr (1960: 12\ incluyó estas unidades en los "Estratos de San Salvador" de edad Holoceno o
Pleistoceno.
TOBAS
Las tobas al norte del Lago de Ilopango son de la misma etapa volcano-tectónica que las tobas
fundid'as de Comalapay Zaragoza descritas por Weyl (1957)-
Se extienden al norte hasta el Volcán de Guazapa, al noroeste hasta San Isidro, al este en las
cercanías de San Vicente y al sureste entre el Río Lempa y Zacatecoluca. Localidades con buena ex-
posición están al norte y al sur de Tonacatepeque, en las cercanías de Guazapa (Williams & Meyer-
Abich, 1953:3). Consideran que el proceso que dio lugar a estos depÓsitos es resultado de varios
eventos de tipo nubes o avalanchas ardientes. Las localidades tipo están al norte del Lago de llopan-
go en dirección al Volcán d.e Guazapa. Están caracteizados por 1a abundancia de bombas de pómez,
lapilli de pómez, pisolitas, fragmentos angulares de lavas dacíticas vitreas y andesitas principalmente,
entre una masa fina de cenizas no estratificadas. El espesor de los depósitos es variable, pero ningu-
no supera los 50 m.
El este, el pómez (Meyer-Abich & Williams, 1956: 64) depositado porlasnubesardientesdis-
minuye en proporción y aumenta el tipo de depósito por "lluvias de cenizas", acumulándose en for-
ma de mantos. Están constituidos por materiales finos de pómez, en algunas partes se observan frag-
mentos de pómez, líticos de andesita.y basalto de varios centímetros-
"... Toward the east the amount of unbedded pumice laid down by
glowing avalanches dimini'shes while the proportion of bedded pumi-
ce laid down by airborne showers increases'''.
Es frecuente la estratificación cruzada y otros tipos propios de transporte fluvial cuyo espesor
es menot de los 50 m, sin embargo en las cercanías de San Esteban supera los 50 m. En el mismo
sector, 1.5 kilómetros al sureste de San Isidro en el Llano de la Hacienda, Hague e Iddings (1886:
31) describen estas tobas como dacitas.
Weyl (1953: l0) entre Villa Delgado y Apopa observó 4 a 5 estratos separados por horizontes
de descomposición. Elpómezestá constituido de 75olo a99olo vidrío y de25olo a 1o/o minerales,
éstos son: Plagioclasa An 30-50, hornblenda, hyperstena , augita,magnetita y ztrcón;y la define como
andesftica. Williams & Meyer-Abich (1953: 4) como una dacita rica en hornblenda-
La serie sedimentaria, en parte está conformada por:
SEDIMENTOS DEL YALLE DEL RIO TOROLA
Lardé y Larín (1950: 7l) y posteriormente Grebe (1954: 123) hacen menciÓn de horizon-
tes de carbón eir las cercanías de Nuevo Edén de San Juan (Fig- 18).
Stirton & Gealey (1949: l73g) describen a1 sur de la Villa de Meanguera en el Valle del Río
Torola, areniscas arcosicas fluviales intercaladas por volcánicos y estiman un espesor de 30 m (100
pies). A 20 kilómetros (15 millas) de Meanguera, inmediatamente al oeste de Carolina observan una
secuencia de calizas de agua dulce, probablemente lacustres, pedernal, así como areniscas guijarrosas
grises de grano medio a grueso con estratificación cruzada-
58
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Hazzard (1957: 62-63) hace mención de los sedimentos descritos previamente por Stirton &Gealey (1949) y estima el afloramiento en 350 m aproximadamente medido este-oeste. Enelladooeste afloran limolitas cuyo rumbo es N3OoE y.'buzan 3OOSE. Casi al final de la sección, en el ladoeste, la sección comprenda calizas grises, areniscas limosas, calizas oolíticas arenosas y areniscaslimosas; todas tobáceas, con rumbo N80oO y 20oS de buzamiento. El espesol total de la secuenciaes de 35 m medido entre el nivel del río y las unidades volcánicas sobreyacentes.
Posteriormente Roy & Wyant (1953: 173-190) detallan las calizas ubicadas al sur de1 mismorío, 800 metros al este de la desembocadura de1 riachuelo de Caroli¡a en el Torola (Fig. 18). Elespesor total es de 4 m aproximadamente y la extensión del afloramiento es de 100 m. Litológíca-mente (Roy & Wyant, 1953: 175-176)la unidad consiste en una caliza oolítica basal de tono caféclaro a pardo, friable, fosilífera, con un espesor de 50 cm aproximadamente. Las oolitas se presen-tan predominantemente esféricas, en tonos amarillentos y con diámetros que fluctúan entre 0.6 mmy 2.0 mm. Lamatra está compuesta por fragmentos de oolitas, a¡ci-llas y en menor proporción frag-mentos clásticos de cuarzo, feldespato y hornblenda cementados por un limo carbonáceo.
"The basal po¡tion of the limestone is ooiitic."
Sobreyaciendo se encuentra una caliza densa, de tono gris o amarillenta, bien estratificada, decapas individuales finamente laminadas, fosilífera y de un espesor de I a -l m. Cerca de la base de lacalua se obsewan intercalaciones de lentes y capas arcillosas de tono gns. con algunos fragmentosclásticos. Estos horizontes arcillosos no han sido observados en la parte superior (Fig. 19).
Restos de mastodonúes son mencionados en el Río Chuia por Stirton & Gealey (1949: 1739)y le asignan una edad de Plioceno o Pleistoceno. Hazzard (1957: 63) encuentra ostrácodos ygasterópodos, y supone una edad Neogeno joven. Roy & Wyant (1953: 186-1E8), reportan fósiles,escasos en la base y abundantes en la parte superior. En la sección ooiitica la fattna consiste engasterópodos de agua dulce de1 género Planorbís, probablemente especies nuevas. En la parte supe-ñor gasterópodos relacionados a especies Víuiparus, Amnicola, Helisomo, Plaütaphius (?) y Physa,algunos díentes de peces y numerososostrácodos. De esto, ellos infieren que la,lepositación ocur¡ióen un lago del Terciario superior, probablemente durante el Plioceno. previariente a la ocupacióndel Valle por el Río Torola y del tectonismo Plio-Pleistocénico. Stirton & Gealey (1949: 1739),correlacionan la secuencia con la arenisca arcósica al sur de la Vilia Ce \feanguera. si¡ embargoHazzatd (1957:63), excepto por las similitudes litológicas, 1o pone en duda.
En la sección del Cerro Ocotepeque ai N.E. de San Francisco Gote¡a. Schmidt-Thomé (1975:93) reporta Melosira granulata y restos de caracoles en capas de diatomita.
CUENCA DE LEMPA
Rode (1975:3) emplea el término de Cuenca de Lempa y la describe como una depresiónintermontana Plio-Pleistocénica, que se extiende por el este y el oeste del Río Lempa, cuyo cumolleva el mismo rumbo (Fig. 18); limita con montañas marginales constituidas por materiales volcá-nicos más antiguas que los sedimentos de la Cuenca. Están divididas en dos series (Rode,1975:28),las Capas de Lempa Inferior de facies predominantemente lacustre y las Capas de Lempa Superiorde sedimentación fluvial. Salvo por las diatomitas los componentes de estos sedimentos proceden demateriales volcánicos, éstos son: detritos y fragmentos procedentes de la demoliciónde rocas volcá-nicas más antiguas, cuyos tamaños fluctúan entre 103 y 1}'2mm, pómez, cuyo tamaño es de 102 a10-1 mm, astillas de vidrio en parte devitrificadas de 10 a 10-3 ffiñ, y minerales aislados como cons-tituyente mínimo, tales como el cuarzo y magnetita.
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Capas de Lempa Inferior, sobreyacen a unidades volcánicas de la Fon¡ación Morazán y estánconstituidas por diatomitas, areniscas, tobas y aftanitas. En las cercanías de San Francisco Lempay en la parte or iental de la cuenca aparecen diatomitas en Ia base, que lvfe¡ 'er--Lbich (1953154.79,
2ll 1960: 112) asigna Estratos San Francisco Lempa y las define como seiin.ntos lacust¡es delPleistoceno. También cerca de la base se observán tobas que aumentan su irnpcrtailcia hacia la parte
superior. El espesor de esta unidad es superior a los l0 m) en aigunos seciof:s s- i : : ra los i00 m(170-250 m?). Las capas están incl inadas y su posición es debida a una d: ias s,- :uienles causas:a) Primaria, sedimentación concordante sobre substrato inclinado;b) Edodiag:né;ic: (Siumping) y
c) Secundaria (Volcano-tectónica). Entre este miembro y el superior se han obser.-::c 3l discordan-cias angulares.
Capas de Lempa Superior, se caracterizan por ias facies macroclásticas procuct¡ ce 1i apariciónde un país de erosión (montañas marginales), resultado de los eventos tafrogénrcos Plic-Ple istocéni-
cos. Equivale en parte a Los Estratos.Aguilares (Los Aguilares Schichten) Ce \f:r¡r-\'rich (1953/1954: 122,212; en Hof fs te t te r , 1960: 112-113) . E l -espesor de es tas capas no sup i ra los 30 m.
"Dgr vom Liegenden zum Hangenden plótzlich zu beobachten-de Wechsel der Sedimentationsverháitnisse (Aschen bzw. Dia-tomit-Schotter bsw. Sande) deutet auf das Einsetzen eine¡ neuerLandhebungsphase im nórdlichen Abtraugungsgebiet hin."
En la Cuenca de Lempa han sido reconocidas otras localidades con diatomitas. Schmidt-Thomé(197 5) ubica algunas en la Trinidad, San Luis del Carmen, San Francisco Lempa, CoLima, Las Flores,El Tamarindo, Totolco, El Cobarrito, Río Potrero, El Paraíso, Río Amayo, Río Salitre (Fig. 18).Grebe (1954: I23) por otro lado menciona capas de lignitos de Tenancingo, Cantón Ajuluco. Res-tos de flora han sido observados en el lado este de la cuenca.
SECCION DE ILOBASCO
Los sedimentos al oeste de Ilobasco en el Río Los Frailes y el Río Grande del Colco, ya eran
,conocidos desde mediados del siglo XIX por la presencia de capas de lignitos; Guzmán (1871)hace
62
referencia del lignito, Basauri (L945) y De Kóninck ( I 945) llevan a cabo estudíos más detallados. Elúltimo señala que la sección geológica está ubicada entre unidades volcánicas más antiguas y limita-da por una depresión asimétrica. Recientemente Grebe (1954) describe la sección geológica en elRío Los Frailes y el Río Grande del Colco como una secuencia.de tobas de pómez inferior y supe-rior intercaladas por horizontes de lignitos, diatomita, tobas y tobas redepositadas. El conjuntosobreyace discordantemente a "tobas aglomeráticas" (Grebe, 1954: 124-125). Datación por mediode Cl4, (Schmidt-Thomé, 1975:95) de ¡estos de carbón vegetal en la sección en el Río Los Frailes,da valores de 3200G43000 años.
La serie del Río Los Frailes está confinada en un graben entre un "sistema de fallas más anti-guas" con rumbo l70o a 600. La falla al oriente del depósito tieneunrechazo aproximado de 150a 250 m hacia el este y un "sistema de fallas más jóvenes" de rumbo 1400-1500 y 20o. Grebe(1954: l3G13l) sostiene que en el Plioceno superior se formaron dos lagos, "La Laguneta de losF¡ailes" en el área de dicho río en el Cantón Sitio Viejo, y la "Laguneta del Colco" a oeste del RíoGrande del Colco en el Cantón Oratorio, frente a las fallas principales. El ¡itmo de sedimentación deambos lagos debe.haber sido casi similar, y posterior al afallamiento más joven se formó la red dedrenaje actual.
ESTRATOS EL SISIMICO
Stirton & Gealey (1949: 1737) hacen mención de capas lacustres en la Bar¡anca El Sisimico alnoreste del Volcán de San Vicente, los cuales están constituidos por tobas y arenas tobáceas. Asu-men un espesor de 30 m (100 pies) para estas capas, y subyacen a 100 m (300 pies) de tobas brecho-sas. Maldonado Koerdell (1953: 291-293) se refiere a ellas como Diatomita de la Barranca delTzitzimico y posteriormente Meyer-Abich (1952, 1953154, 1960) como Estratos El Sisimico (ElSisimico Schichten). Schmidt-Thomé (1971, 1975) describe la sección en la Poza Azul, ubicada a3 km al sur del kilómetro 65 de la Carretera Panamericana San Salvador-San Miguel, y estima un es-pesor superior a los 50 m en esa localidad,la cual sobreyace a unidades volcánicas (1975: 90).
"Andesitische Laven, Vulkanstocke und Vulkanruinen bilden denUntergrund und die Umrandung des Beckens."
La Sección, de la base al techo, está constituida por:
- Areniscas finas pardas a cafés amarillentas constituidas principalmente por material tobáceo; en laparte superior una capa aislada de diatomita, en la parte inferior capas de cenizas grises intercaladas,e inclusiones de xenolitos de lavas. El espesor es de 8 a 12m.- Diatomitas blancas finamente estratificadas con areniscas finas intercaladas; a un metro sobre labase,. dos capas de 10 cm de espesor de diatomita. Nombra a esta sección "Capa de DiatomitaInferior" y tiene seis a ocho metros de espesor.- Areniscas grises de grano fino a mediano. Espesor un metro.- Tobas grises de estratificación diagonal y diatomitas blancas de estratificación fina. Espesor 0-2 m.- Areniscas grises finas con fajas de diatontita, en la base una capa de guijarros. Un metro de espe-sor.-. A¡eniscas cafés y grises con intercalaciones de capas de grava. Seis metros de espesor.- Diatomitas blancas, fosilíferas, de estratificación fina, laminada. Esta sección es nombrad a "Capade Diatomita Superior" y el espesor es de 6 a 8 m.- A¡eniscas grises y café amarillento, de grano medio y fino, con material tobáceo, estratos diagona-les, capas de diatomita aisladas. Quince a veinte metros de espesor.
+; i '. 63
..Die limnisch-fluviatile Schichtenfolge des Beckens bestecht aus
einer wechselfolge von gelbbraunen und grauen Fein-Mittel un
Grobsandsteiten,, verschiedentlich .mit gtoben Gerolleinschaltungen,und weissen, dunnbláttrigen Diatomiten, lagenweise mit reicher orga-
nischer Substanz."
La flora y la fauna fósi1 es abundante en el área. Schmidt-Thomé (1975:92)reporta fragmen-
tos de mastodonte de la especi e Cuuíeronius además de peces de tipo Phallichtys amatus, ostrácodos
de especie Pelocypris, Dirwinula, Potamoeypris, caracoles Valuatu sp. y otolifos de la familia
Cypriiodontídae (Aphaníus). Sugiere para la unidad una edad de Pleistoceno. Lótscher & Mádler
(1g75: 97-l9l) estudian la flora y de la presencia de las especies Pterocarya y Acridocarpus asignan
una edad plio-pleistoceno para la sección. Posteriormente Sieffert (1977: 29-45), describe la especie
Rana Sichenbergi n. sp. Dátación por medio de C14 (Schmidt-Thomé, 1975:95) da una edad para
*Kann fürr die Froschereste von El Salvador ein stratigraphischesAlter ab Miozán angenommem weden."
esta sección de 28000 años aproximadamente.
CUENCA DE OLOMEGA
Stirton & Gealey (1949: 1736) en la "Faja Volcánica Costera" hacen mención de areniscas
tobáceas acumuladas al oeste de Miraflores en un lago que fue más extenso de lo que es actualmen-
te. Los sedimentos ocupan una depresión producto de la subsidencia de casi 700 m (2200 pies) limi-
tada por fallas de rumbo este-oeste.
"Lake Olomega probably originated by subsidence along faults, pro-
ducing a topograhic low..."
Meyer-Abich (1952) en un reporte inédito menciona 2 capas de diatomitas en la Hacienda
Miraflores; de 3 a 4 m de espesor total, separada por una capa de cenizas volcánicas. Está cubiertapor gravas fluviales, y en contacto con capas lacustres de mayor edad.
CUENCA DEL RIO TITtrIUAPA
Lardé y Larín (1950: 69) cerca de Villa de Dolores, Escarbadero y Jocomontique reporta res-
tos fósiles y capas de lignito.
Schrnidt-Thomé (19?5: 93) menciona la presencia delcaracol Pachychilus sp. (?) enlalocali-dad de Corlantique, y señala que es propio de un medio salobre.
'oDiese Scheneckengattung wurde fur diesen teil des Río Titihuapa-Beckens auf brackisches Milien hinweisen."
CUENCA DE MEÍAPAN
Meyer-Abich (1952, 1953154,1960) y posteriormente Schmidt-Thomé (|g7s)describen capas
de diatomita en la Hacienda San Diego, J r* de Metapán; el buzamiento es de 25-300 ai sureste, y
;;;;tó" "o*p..rr¿"
diatomitas en la parte inferior, cuyo espesor es de 5-'7 m,, es!r,.4Jos lacustres
arenosos de 2 a 5 m en la parte superior, los cuales subyacen a unas tobas. La localidad tipo la ubica
64
e1 primero a 2.3 km al norte de la Hacienda San Diego. En la desembocadura del Río Tahuilapa enel Río Lempa, Grebe (1954: 123) y Schmidt-Thomé (1975) indican la presencia de capas de lignitoy capas de diatomita. .,
En el Hormiguero, a{ N.E. de Comacarán, Lardé (1950: 73-88) de un trabajo de 1917,reportarestos de 1o que supone pnmastodonfe. Posteriormente Stirton & Gealey (1949:1143-1751) des-criben restos fósiles de Megatherium, Bisón, Smilodón, Camelidae y le asigna una edad del Pleistoce-no tardío.
Otras secciones:
ESTRATOS EL HOYO DE LA LABOR (El Hoyo de La iabor Schichten)
Término introducido por Meyer-Abich (1953154:212), reporta sedimentos lacustres ricos enrestos fósiles con irtercalaciones de diatomitas, láminas de ceniza y capas de lignito (Grebe, 1954:123) en El Hoyo de La Labor, al sur de Ilobasco.
ESTRATOS DE MAGDALENA
(El Tanque, Schmidt-Thomé; 1975) Fue introducido por Meyer-Abich (1956 2) y descritaposteriormente (Magdalena Schichten) por el mismo autor (en Hoffstetter;1960: 114).La Seccióntipo se localiza en la Hacienda Magdalena en el sureste y al pie del Volcán Chingo, consiste en unasecuencia lacustre de estratos de pómez y ceniza con intercalaciones de capas de diatomita. El espe-sor es va¡iable (1-2 m) y el afloramiento cubre varios kilómetros cuadrados.
Otras localidades con horizontes de diatomitas son reportados por Schmidt-Thomé (1975) enEl Piche, al sureste de la cuencia Olomega y Casitas al norte de Santa Ana.
REFERENCIAS CLAVES
Grebe W. H.. 1954Lótschert W. y Mádler K., 197 5Rode K. , 1975Schmidt-Thomé M., 1975Wiesemann G., 1975
6s
MIEMBRO c2
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Wiesemann (1975: 561) introduce elténnino y lo define como una sección de rocas volcánicas
efusivas de tipo ácido y ácido-intermedio, de ocurrencia aislada, en parte contemporáneas con el
miembro cl y en menor grado con el miembro c3.
Stirton & Gealey (1949: 1731) en el "Area del Va1le Central Interior", al oriente del país;
Meyer-Abich (i952: 2-5) y posteriormente Meyer-Abich & Williams (1956: 64) en el "Campo Vo1-
cánico de Apastepeque" mencionan rocas volcánicas ácidas jóvenes.
En la parte central de El Salvador, Meyer-Abich & Wfl iams (I953:3,1956:64) descr ibenlos
Cerros Quemado y Paraíso (Iromas San Pedro y Huehuecho) al norte del Lago llopango, los Cerros
Grande y San Esteban (Fig. 20) al este y norte de San Vicente respectivamente, como dacitas horn-
bléndicas y como domos de dacita hipersténica, los últimos ubicados a lo iargo cle una falla;en El
Rosario, un domo de dacita hornbléndica.
"most of the pumice probably came from the same vents as those
that laid down the pumice north of Lake Ilopango. There were,
however, additional vents within the Apastepeque volcanic field
itself. These were the vents subsequently filled by the hypersthene
dacite domes..."
Dürr (1960) incluye los domos mencionados porMeyer-Abich & Williams (1956) y otro al sur
del Lago Ilopango en los Estratos de San Salvador, los define como cúpulas de lava.
Recientemente Bosse & Stein (1973: 1-8), y Hammer &Lorenz (1978: 13-22) describen el
Cerro El Coyote a1 este de El Rosario, como un stock volcánico constituido por dacitas perlíticas y
vítreas (vitrofíricas) con fenocristales de plagioclasa, hornblenda, ortopiloxeno, magnetita y una
matriz vítrea; del lado de El Rosario, la roca es riodacítica. Fn la Ciudad Delgado afloran riodacitas
de matriz vítrea y fenocristaies de plagioclasa, piroxenos rómbicos y minerales opacos. El Cerro
Quemado, el Cerro El Paraíso y el Cerro Buena Vista son dacitas y riodacitas. El último, según
Williams & Meyer-Abich (1953) es una dacita hornbléndica. EI Cer¡o Chachacaste es una cúpula
riodacítica laminada gris rojiza.
Schmidt-Thomé (1975:214-215) hace mención de los stock volcánicos, Cerros de Mariona y
ei Cerro Santa Rosa, descritos previamente por Williams & Meyer-Abich (1955:26) como domos
volcánicos. Son masivos y de grano grueso, las coladas de lava son laminares de grano fino.
Hammer & Lorenz (1978:50-51) en El Triunfo y al sur de San Francisco Gotera, recollocen
unas dacitas perlíticas, vítreas, ricas en biotita, de tono rosa y gris. En Agua Zatca, al oeste del Cerro
de Obrajuelo (1 978: 53) lavas de riodacitas laminares.
REFERENCIAS CLAVES
Dürr F., 1960Hammer O., Lorenz W., 1978Meyer-Abich H., Wiliiams H., 1956Schmidt-Thomé M., 1975Wiesemann G. ,1975
66
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3o
MIEMBRO c3
Wiesemann (1g75: 561) introduce el términély lo define como una unidad constituida por ro-
cas volcánicas de iipo andesítica y basáltica, en parte contemporánea con el miembro c2'
Las coladas de lava constituyen lapaúeprincipal de estaunidad, sin embargo' conos de cinder
y escorias han sido reportadas. Diques son escasamente mencionados, Wiesemann et al (1978) mapea
algunos en el sector oriental de El Salvador; Dürr (1960: 12) en los Estratos de Guazapa menciona
suelos fósiles (Rotlehm) rojos de poca profundidad (hasta 4 m)'
Sapper (1925), Stirton & Gealey (lg4g) en las colinas de Jucuarán, e1 Volcán San Vicente,
Grupo Volcánico de San Miguel, Area de Guazapa, Unidades Volcánicas del Lago Güija, Volcán
Cacahuatique;Meyer-Abich & Williams (1956) en el Campo Volcánico de Apastepeque; Dürr (1960)
en los Estratos de Guazapa mencionan o describen andesitas y basaltos que en parte coinciden con
el miembro c3 de Wiesemann (1975).
En las proximidades del Río Desagüe al occidente de El Salvador, Sapper (1925: 72) repotta
rocas cle tipo basáltico en el Volcán del Desagüe. Stirton & Gealey (1949: 1737-1738) mencionan
en el Volcán Masahuat (Fig. 21) lavas basálticas.
..... The Río Lempa, and Volcán Masahuat stands within and controls
the great westerly loop of the river... Basaltic lavas comprise the bulk
of the Güija volcanic..."
Anónimo (195g: IX-1-IX-7) detalla la geología del sector sureste del Lago de Güija' y describe
unas ..coladas de lavas antiguas." En la base de la secuencia, "basaltos antiguos" subyacen a unos
aglomerados o brechas, de 200 m de espesor aproximadamente. Las brechas están compuestas por
fragmentos de hasta 10 cm de basalto y andesita alteradas, de matriz tobácea. Sobreyaceu a éstas
unas andesitas de 20 m de espesor con disyunción Columnat, masivas, y duras'
"The degree of apparente weathering does not decrease with depth;
therefore the weathered appearance of the rock is not the result of
surface weathering but was caused by alteration that took place dur-
ing the formation"
En la zona central de El Salvador, el Cerro Guazapa (Volcán) es incluido por Sapper (1925:72)
en el grupo Volcanes de las Hileras y Regiones Volcánicas Laterales de El Salvador, y lo describe
como un volcán moderno muy destruido, sin el cráter original. Stirton & Gealey (1949:1738) en el
A¡ea del Valle Central Interior y posteriormente Dürr (1960: l0) en los Estratos de Guazapa, como
un estrato-volcán erosionado de lavas predominantemente basálticas. En el Volcán de San Vicente,
Sapper describe unas andesitas, sin indicar localidad, Williams & Nleyer-Abich (1953:2) como un
estráto volcán y posteriormente (1956), al este de San Lorenzo reporta unas coladas de lava de tipo
basáltico con olivino. En el sectol oriental del país, el Cerro Cacahuatique es un volcán no muy mo-
derno (Sapper, 1925:62) constituido por andesitas, Stirton & Gealey (1949: 1738-1739) 1o incluye
en 1a Sierra del Norte, y reconoce una secciÓn joven que sobreyace a rocas equivalentes a la serie
pliocénica (Formación Morazán). La parte superior de la sección joven está constituida por coladas
de basalto de 250 m (800 pies) de espesor aproximadamente, de aspecto sano, denso, de textura
porfirítica cuyos fenocristales promedián 1 mm de longitud .Lamatriz es pilotaxítica a hialopilítica
con labradorita, augita e hipeisteno. Esta unidad sobreyace a tobas brechosas y a flujos de lavas
(Formación Bálsamo), Dürr (1960) posteriormente lo incluye en los Estratos de Guazapa' Sapper
(1925: 63) reporta en la Isia de Meanguera rocas de tipo basáltico, no indicando la localidad'
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Müller-Kahle (1962: 303-304) en el Cerro Carrangazunga menciona una andesita olivínicaoscura o andesita basáltica, constituida por plagioclasa An 45-50, augita y olivino.
REFERENCIAS CLAVES :
Dürr F., 1960Meyer-Abich H., Williams H., 1956Sapper K.,7925Stirton R. 4., Gealey W. K., 1949
70
FORMACION SAN SALVADOR
Dü¡¡ (1960: 12) introduce el término Estratos de San Salvádor y es dividido (Dürr & Klinge,
1960a) en Serie Superior e Inferior por la presencia de suelos fósiles (Haberland en Dürr & Klinge,
1960a); posteriormente Wiesemann (1975: 561) lo eleva a F'ormación. Es en parte equivalente a la
Hilera Principal y a los Volcanes de las Hileras laterales y regiones volcánícas laterales de El Salvador
de Sapper (1925:38-71) y ala Faja Volcánica Joven descri ta por St ir ton & Gealey (1949: 1736-
r731) .
La secuencia consiste en piroclastitas ácidas y efusivas ácidas-básicas intercaladas (Wiesemann,
et al 1978);ubicadas en una franja de rumbo ONO-ESE aproximadamente, limitan al norte con las
unidades del Mesozoico-Terciario inferior, y al sur con la Formación Bálsamo. Ocupa la depresión
que Williams & Meyer-Abich (1953: 2) describen como "graben" Olomega-Ilopango y Zapotitán;
el los poster iormente (1955: 5), además Dürr (1960: 15), Dengo, Bohnenberger & Bonis (1970:
1223), como Fosa Central o Depresión Centrai (Median through). Los últimos así como Williams &
Meyer-Abich (1953) y Weyl (1955: 5, 8) suponen que la depresión, y las fal las asociadas se forma-
ron en la cresta de un arco geanticiinal. Los centros volcánicos están alineados a lo largo de estas
fracturas, como las dei Grupo del Volcán Santa Ana de rumbo E-O. El grupo de fallas de rumbo NO-
SE es en las que la actividad volcánica reciente se ha desarrollado, como es el caso de algunos conos
parásitos del Volcán de Santa Ana (Williams & Meyer-Abich, 1954: 1 16) y el Volcán de San
Salvador (lfeyer-Abich, 1956: 68); Algunos de estos centtos volcánicos han experimentado repetida
actividad previamente.
Esta unidad sobreyace pr incipalmente a la Formación Cuscat lán, y tanto St ir ton & Gealey
(1949:1736) , Dür r (1960: 12) como Wiesemann (1915: 561) la ub ican en P le is toceno super io r o
reciente.
REFERENCIAS CLAVES
Dürr, F., 1960Nieyer-Abich H., 1 954, 1956Stir ton R. A., Gealey W. K., 1949Wiesemann G. , 1975Wiesemann G., et al . ,1978Williams H., Meyer-Abich H., 1953, 1954
7 l
MIEMBRO sl
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Wiesem/nn (1975: 561) introduce el término ydescribe (1978) launidadcomounasecuenciade piroclastitas ácidas, epiclastitas volcánicas, localmente efusivas básicas-intermedias;en parte con-temporánea con el miembro s2 y ubicado en la faja central al occidente de El Salvador (Fie.22).
En la región de Ahuachapán sector occidental de El Salvador, Seeger (en Dürr, 1960: 52-53)describe unas Tobas Aglomeráticas Jóvenes de color gris, constituidás por fragmentos oscuros angu-losos de material andesítico de 1 a 5 mm de tamaño en una toba fina de color gris poco compacta.Desde San Lorenzo hasta Tacuba, se observa en la parte inferior-media unos fragmentos de hasta2 cm de'pbmez de color azul-gris aplastados, y al oeste de Tacuba un horizonte duro de 20 m deespesor. La parte superior está constituida por fragmentos "porosos de vidrio volcánico negro y ma-terial efusivo compacto". El tamaño de los fragmentos fluctúa entre 5 y 80 cm de diámetro, los másgruesos cerca de Las Chinamas. El espesor total de la unidad es de 120-150 m; para la parte inferior-media no determina la procedencia del material, la superior establece el foco de erupción al noroestede Las Chinamas.
Williams & Meyer-Abich (1954: 108-109) mencionan en el Lago de Coatepeque coladas indivi-duales de lava de 6 a 30 m de espesor, escoriáceos y bloques sueltosen la parte superior e ínferior dela sección, de-nsos en la parte central; son predominantemente andesitas de piroxeno gscuro y basal-tos olivínicoi lcerro Mascarón) porfidíticos. Han sido observados también diques de basalto
"A lo largo del sur y sureste de la caldera existen corriente de basal-tos densos y laminares con olivino y andesitas basálticas ricas en cris.tobalita en sus vesículas; algunas otras se componen de andesitas dehiperstena y augita..."
p i roxénicooandési tasbasál t icasol iv ín icasde3aSmcleespesoraf lorandoenlapar teNyNOdelacaldera. La procedencia de estos materiales son varios focos de erupción actualmente hundidos en la
caldera.
Afloramientos en los alrededores del Volcán Tecapa (Qva) han sido datados por métodosPaleomagnéticos (Anónimo, l98l : 4-3) y establecida su edad en la Epoca negativa Matuyama (0.q3-
2.48m.a.).
REFERENCIAS CLAVES
Anónimo, 1981Seeger D., 1960Wiesemann G., 1960Wiesemann G., et al.,1978Williams H., Meyer-Abich H., 1954
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MEMBRO s2
Introducido por Wiesemann (1 975: 561), lo describe (1978) "o*o
una secuencia de rocas vol-cánicas básica-intermedias, piroclastitas subordinadas; contemporáneas en parte con los miembrosmás jóvenes s3'a, s3'b, s4, y afloran en la parte central a lo largo de1 país (Fig. 23).
En el sector occidental de El Salvador, (Sapper, 7925: 38) el Cer¡o Grande de Apaneca (Cer¡ode Apaneca) está constituido por basaltos;a314 km de Apaneca, elCerrito deApaneca, porlapilliy arena;" el Volcán de La Lagunita al norte de Apaneca y el Volcán de la Laguna Verde al NE delanterior (1925: 39) por andesitas.
"La roca es más bien andesita que basalto".
Stirton & Gealey (1949: 1736) las incluyó posteriormente en el Grupo del Volcán de SantaAna. Meyer-Abich (1956: 42-43) describe las rocas del Volcán LaLagtna Verde y el Cerro SanLázaro como andesitas de augita e hiperstena, hialopilíticas, porfidíticas con olivino ocasionalmen-te. Seeger (en Dürr, 1960: 48-57), posteriormente Seeger (1961: 68) y recientemente Jonsson(1970 l1) los definen como estratos volcanes, morfológicamente se refieren como Macizos Volcá-nicos al sector comprendido entre Apaneca, hacia e1 este y Chalchuapa. En el gupo volcánico delVolcán Laguna Verde reportan lavas negras duras, densas en lajas o porosas, o en bloques. Bergeat(1903: 130) como Sapper (1925: 41), Meyer-Abich (1953: 83), Wil l iams &Meyer-Abich (1954:lL7) y Meyer-Abich (1956: 44-46) reportan en el Volcán de Santa Ana, andesitas hipersténicaspriñcipalmente y basaltos olivínicos augíticos de textura variable. En la falda norte en el CantónPotrerillos y en el camino que conduce del anterior al Cerro Mascarón, está cubierto de lapilli com-puesto de vidrio café con pocos fenocristales de plagioclasa.
El Volcán Chingo, (Seeger en Dürr, 1960: 60) es contemporáneo con el Volcán de Santa Ana,y está en parte constituido por productos piroclásticos intercalados por depósitos lacustres del Pleis-toceno medio. Wilüams et al ( I 964: 29\ reportan basaltos de augita-olivino.
En el sector central, las unidades dominantes son el Volcán de San Salvador o Quezaltepequey el Volcán de San Vicente o Chichontepeque, los cuaies Stirton & Gealey incluyen (1949: 1735-1737) en la Faja Volcánica Costeña. Meyer-Abich (1956: 67-73) describe el Volcán de San Salvadorcomo un Estrato Volcán Compuesto, y efl el sector de Colón reporta una andesita piroxénica (Weyl,andesita labradorítica) laminar con plagioclas¿ de tipo labradorita, hiperstena, augita; la pasta eshialopilítica en parte pilotaxítica hasta casi holocristalina. Previamente Williams & Meyer-Abich(1953: S-t i) al igual que Stirton & Gealey (1949:1736) y Weyl (1955: 81) asumen que la TierraBlanca es producto de una erupción del Volcán de San Salvador, posteriormente sin embargo, Meyer-Abich (1956 76) la reubica en el Volcán de Ilopango. Schmidt-Thomé (1975:216) menciona doscoladas en San Salvador, las cuales son andesitas basálticas de grano fino o medio en forma de lajas,escoriáceo en la base y el techo. Fairbrothers, Carr & Mayfield (1978: 6-7) dividen la sección delavas en El Boquerón; Serie Superior ricas en hierro y Serie Inferior ricas en aluminio (1978: 8),separadas por una capa de ceniza de 100 m. Las lavas son grises a oscuras, porfidíticas, de tipo basal-tos pilotaxíticos, basaltos andesíticos y andesitas con fenocristales de plagioclasa (An 96 a An 53),augita, olivino y magnetita titanífera. Las lavas de la Serie Inferio¡ de acuerdo a su composiciónquímica son clasificados como basaltos y andesitas calco-alcalinas y los de Serie Superior son andesi-tas tolelticas. Las rocas de El Volcán de San Vicente, son descritas por Sapper Q1925: 56) comoandesitas, Weyl (195 5: 23) andesitas labradoríticas con hiperstena y Meyer.Abioh (1956: 8Q)como andesitas piroxénicas porfidíticas y pilotaxíticas. Los fenocristales son plagioclasa, augita
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e hiperstena, y la paita es hialopilítica. Mayfield (1978:6) las incluye en el grupo de lavas calco-
alcalinas. Williams ¿ M;"r-Abirt (tgs::6) asumen que cenizas dacíticas contemporáneas a la
Tierra Blanca proceden de una erupción de este.volcán, sin_embargo, posteriormente Meyer-Abich
& williams (1956: 64) descartan ese tipo de actividad en el Volcán de san vicente'
En el sector oriental, tres son las unidades que predomirian, el Grupo Volcánico de Tecapa-
Usulután-Berlín-Taburete, el Volcán de San Miguei o Chaparrastique y las Islas del Golfo de Fonse-
ca. Sapper (192s: 56-58, 60, 63) las describe ámo andesitas y basaltos' Stirton & Gealey (1949:
]l3|)incluyen los dos primeros en el Grupo Volcánico de san Miguel, y Meyer-Abich (1956: 81-
gO, 9+95) los define óo*o Estratos Volcanes. Una muestra en las cercanías de la fumarola El
Tronador en el Volcán Tecapa, es un basalto hipersténico (lvleyer-Abich' 19-53: 61)' Weyl (1955:
25) como basalto olivínico granular (Meyer-Abi"ir, 19S0', 90) en la pedrerasanNicolás' ElVolcán
de chinameca (Laguna seca El Pacayal, Wi.r"rnurrn et al, 1978) como andesita (sapper' 1925: 58)'
Datación paleomagnética en rocas volcánicas (Anónimo, 1981 : 4-3) del Volcán Tecapa (coladas
recientes ar sur ¿e u r"ugurra de Alegría, evr) han sido estabrecidos en la escala cronológica geomag-
nética como de la Epoca de Brunh.r toz¡b000 años). otras (Berlín) un poco más viejas (Qvsr),
entre las Epocas de Brunhes y Matuyama (730000 años)'
REFERENCIAS CLAVES
Anónimo, 1981Meyer-Abich, H., 1953Meyer-Abich, H., 1956Seeger, D., 1960Stirton R.A., GealeY, W. K., 1949Williams H., Meyer-Abich, H., 1954
76
MIEMBRO s3'a
Wiese-mann et al (1978) describen esté miembro, como una secuencia de piroclastitas ácidas yepiclastitas volcánicas (Tobas color café), en parte contemporáneas con los miembros s2 y s3'b.
En el sector occidental, Wil l iams &Meyer-Abich (1954: 110-112) y Meyer-Abich (1956:44)sugieren que estos materiales de tipo dacítico fueron acumulado. pr.uiu tu formación de la calderade Coatepeque (Maar doble de Sapper; 1913: 40, 1925: 4l).
"Poco antes del hundimiento de la caldera se verificaron erupcionesvoluminosas de cascajo de pómez y cenizas...,'
Al norte y noroeste del Lago de Coatepeque (Fig. 24)la secuencia es;la base lo compone ban-cos que exceden los 15 m de espesor constituidos por fragmentos de pómez y líticos de hasta 1 5 cm,y sobreyace una secuencia de cenizas dacíticas de un espesor superior a ios 30 m. Los bancos de cas-cajo de pómez yacen sobre unidades Pliocénicas; en el camino ala finca El Potosí, se encuentranintercalando ambas unidades unas cenizas finas blancas y estratificadas. En parte está estratificada,con algunas inte¡calaciones de capitas d,e ceniza blanca fina. Las partes gruesas son principalmentepómez y en menor proporciÓn fragmentos líticos de andesitas piroxénicas, andesiias basálticas ygranodiorita o diorita cuarzica en una matriz de pómez fina y cristales acumulados producto unalluvia de pómez intensa.
' "hemos encontrado (en el cascajo de pómez grueso {e la finca ElLimón) algunos fragmentos blancos, hasta 10 cm de diámetro, de unagranodiorita o diorita cuarzica muy rica en c;rraÍzo, con pocos minera-les de hornblenda, biotita y titanita (esfena);uno de estos fragmentosostentaba una transformación parcial de feldespato en vidrio. Estosfragmentos plutónicos, muy presumiblemente, están genéticamenterelacionados con el pómez dacítico y representan los equivalentesplutónicos lentamente congelados del mismo magma".
Los autores asumen que las capas de cenizas se acumularon en forma de corrientes de lodo olaha¡es. Meyer (1964) no está de acuerdo con Williams & Meyer-Abich y más bien sugiere unaacumulación eÓlica. Reconoce dos fuentes en esta sección, la más antigua que procede del VolcánEmpalizada (Estratos Empalizada, ,Fig. 25) la cual es sobreyacida por materiales (Estratos de Coate-peque, Fig. 26) procedentes de Coatepeque. Esta alavez subyace ala"tierrablanca" (s4). Diforen-_cia ambas unidades a partir de la proporción de minerales pesados, y supone rocas de tipo riolítico,-cuatzo-latitas y riodacitas para los Estratos de Coatepeque a partir de análisis químico.
Seeger (en Dürr, 1960: 55) describe en el sector de Ahuachapán las tobas de color café supe-riot, como una secuencia de tobas blandas y finas de color gris claro o rojizas inte¡caladas por horizontes de pómez grueso; en algunos lugares se observan impactos volcánicos. El espesor es.superiora los 150 m en las cercanías de Ataco (Concepción de Ataco) y disminuye al norte; sobreyace a unastobas fundidas (Tobas fundidasjóvenes). Jonsson (1970:10-l 1) incluye en esta unidad, una capa depómez ubicada en la base de la toba café superior mencionada por Meyer (1967), así como unascapas de pómez sobre las tobas de color café. Están constituidos por fragmentos gruesos e.n la base yfinos en el techo. El espesor es de 30 m y el centro de erupción 1o ubica en el Volcán Empalizada,en las cercanías de Concepción de Ataco.
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schmidt-Thomé (1g75: 215-216) en las cercanías del volcán de san Saivador (BoquerÓn)
reporta las tobas de color café, constituidas porpiroclastitas y epiclastitas con capas de escoria negra
intercaladas, y capas de suelos desarrollados en iliferentes horizontes' El espesor es de unos 25 m'
En el área del Volcán Tecapa (Anónimo, 1981: 3) una secuencia (Qvp) de materiales piroclásti-
cos, que incluyen fragmentos de pómez, tobas e ignimbritas de composición intermedia a ácida;
constituyen la base dei volcán Tecapa. A1 sur de santiago de María. tobas fundidas (tvt) y otros rna-
teriales volcánicos ácidos-intermedios han sido observados y la probable procedencia de éstos es un
volóan en las cercanías de California. Datación paleomagnética establece dentro de la escala cronoló-
gica una edad correlacionable con el evento de Olduvai (l '67-l'87 m'a'), o cercana a la época de
Gauss (poco antes de 2.48 m.a.). Según Anónimo (1931) esta unidad podría ser cÓntemporánea o
anterior al miembro s1 (eva). Debería entonces ser reconsidetadala extensión vertical establecida
por wiesemann et a1 (1978) para esta unidad (Fie.6X. Esta edad contrasta con los 10000-45000
años asumida por Meyer (1g6+: 243) pa:fa los "Estratos de coatepeque". Es la última, la parte más
joven de la unidad, mientras que 1a otra, el1ímite inferior? De acuerdo a ambos datos, es la sección
oriental mucho más vieja que el sector occidental?
Tomando en consideración su ubicación estratigráfica así como otros valores geocronológicos,
considero la edad 10000-45000 años establecida por Meyer, la más aproximada.
ESTFTATOS EMPALIZADA
Fig. 25.- SECCION ESTRATIGRAFICA DE LOS "ESTRATOS EMPALIZADA" AL NORTE
DELAC|UDADDEAHUAGHAPAN(SEGUNMEYER,1964 } .
REFERENCIAS CLAVES
A¡ónimo, 1981Dürr F., 1960Meyer-Abich H., 1956Williams H., Meyer-Abich H., 1954
79
MIEMBRO s3'b
1 ;
.:]Wiesemann et al (1978) describen el miembro como una unidad constituida por efusivas ácidas,
en parte contemporáneas con los miembros s2, s3'a, s4 y s5'a. Los afloramientos están ubicados endos sectores, en el Lago de Coatepeque y en el Lago de Ilopango (Fie.27). Sapper (1925: 42) men-ciona dos colinas al SSO del Lago Coatepeque constituidos por pómez y obsidiana negra con feldes-pato; probablemente se refiere a los Cerros Pacho (Pedregal) y Afate (Apale). Williams & Meyer-
"La última fase de u.iiui¿ud en la caldera consistió en la formaciÓnde varias cúpulas de lava, siendo las más prominentes de ellas las trescúpulas rio-dacitas en la esquina suroeste del lago."
Abich (1954: t14) y posteriormente Meyer-Abich (1956: 44), describen el Cerro Pacho como unacúpula de obsidiana y riodacita, más joven que el Cerro Guacamayero (Wiesemann et al, 1978,in'cluyen el último en el miembro s5'b). La cúpula norte de Los Anteojos está cubierta por bloques delava riodacítica y consiste en un vidrio friable y vesicular con pequeños y escasos cristales de plagio-
"La lava de este cerro varía de una roca vítrea gris de carácter de pó-mez (esponjosa y liviana) hasta una obsidiana densa, quebradiza y ne-gra. La roca gris expuesta en el camino a la par del lago es tentativa-mente una dacita de biotita... como fenocristales... notamos esencial-mente plagioclasa y biotita, hay además un poco de hornblenda..."
clasa, hornblenda y piroxenos. El Cerro Grande o Isla de la Cabra (Isla del Certo, Wiesemann et al,7978) es una cúpula dacítica o riodacítica cuyas lavas y vidrio fluidal devitrificado, presentan feno-oristales de plagioclasa, biotita, hornblenda y piroxenos.
En ei sector del Lago de llopango, Williams & Meyer-Abich (1953:7) y Meyer-Abich (1956:76) sugieren que la extrusión de las cúpulas de lava, ubicadas en la Isla de Los Patos, Cer¡o losMicos, al este de Apulo, isla frente la península El Cocal y las Islas Quemadas ocurrieron posterior-mente al tercer hundimiento de depresión de Ilopango (Wiesemann et ai 1978, considera algunos deestas extrusiones más antiguas, miembro c2) en el período que se acumuló las tobas ácidas delmiembro s4. Las Islas Quemadas (volcán de tierra y volcán de piedra, Sapper, 1925: 55) o Cerros
Quemados, (Williams & Meyer-Abich, 1953: 8 y Wiesemann et a7, 1978) son descritas como andesi-tas de pómez por Cohen (1881 :205-206), andesitas de hornblenda y piroxenos por Hague e Iddings(1886: 31) y Sappet (1925: 55), y dacita vítrea hornbléndica con inclusiones ricas en olivino porWiiliams & Meyer-Abich (1953: 8). Weyl (1955:21) a base de análisis químico, como una dacita dehornblenda e hiperstena y Mayfield (1978: 9) como dacitas calco-alcalinas. De acuerdo a Goodyear(1880) Rockstroh (1880), Montessus de Ballore (1880, 1884: L27-L65) el evento inició en diciem-bre de L879 y culminó con la extrusión de la cúpula de lava en los primeros meses de 1880. Williams& Iv{eyer-Abich (1955: 39-40) lo describen como un domo de tipo Peleano, cuya extrusión ocurriÓen seis períodos (Golombek & Carr, 197 8: 299-307).
REFERENCIAS CLAVES
Meyer-Abich, M., 1956Weyl R., 1955Williams H., Meysr-Abich, H., 1954, 1955
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ISECCION E$TR.ATIGRAFICA DE
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CASCAJO DE POMEZCON EIOTITA
CENIZAS POMEZOSAS
CENIZAS POMEZOSASCON LAPILLI
CENIZAS POMEZOSAS CONLAPILLI Y BIOTITA
CENIZAS POMEZOSASESTFIATI F ICACION CFTUZADA
CENIZAS POMEZOSASPARCIALMENTE FUNDIDAS
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MIEMBRO s4
Introducido por Wiesemann (1 975: 561), 1o,áefine posteriormente (1978) como una secuenciade piroclastitas ácidas y epiclastitas volcánicas subordinadas, localmente efusivas ácidas (s3'b). Es enparte contemporáneo con los miembros s2, s3'b, s5'a, s5'c, nombrado informalmente Tierra Blancapor Wil l iams & Meyer-Abich (1953: 5-6), Weyl (1955: 81) y no incluye las tobas ácidas subyacentes(miembro cl). Equivale a la Serie Superior de los Estratos de San Salvador(Dürr&Klinge; l96Oa,1960b).
Stirton & Gealey (1949: 1737) mencionan la secuencia en las Llanuras Volcánicas del Area delValle Central Interior y la sección está constituida por tqbas pomezosas y brechas. Tanto los autorescomo Wil l iams & Meyer-Abich (1953: 5-6, 1955: 33) asumen que este materialfueproducto dela
"the tuffs appear to be the peripheral deposits produced by the youth-fu1 volcanic belt an are probably late Pleistocene".
actividad del Volcán de San Salvador, guardando estrecha relación con los eventos volcano-tectóni-cos del Lago de Ilopango. Posteriormente Meyer-Abich (1956: 76) reubica el evento en la depresiónde Ilopango, durante el tercer y último hundimíento (Fig. 28).
El espesor es superior a los 50 m en las cercanías del Lago de ilopango (Schmidt-Thomé, 1975:216) y se reduce a 4 rn en la Ciudad de San Salvador;los fragmentos de pómez alcanzan tamaños de25 a30 cm (Baxter,1979: l2), xenoli tos son frecuentes.
De acuerdo Steen Mclntyre (Comunicación Verbal) los espesores predominantes son hacia elnoreste y este del Lago de Ilopango, sugiriendo vientos en esas direcciones. Williams & Meyer-Abich( 1 953 : 6) reportan por 1o menos 5 capas de cenizas y pómez', rnientras que la anterior reconoce dosmiembros, a saber; el inferior, en la base una capa basal de lapilli pumítico y cenua gruesa vidriosade 40 cm que decrece al alejarse del Lago Ilopango (Meyer-Abich, 1956:76, reportauna capita de1 a 5 cm de arena de pómez sobre un horizonte de descomposición de pómez más antiguo), seguidopor una ceniza vidriosa fina a gruesa de tono ligeramente oscuro de un espesor de 6 m. La parte su-perior está constituida por una ceniza vidriosa fina a gruesa de tono ligeramente oscuro de 9 m deespesor, separado de la parte inferior por una capita de cristales bien clasificados y ceniza fina, o porun plano de partición de lapilli acrecionario o fragmentos de pómez. Baxter (1979: 13, 1980:62) sugiere que ei foco de erupción estuvo en el lado norte del Lago de Iiopango a unos 800 m aloeste de portón de acceso al Club Salvadoreño. De acuerdo a Weyl (1955: 86) el principal constitu-yente es vidrio, además de plagioclasas frescas (An 35 -An 55), hornblenda verde ocasionalmentehornblenda café, hiperstena, clinaugita, magnetita; entre los minerales accesorios biotita, enstatita,titanita, zkcón, epidota y granate. Clasifica las capas de pómez a partir de análisis químicos comoprocedentes de un magma cuarzo-diorítico hasta leuco-cuarzo-diorítico. Según Sheets (1976:9), laserupciones acontecieron en un período corto de tiempo, entre 1 D.C.-300 D.C. según evidenciasarqueológicas, datación geológica (Weber, en Sheets) con C14 lo ubica aproximadamente en el mis-mo período, en el año 260 D.C. 1 85.
REFERENCIAS CLAYES
Baxter S., 1979, 1980Meyer-Abich H., 1956Sheets, P.D., 1978WeylR. , 1955Williams H., Meyer-Abich H., 1953, 1955
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Introducido por Wiesemann et al (1978),1o definen como una secuencia de efusivas básicas-intermedias, contemporáneas en parte con los miembros s3'b, s4, s5'b, s5'c. La sección fue previa-
mente incluida por Wiesemann (1975: 561) en la unidad s5 y aflora principalmente en e1 sector
occidental y oriental, a 1o largo de la faja central del país (Fie.29).
En el noroccidente de El Salvador, Sapper (1925: 71,77) reporta unos basaltos en el Vo1cán
San Diego (montaña de San Diego, Wiesemann et al, 1978) cuya actividad se ha desarrollado en varias
fases. Anónimo (1958: IX-6-IX-7) menciona de por lo menos 5 coladas de lava diferentes al sur del
volóan, y en cada colada reconocen 4 zonas verticales. El espesor total es de 70 m aproximadamen-
te. Al noroeste, en Ostua, Stirton & Gealey (1949: 1738) mencionan lavasrecientes. En elárea del
"a scoriaceous zone at the top, a vesicular zone, a dense zone, andthin slaggy zone at the base. The contacts between the upper three
zones are gradational but the contact between the dense basalt andthe slaggy basalt beneath, is usually shatp."
Lago de Coatepeque, los autores incluyen el Cerro El Aguila, San Marcelino (lava Teixcal), Cerro
Chino, Cerro Los Naranjos y el Volcán de Izalco en el grupp del Volcán de Santa Ana. A1 este del
"Estremely fresh ropy scoriaceous lavas obsewed on Hacienda
Ostua". . .
Cerro El Retiro, y a 1o largo de unas rupturas paralelas mencionan coladas de lava de tipo basaltoolivínico de color gris claro eyectados, de unos conos de escorias y cráteres de explosicón (s5'b).*
El Cerro El Chino presenta en la base sur una colada de basalto olivínico de aproximadamente l0km de extensión que se extiende hacia el sur (1 954: I I 8) y cuya edad es de pocos cientos de años.Del pie norte y noroeste del Volcán San Marcelino fue expelida una colada de lava denominada Lava
'Teixcal el cual se ext iende 12 km al este; la erupción según Seebach (1892: I52) fue en el SigloXVII , Barberena (ci tado por Lardé, 1923:69) en 1,722.La lava es de composición, según Bergeat(1903: 130) una andesita piroxénica similar a un basalto, Sapper (1925: 42) andesitas de piroxeno
y basaltos de feldespato, Weyl (1955: 17) andesita labradorítica y Williams & Meyer-Abich (1954:
1 1 8-1 1 9) un basalto olivínico-augítico con grandes y abundantes fenocristales de plagioclasa en unapasta de vidrio oscuro.
El Volcán de Izalco. es definido como un Estrato Volcán de actividad Stromboliana (Williams
& Meyer-Abich, 1954: 119), cuyo nacimiento es discutido por Squier (1850), Dunlop (1846),
Wagner (1862), Sherzer (1864: 111-112), Montessus de Bal lore (1884:37-41), Barberena (ci tado
por Lardé, 1923:69) y Sapper (L926:232),y establecido en el año de t770 aproximadamente. Deacuerdo a la composición mineral, Hague e Iddings (1884: 27,37) clasifica la lava de 1881 como unbasalto con feldespatos de 2 mm de longitud, Bergeat (1903: I29) la lava de 1902 como un basaltofeldespático con augita débilmente pleocroica y bitownita con inclusiones, Williams & Meyer-Abich(1954: 119-120), Weyl (1955: 17-18) como basalto olivínico augítico, y posiblemente andesitasba-sálticas con fenocristales de labradorita-bytownita, augrta verde diopsídicay olivino en una pasta devidrio oscuro.
* La ubicación del Cerro Chino, en el costado suroeste del Lago de Coatepeque, difiere con la de Wiesemann et al (1978). El último'
1o ubica en el Cer¡o Astillero (Williams & Meyer-Abich, L954; Meyer-Abich, 1956: 4'1 ,63), para efectos de este trabajo, la ubica'
ción dei Cer¡o Chino es la indicada por Willliams & Meye¡-Abich (1954).
86i
En el sector central de El Salvador, la colada de lava de 1659 al NE delVolcán de San Salva-dor, es de tipo basáltica (Sapper, 1925: 52-53).-
. ,' En el sector de oriente, Meyer-Abich,(1956: 83-90) describe.la colada del año 1844 del Volcán
de San Miguel como un basalto andesítico;Hague e Iddings (1886: 27,31),1as coladas de lava de laerupción del año 1884 como basaltos.
REFERENCIAS CLAVES
Anónimo, 1958Meyer-Abich H., 1956Stirton R. A., Gealey W. K., 1949Wiesemann G., et al,1978Williams H., Meyer-Abich H., 1954, 1955
gal
MIEMBRO s5'b
Wiesemann et al (1978) introduce el miembro y lo describe como una acumulación de escorias,
tobas de lapilli y cinder. Es en parte, tiempo equivalente a 1os miembros s5'a y s5'c. Wiesemann
(1975: 561) previamente 1o incluye en el miembro s5.
En el noroccidente de (Fig. 30) El Salvador, Sapper (1915:71,77) reporta en el Volcán de San
Diego, Basaltos; posteriormente Stirton y Gealey (1949: 1738), material piroclástico en elárea del
,'Después se hizo el cono actual y en una fase nueva se trasladó el
centro de erupción un poco hacia el s.8., de manela que resultó el
actual cráter prilcipal".
Lago de Güija.
"The Güija volcanics with additional minor volumes of basaltic piro-
clastics. "
En el Lago de Coatepeque, Williams & Meyer-Abich (1954: 114) definen el Cerro Guacamaye-
ro como un cono de lapilli y los fragmentos ayectados de tipo basáltico con iddingsita. De acuerdo a
los autores este cono es de mayor edad que el contiguo Cerro Pacho (s3'b).
Ligeramente a1 norte del volcán de Santa Ana (Williams & Meyer-Abich, 1954: 116) se encuen-
tra un grupo de cráteres y conos de escorias como el Cerro El Retiro que siguen un sistema de ruptu-
ras N15oO, algunos como la Laguna de Cuscachapa son pitcrater. Al sur delVolcánde SantaAna,(Williams & Meyer-Abich, 1954: 117-120) se observan conos parásitos, como el Cer¡o Verde, los
Cerrros Cangrejo y Astillero, los Cerros Chino y San Marcelino, los cuales siguen un sistema de
fallas. La falla SG.NE une el Cerro Chino y el Cerro San Ma¡celino y otra de rumbo NO une los
Cerros Chino, Cangrejo y el Cerro Verde. Los Cerros Chino y San Marcelino son conos compuestos
de escorias finas basálticas, con numerosas bombas torcidas y aplastadas hasta de 1 m de diámetro.
El Volcán lzalco es descrito por Williams & Meyer-Abich (1954: 119) y Meyer-Abich (1956: 49) co-
mo un estrato voicán.
"Se ha observado |a producción alternativa de escorias y cenizas por
un lado, por otro de Lavas basá1ticas,... encontrándose las lavas pre-
dominantemente alrededor del pie del volcán, mientras que el propio
cono consiste esencialmente de materias sueltas."
Meyer-Abich (1956: 67) menciona en los alrededores delVolcán de San Salvadorun grupo de
conos de escorias, que están ajustados a lo largo de fracturas de rumbo NGSE y NNO-SSE. En el
primero están aliieados cráteres y bocas siendo elmás importante El Playón (Sapper, 1925: 52-53).
El segundo sistema de fallas pasa por el cráter del Boquerón, en el cuai se encuentra un pequeño cono
de escorias de la erupción de I9I7, y continúa al cráter de explosión Puerta de La Laguna, consti-
tuido también por escorias (Schmidt-Thomé, I975: 215). La composición de las rocas del Picacho,
es andesítica, porfidítica hialopilítica con fenocristales de plagioclasa. El cono de escorias en el
Boquerón son andesitas con fenocristales de labradorita, oüvino y augita. En las cercanías de
Quezaltepeque, está el cono de escorias y lapilli basáltico, El Cerrito, el cual Sapper (1923: 49,
1925:52) denominó El Realenco o Volcán Chiquito.
88
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En oriente, Meyer-Abich (L952:4) menciona el Volcán Limbo, al oeste de la Ciudad de SanMiguel, constituido por lapilli, siendo un cono adventicio del Volcán de Chinameca.
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MIEMBRO sS'c
'iWiesemann et al (1978) definen el miembib como una secuencia v.olcánica constituida principal-
mente por'cenizas y tobas de lapi1li, en parte contemporánea con los miembros s3'b, s4, s5'a, s5'b.Previamente Wieseman n (I97 5: 561) 1o incluye en el miembro s5.
Williams & Meyer-Abich (1954: lL9-120) reportan unas cenizas en Las Brumasi(Fig. 31) que
consisten en gran medida de cristales menores de 0.5 mm de diiámetro y el contenido de vidriobasálticobajo;fuedepositadopornubeardi9nte...(Meyér.Abich.,L956:4).
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Son depósitos sedimentarios del cuaternario constituidos principalmente por secciones con in-tercalaciones de rocas piroclásticas, depósitos de estuario, barras costeras, depÓsitos coluviales, co-nos de deyección y suelos afinoor. Están ubicados a lo largo de la línea de costa (costa de construc-ción) en sectores recién emergidos como Tazona de la Bahía de Jiquilisco, el Golfo de Fonseca; a lolargo del Río Lempa, y en depresiones como el sector de la Laguna de Olomega, y en la LagpnaCiega de Zapotitán (Fig. 32).
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