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Secuencias Estratigráficas del Berriasiano-Aptiano en la Cuenca de Sabinas: su

significado en el entendimiento de la evolución geológica del Noreste Mexicano.

Samuel Eguiluz de Antuñano.

Geólogo Consultor

197 Levenshulme, Manchester, M19 2AE, U.K.

seguiluz662@gmail.com

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RESUMEN

Columnas estratigráficas en la Cuenca de Sabinas indican que la sucesión de capas entre el

Berriasiano – Aptiano no fue continua, se identifican tres discordancias mayores como límites

de secuencia de segundo orden, vinculados respectivamente con tractos transgresivos,

regresivos y estadías de inundación. El análisis estratigráfico de otras localidades del noreste

de México observadas en la Cuenca de Chihuahua, en la margen sur de la paleoisla de

Coahuila y margen occidental de la Isla de San Carlos, en el área de Huizachal y en el

subsuelo de la Cuenca de Tampico, tienen correlación con las secuencias de la Cuenca de

Sabinas. Con base en su posición estratigráfica los límites de secuencia e intervalos de

inundación pueden correlacionarse con cambios relativos del nivel marino de escala global

propuestos en trabajos anteriores y posiblemente, en donde la tectónica local posiblemente

está subordinada a cambios relativos del nivel del mar de escala mayor.

ABTRACT

Stratigraphic sections in the Sabinas Basin, northeast of Mexico, shown three second-order

sequence boundaries between the Berriasian – Aptian age strata successions, each one of them

are related with a transgressive-regressive tracts, and include a maximum flood surface. From

Chihuahua to Tampico basins there are transgressive-regressive tracts placed in the same age

that are correlative to the Sabinas sections. The sequences boundaries may have a subordinate

tectonic component, but the sequence analysis considerate to be main related to global

eustatic sea level changes mentioned by before authors.

Palabras clave: secuencias estratigráficas, Cuenca de Sabinas, oeste del Golfo de México.

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Introducción.

Sloss et al. (1949) utilizaron el término de “secuencia” (Grabau, 1913), para referir una

sucesión de estratos limitados por discordancias subaéreas. Sloss (1963) señaló la importancia

que representan las discordancias como límites de secuencia y su relación con el control

tectónico. Vail y colaboradores (1977) introdujeron el concepto de estratigrafía sísmica ligada

a cambios eustáticos globales, considerando que los cambios del nivel del mar son la causa

que origina ciclos de depósito y genera secuencias. Con el estudio de registro de pozos y

afloramientos Posamentier et al., (1988) y Van Wagoner et al. (1990), incluyeron a las

secuencias estratigráficas dentro de la estratigrafía sísmica. En el concepto de estratigrafía

sísmica los cambios de impedancia vertical y lateral reflejan geometrías de los depósitos

sedimentarios, estas señales son interpretadas como discordancias, conformidades

correlativas, acomodo de tractos o sistemas de depósito. El modelo ciclo-estratigráfico

excluye a la tectónica como causal en el control de secuencias, en controversia con el modelo

tectonoestratigráfico (Winter, 1984), que considera a la deformación como la causa de estas

variaciones en los sistemas de depósito. El análisis de secuencias estratigráficas es un avance

en el entendimiento geológico de una cuenca y se requiere integrar los datos para considerar

los factores tectónicos, eustáticos, climáticos, o la combinación de ellos, que pudieron actuar

durante su evolución. Este trabajo describe las variaciones litológicas de tres secuencias

sedimentarias, limitadas por discordancias regionales que ocurren en la Cuenca de Sabinas y

se analizan las posibles causas que las pudieron ocasionar, como un avance para comprender

la estratigrafía de otras áreas del noreste de México, vinculadas en un contexto global.

Este trabajo tiene como antecedentes la sucesión de litofacies elaborada para la Cuenca de

Sabinas (Eguiluz, 2001) y la evaluación del riesgo geológico en el análisis de “plays”

(Eguiluz, 2007), se apoya en conceptos recientes sobre estratigrafía de secuencias (Catuneanu,

2002, 2007; Walter y James, 1992, Mancini et al, 2008), para interpretar la integración de

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datos que muestran las características de depósito de terrígenos y de carbonatos, de acuerdo a

su posición relativa dentro de la cuenca, en la que se reconocen transgresiones y regresiones,

en sistemas de depósitos llamados tractos, que pudieron ser provocadas por varias causas que

se analizarán en este trabajo.

La Cuenca de Sabinas se originó como una fosa de tipo rift, limitada por bloques

paleotectónicos y paleogeográficos, el Bloque de Coahuila al suroeste y de Tamaulipas al

noreste. Durante el Berriasiano – Aptiano esta cuenca se extendió longitudinalmente al

noroeste y se comunicó con la Cuenca de Chihuahua, mientras que al sureste se extendió

hacia el ancestral Golfo de México. La Cuenca de Sabinas tuvo subsidencia tectónica y creó

el espacio para acumular sedimentos erosionados de los bloques paleogeográficos. En el

intervalo de edad señalada, en la Cuenca de Sabinas se formó una plataforma de tipo rampa

(Ahrn, 1973), con variación de litofacies predominantemente silícicas en sus márgenes

noreste y suroeste, mientras que en su parte central predominaron carbonatos y evaporitas. El

depósito de litofacies evaporíticas y carbonatos lagunares fueron favorecidos por el

emplazamiento de montículos orgánicos (Murillo y Dorobek, 2003), que limitaron la

circulación de agua marina de salinidad normal y favorecieron la creación del Sistema

Sedimentario Cupido (Alfonso, 1978; Márquez, 1979). Los bloques paleogeográficos

emergidos aportaron detritus y en sus márgenes quedaron evidencias claras de regresiones y

transgresiones, mientras que en la parte axial de la cuenca, en el registro litológico hay

sucesión de estratos que sugieren esas regresiones y transgresiones, éstas se reconocen por

cambios de litofacies en columnas estratigráficas que pueden correlacionarse regionalmente

(Figura 1). Para el Aptiano desaparecieron esas condiciones y una transgresión mayor, cubrió

con sedimentos marinos a los bloques de Coahuila y de Tamaulipas.

La estratigrafía del intervalo de edad señalado, está constituida de la base a la cima por las

formaciones Menchaca, Barril Viejo, Padilla y La Mula (Imlay, 1940), así como La Virgen

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(Humprhey y Díaz, 2003), Cupido-Cupidito (Imlay, 1936; Wilson y Pialli, 1977) y La Peña

(Humprhey, 1949). Cupidito es una unidad informal propuesta por Wilson y Pialli (1977),

para referir a estratos de carbonatos, depositados en una plataforma de ambiente lagunar, que

sobreyace a una discordancia paralela regional y subyace a la Formación La Peña. En la

Cuenca de Sabinas esta discordancia separa a las formaciones La Virgen de Cupidito,

mientras que en áreas en donde no se reconoce a la Formación La Virgen, la Caliza Cupido y

Cupidito sólo se pueden separar cuando se identifica a la discordancia regional, en donde la

unidad Cupido subyace a la Cupidito (Tabla 1), como ocurre en el borde del Sistema

Sedimentario Cupido (Alfonso, 1978; Márquez, 1979).

Las unidades estratigráficas citadas cambian lateralmente a las formaciones San Marcos

(Imlay, 1940) y Hosston, marginales a la cuenca. La Formación San Marcos, en la localidad

del mismo nombre, se ha subdividido en capas Las Palomas, Sierra El Granizo y Tanque

Cuatro Palmas (McKee et al., 1990), de edad Jurásico Superior, mientras que en Potrero

Colorado se considera que afloran la parte superior de las Capas Tanque Cuatro Palmas y las

Eolianitas Colorado de la edad referida. Las rocas que sobreyacen a sedimentos jurásicos y

subyacen a la caliza Cupido – Cupidito, en esas localidades, se les da el nombre de Formación

San Marcos. Esta formación tienen extensión lateral echado abajo de la cuenca, se interdigita

con la unidad Menchaca y se designa como Arcosa Patula (Imlay, 1938).

Las formaciones descritas para la Cuenca de Sabinas cambian de litofacies y ambientes a

otras localidades (Tabla 1), para correlacionarse con las formaciones Taraises (Imlay, 1936),

Tamaulipas Inferior (Muir, 1936), La Carbonera (Imlay, 1940; Eguiluz, 1990 b), Navarrete

(Haenggi, 1966), Las Vigas y Cuchillo (Burrows, 1910).

Los primeros trabajos estratigráficos (Burrows, 1910; Böse, 1923; Burckhardt, 1930; Imlay,

1936, 1937, Humprhrey, 1949, Humphrey y Díaz, 2003) identificaron diferencias litológicas

significativas entre las sucesiones estratigráficas del Berriasiano – Aptiano y opinaron que

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hubo transgresiones y regresiones, originadas por condiciones climáticas o efectos tectónicos.

Trabajos recientes (Ortuño, 1985; Goldhammer, 1999; Adatte, et al., 2001) han integrado la

información estratigráfica del noreste de México en un entorno de secuencias estratigráficas

globales, asumiendo que estas secuencias se correlacionan en tiempo con los ciclos eustáticos

propuestos por Vail y colaboradores (1977).

Las dificultades para establecer secuencias estratigráficas en el intervalo Berriasiano –

Aptiano en el noreste de México radican en varios aspectos: (1) la escasa información

litoestratigráfica sobre discordancias, hiatus o conformidades correlativas. (2) la limitada

información bioestratigráfica de resolución apropiada para ubicar límites de secuencias, zonas

de inundación y tractos transgresivos y regresivos. (3) limitada biozonificación actualizada

para establecer correlaciones globales. (4) limitados datos radiométricos que permitan asignar

edades absolutas y su correlación con cambios eustáticos y efectos tectónicos globales.

Aunado a lo anterior, las diferentes escalas geocronológicas usadas varían entre sí y dificultan

comprender la correlación en edad de las secuencias estratigráficas.

Este trabajo no está exento de algunas limitaciones señaladas en el párrafo anterior, sin

embargo, por medio de la correlación de secciones estratigráficas de superficie y pozos,

apoyada con datos y observaciones en afloramientos, registros geofísicos y sísmica, así como

la integración de litofacies, biofacies, geoquímica e isotopía de trabajos previos, se pretende

establecer un avance sobre el conocimiento de secuencias estratigráficas en esta región del

país, y de ser posible integrar a México en un contexto global (Tabla 1), con apoyo en la

escala de tiempo geológico propuesta por la Comisión Internacional sobre Estratigrafía

(Gradstein et al., 2004).

Métodos.

Los métodos usados en este trabajo fueron observaciones de afloramientos, datos de pozos,

sísmica bidimensional (2D), e integración de datos. Las propiedades de los registros de Rayos

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Gama (RG), Densidad (RHOBE) y Neutrón (NPHI), permiten identificar diferentes tipos de

rocas. El registro RG es útil para considerar la presencia o ausencia de arcillas en la roca. El

registro NPHI favorece identificar carbonatos, mientras que el registro RHOBE reconoce a las

capas de anhidrita en función de su mayor densidad relativa. Algunos pozos tienen curvas de

registros limitados, otros pozos no tienen registros, pero en todos los pozos los datos

litológicos provienen de cortes de roca originados por la barrena. En la localidad Virgen la

columna es compuestas con datos de superficie y del pozo. En todos los casos los registros no

están normalizados y tienen irregularidad en su lectura, originado por diferentes razones, lo

que provoca dificultad para interpretar un intervalo en particular, mas no es limitativa para

interpretar variaciones litológicas en lo general. La combinación de estas herramientas,

núcleos de pozos y las muestras de corte de roca obtenidas de los pozos, dieron el control

bioestratigráfico mediante el estudio de foraminíferos, tintínidos y nannoplacton, estos grupos

proporcionaron la información litoestratigráfica del subsuelo tomada de reportes inéditos de

Petróleos Mexicanos (PEMEX).

Con verificaciones de campo para este trabajo se obtuvieron muestras y observaciones

estratigráficas, que permitieron reconocer límites de secuencias, representadas por

discordancias y conformidades correlativas, así como los tractos transgresivos y regresivos

bajo el concepto de análisis de secuencias (Catuneanu, 2007). La correlación de columnas de

superficie y columnas de pozos con apoyo de sísmica bidimensional (2D), sustentan este

análisis.

Las secciones muestran la correlación de unidades y la interpretación de tractos de secuencias

realizados en este trabajo (figuras 2, 3, 4 y 5), se incluyen los contactos estratigráficos de las

formaciones y el apoyo paleontológico que permite asignar la edad relativa a estas unidades.

Para realizar el análisis de secuencias de este trabajo se tomó como referencia inferior el

límite Jurásico – Cretácico, controlado en su base por la desaparición de amonitas del Jurásico

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(Cantú, 1999) y del género Crassicollaria sp. (Remane, 1997), mientras que el límite superior

de referencia es el depósito de la Formación La Peña, con la presencia de amonitas del

Aptiano Inferior (Barragán y Méndez, 2005) y aparición de Nannoconus truitti Bronnimann,

N. elongatus, Bronnimann, N. minutus Bronniman y Globigerinelloides ferreolensis.

Regionalmente el límite litoestratigráfico inferior (Formación La Casita), es diacrónico

(Addate 2001, Cantú, 1999), mientras que el límite litoestratigráfico superior (Formación La

Peña), se considera sincrónico.

Publicaciones previas sobre amonitas (Imlay, 1936, 1938, 1940; Humphrey y Díaz, 2003;

Cantú, 1976, 2001; Contreras, 1977; Barragán y Méndez, 2005), integradas con la

información señalada anteriormente, permitieron ubicar en superficie la edad de los tractos,

así como la de sus límites y ubicar a estos en el entorno global, considerando su correlación

en edad con la escala de tiempo geológico propuesta por la Comisión Internacional sobre

Estratigrafía (Gradstein et al., 2004). Datos publicados sobre isotopía, geoquímica y

paleomagnetismo (Maldovanyi y Lohmann, 1984; Addate et al., 2001; Murillo y Dorobek,

2003; González et al., 2008) apoyan la interpretación de los tractos propuestos.

Las secuencias que se proponen para la Cuenca de Sabinas en el intervalo Berriasiano –

Aptiano, de manera preliminar, se extrapolan a otras localidades del noreste de México, en

donde parece existir congruencia para sustentarlas.

Secciones estratigráficas.

La Figura 1 muestra la ubicación de cuatro secciones de correlación estratigráfica ubicadas en

la Cuenca de Sabinas. Las secciones 1 – 1´, 2 – 2´ y 3 – 3´ (figuras 2, 3 y 4), son transversales

a la cuenca, mientras que la sección 4 – 4´ (Figura 5) es longitudinal, en la parte axial de la

misma.

En el intervalo Berriasiano – Aptiano de la Cuenca de Sabinas este trabajo reconoce tres

discordancias mayores, con sus respectivas concordancias correlativas, que delimitan a su vez

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a tres secuencias estratigráficas. Un límite está en el tercio inferior de la Formación

Menchaca, marcado por el cambio litológico entre litofacies y biofacies pelágicas de edad

Berriasiano, que subyacen a depósitos terrígenos. El siguiente límite está representado por la

sustitución de carbonatos de la Formación Padilla, que subyace a terrígenos de la Formación

La Mula, preliminarmente situados en el Hauteriviano. El tercer límite se presenta como una

superficie discordante paralela, que ocurre entre las formaciones La Virgen o Cupido y la

informalmente definida formación Cupidito (Wilson y Pialli, 1977), posiblemente situada en

la base del Aptiano Inferior (Tabla 1).

Cada límite de secuencia tiene evidencia física en afloramientos, mientras que en registro de

pozos y sísmica el conjunto de datos litológicos, paleontológicos o geofísicos sustentan su

interpretación.

Límite de secuencia A (SB A)

En las localidades de San Marcos, Menchaca, Obayos y Huasteca (figuras, 3 y 4) aflora una

sucesión de estratos con fósiles marinos jurásicos, que gradúan hacia litofacies someras,

granocrecientes, estas sucesiones de estratos culminan con conglomerados o areniscas. La

desaparición de fósiles marinos jurásicos y la presencia de terrígenos litorales gruesos marcan

una regresión. En Obayos y Menchaca se observa que las capas de edad Jurásico, pasan en

transición a estratos de caliza con amonitas Neocomites densestriatus Burckhardt,

Subthurmania sp, Spiticeras uhligi Burckhardt, S. binodum, (Burckhardt, 1930, Humphrey y

Díaz, 2003) y microfósiles Calpionella alpina, Calpionella elliptica con ausencia de

Crassicollaria sp., de edad Berriasiano, lo que indica que los estratos de siliciclástos

superiores, sobreyacen cuando menos, a una parte con rocas de edad Berriasiano.

Puerto Colorado (Figura 2) es la exposición de litofacies más externa de la Cuenca de

Sabinas, en esta columna se utilizó el artificio de agrupar a las Eolanitas Colorado y las Capas

Tanque Cuatro Palmas, separándolas del resto de los estratos que subyacen a la Formación La

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Peña. Se considera que existe un intervalo de erosión o no depósito en esta columna,

postulado por que la Formación San Marcos y las Eoleanitas de Puerto Colorado, tienen

firmas de posiciones paleomagnéticas diferentes (González et al., 2008), están separados por

una discordancia paralela (McKee et al., 1990) y por la correlación estratigráfica y espesores

diferentes entre las columnas de Puerto Colorado y San Marcos (figuras 2 y 3). En la

localidad de San Marcos, sobre las capas con Proniceras sp. y Substeuroceras sp, la sucesión

de estratos es granocreciente y la litología varía de ambiente marino, a un ambiente fluvial,

este acomodo indica una regresión. Los pozos Virgen 1, Barroterán 1 A, Florida 101,

Cacanapo 101, Golfo 1, Forastero 1, Rayo 1, Marea 1, Gato 1 y Progreso 1, presentan en el

contacto Jurásico – Cretácico una variación litológica que gradúa de lutita a caliza arcillosa y

cuando se presenta Calpionella alpina y desaparece Crassicolaria sp., sobre las calizas

arcillosas de la base del Berriasiano, hay una sucesión de siliciclástos de granulometría

variable, gruesos y de mayor espesor hacia los bordes de la cuenca y finos y de menor espesor

en la parte central. Las firmas geofísicas de los registros confirman el cambio litológico y

muestran un rasgo similar y constante a través de la cuenca.

Este contraste litológico regional descrito en este trabajo se identifica como el límite de una

secuencia y se referirá como el “Límite de secuencia A” (SB-A).

Los datos anteriores sugieren que a finales del Jurásico y en el Berriasiano Inferior hubo una

regresión en la Cuenca de Sabinas; que esta regresión provocó progradación de siliciclástos

en las márgenes de la cuenca y que esta progradación corresponde a un tracto de nivel alto,

acompañado con erosión en las zonas más externas, mientras que echado abajo en la cuenca,

se presenta como una concordancia correlativa respecto a la discordancia y por ende, esta

discordancia es un límite de secuencia que se postula pudo ocurrir a finales del Berriasiano,

coincidente con dos sucesos próximos en tiempo, una regresión global situada en 141 m.a.

(Gradstein et al., 2004), o con el movimiento estructural de la Falla de San Marcos (González

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y colaboradores, 2008), que ocurrió entre el depósito de las capas Tanque Cuatro Palmas, del

Jurásico y la Formación San Marcos, del Cretácico Inferior.

En la porción profunda de la cuenca el límite de la secuencia A se ubicó sobre la cima de las

sucesiones arenosas (abanicos de piso de cuenca), consideradas a ser estas como el sistema de

cuña de regresión forzada y punto mas bajo en la caída relativa del nivel del mar, siguiendo el

criterio de (Hunt y Tucker,1992).

Tracto transgresivo A.

Sobre el límite de secuencia anterior se presenta en las partes marginales de la cuenca una

sucesión de estratos granodecrecientes, que gradúan de ambiente somero hacia ambiente

profundo y reflejan un tracto transgresivo, al que se denominará como el “Tracto transgresivo

A” (TST-A). Su contenido fosilífero es escaso, Thurmanniceras sp. (Vokes, 1963, Humprhey

y Díaz, 2003), Calpionellites darderi y Lorenziela hungarica, aunado a otros fósiles, indican

una edad Valanginiano Inferior (Abelardo Cantú, comunicación personal). Las columnas de

superficie representativas de este evento se encuentran en Huasteca, Pájaros Azules y

Menchaca. De acuerdo con la ubicación del pozo en la cuenca, con registros y litología

resaltan dos escenarios de contraste (Figura 6). En la parte profunda de la cuenca (pozos

Chicharra 102 A, Golfo 1, Forastero 1, Piedra 1 Popa 1 y Sierra Pájaros Azules), las calizas

arcillosas y lutitas de edad Berriasiano, subyacen en probable concordancia correlativa a un

espesor delgado de arenisca de grano fino, intercaladas entre pelitas, estas areniscas pueden

corresponder a depósitos de piso marino. En la parte externa de la cuenca (pozos Marea 1,

Gato 1, Progreso 1, Barroterán 1 A, Pecten 1, Florida 101 y Cacanapo 101), las capas de

areniscas y conglomerados que sobreyacen en conformidad correlativa a las capas del

Berriasiano, que representa el tracto transgresivo (TST-A), son gruesas y no tienen una firma

definida en el registro (figuras 2 y 3), el contenido de fósiles es escaso y no hay una

definición bioestratigráfica clara.

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Zona de inundación A.

Sobre los cuerpos de areniscas referidos (TST-A) ocurre un cambio litológico gradual, de

extensión regional, marcado por sucesiones granodecrecientes de siliciclástos e incremento de

lutita, limolita y calizas arcillosas, aunado a biodiversidad con Dichotomites multicostatus

Imlay., Olcostephanus sp., Distoloceras sp., Neocomites sp., Leopoldia crassicostata Imlay,

L. truncata, L. victoriensis, Acanthodiscus magnificus Imlay y A. cf. radiatus Brugiére.

(Imlay, 1940), así como la abundancia de calpionelidos, Tintinopsella carpathica,

Stenosemellopsis sp., Nanoconnus globolus, N steinmanni, N. bermudezi, N. darderi,

Lorenziella hungarica y otros fósiles que se concentran en estas rocas, el conjunto indica una

edad Valanginiano tardío - Hauteriviano Inferior. En las columnas de superficie y subsuelo se

observa este rasgo que indica la profundización de ambientes en la cuenca (figuras 2 a 5),

desde la Sierra de San Marcos representado por un delgado espesor de carbonatos

dolomitizados, pasando por las localidades de Sacramento, La Gavia, pozo Virgen 1,

Menchaca, Huasteca, Potrero Chico, Obayos, pozo Pecten 1 y demás pozos de la zona

profunda de la cuenca (Figura 7). Solamente el borde noreste de la cuenca encubre

litológicamente esta respuesta, pero gracias al registro de rayos gama puede distinguirse una

marca arcillosa que correlaciona este evento (pozos Marea 1, Gato 1, Progreso 1, Cacanapo

101, Florida 101 y Barroterán 1 A).

La zona de mayor arcillosidad y consecuentemente con biofacies y litofacies mas profundas

de este tracto, al que se denomina “Zona de inundación A” (MFZ A), representa la

profundidad relativa mayor de esta secuencia (figuras 2, 3, 4 y 5).

Tracto regresivo A.

La zona de inundación descrita anteriormente (MFZ A), subyace a una sucesión de capas que

incrementan su contenido arenoso, son granocrecientes y se ubican en la cima de la

Formación Barril Viejo, se observa en columnas de superficie y en el subsuelo con el registro

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de rayos gama (sierras de Obayos y Sacramento y pozos Forastero 1, Barroterán 1 A, Popa 1,

Florida 101 y Cacanapo 101). En otros pozos y en superficie la respuesta no es clara,

motivado por problemas en la toma del registro, carencia de registro, por que el cambio

litológico no se presenta por estar la columna en la zona profunda de la cuenca (pozos Golfo

1, Chicharra 102 A, Rayo 1, Marea 1, Piedra 1, , Myrna 1 A, Jurásico 1 A y sierras de Pájaros

Azules y Menchaca), o bien por que las columnas están ubicadas hacia zonas marginales de la

cuenca, cercanas a las zonas de mayor aporte de siliciclástos (localidades de San Marcos,

Virgen 1, La Gavia, Gato 1, Progreso 1, Pecten 1). La Formación Barril Viejo subyace a

carbonatos de la Formación Padilla, estos carbonatos se ubican en la parte inferior del Sistema

Sedimentario Cupido y el comportamiento del modelo de este intervalo, muestra que es un

depósito que progradó echado abajo de la rampa sedimentaria (Figura 5).

El conjunto litológico de la cima de la Formación Barril Viejo y La Formación Padilla se

considera que pertenecen a un tracto de nivel alto, con su límite de secuencia marcado en su

cima, por una superficie de erosión o su correspondiente conformidad correlativa. A este

tracto se le denomina “Tracto regresivo A” (RST A).

Límite de secuencia B.

La cima de la Formación Padilla está cortada por una superficie de erosión que aflora en la

columna de Menchaca, esta superficie está cubierta por una brecha y conglomerado de clástos

gruesos que pasan de forma granodecreciente a areniscas y limolitas, de ambiente marginal

somero, que pertenecen a la Formación La Mula. Esta superficie de erosión es una

discordancia paralela, en este trabajo se referirá como el “Límite de secuencia B” (SB B) y

marca el límite superior de la Secuencia A, que inició en el Berriasino y culminó en la cima

de la Formación Padilla. El contraste litológico brusco entre las formaciones Padilla y La

Mula puede observarse con la firma geofísica y cambio brusco litológico en todos los pozos

en la cuenca. En superficie, en la columna de San Marcos, la discordancia pudiera situarse

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entre un cuerpo de dolomías que subyace a conglomerados, intercalados entre secciones

arenosas de la Formación San Marcos, mientras que en las localidades de Sacramento, Virgen

1, y Obayos, el contacto es nítido y brusco entre las litologías descritas (figuras 2 a 5). En la

localidad La Gavia no aflora la Formación Padilla y existen varios horizontes de

conglomerados, se propone que el cuerpo de conglomerados más grueso que sobreyace a la

ubicación con Dichotomites, sp. (Figura 4), pudiera ser el candidato más conveniente para

representar a esta regresión. Por el contrario, en otras localidades de la cuenca y su periferia

(Pájaros Azules, Myrna 1 A, Jurásico 1 A, Rayo 1, Piedra 1, Popa 1, Potrero Chico, Huasteca

y Minas Viejas), no se observa el contraste litológico por que los siliciclástos de la Formación

La Mula se acuñan (Figura 8) y peden interpretarse varias opciones: que exista un cambio de

litofacies a carbonatos indistinguibles entre las unidades que la limitan verticalmente, que no

exista depósito, o bien pueda existir conformidad correlativa.

En los pozos Rayo 1 y Popa 1 la firma geofísica de la cima de la Formación Padilla es clara y

puede corresponder a una concordancia correlativa como se propone para los pozos Myrna 1

A y Jurásico 1 A, así como en Potrero Chico, Huasteca y Minas Viejas (figuras 3 y 4).

Tracto transgresivo B.

La sucesión estratigráfica entre las formaciones La mula y los cuerpos I, II y III de la Virgen

es una secuencia transgresiva. La base para apoyar esta sentencia está sustentada en secciones

sísmicas que muestran “onlapamiento” de los cuerpos señalados, que cubren en espacio y

tiempo al Bloque de Tamaulipas (figuras 3, 4, 5 y 9). En los pozos más externos de la cuenca

los miembros I y II se acuñan o no se reconocen (pozos Myrna 1 A y Jurásico 1 A). Otro

apoyo para sustentar la transgresión en referencia se basa en que el bloque de Tamaulipas es

cubierto por sedimentos marinos que reducen su extensión continental y la línea costera

avanzó al noreste, respecto a la línea de costa del Hauteriviano Inferior (figuras 6 a 9). El

borde externo del Sistema Sedimentario acrecionó y en general hubo mayor espacio de

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acomodo para precipitar un espesor potente de sedimentos (carbonatos y evaporitas). El borde

noreste del Bloque de Coahuila fue abrupto y concentró depósitos siliciclástos, las columnas

La Gavia, San Marcos y Puerto Colorado sugieren esta idea (figuras 3, 4, 5), mientras que las

columnas de Sacramento y La Virgen muestran adelgazamiento del espesor de los miembros

I, II y III, posiblemente originado por no depósito o repetidas erosiones locales. Las

características litológicas anteriores sustentan la idea de proponer en este trabajo el “Tracto

transgresivo B” (TST B).

Zona de inundación B.

El miembro IV de la Formación La Virgen se caracteriza por ser un intervalo de carbonatos

lagunares, con ausencia de evaporitas respecto a los miembros antecedentes y al cuerpo V de

esta formación (Tabla 2). La firma geofísica del miembro IV en todos los pozos muestra una

diferencia con respecto a los otros miembros, motivo por el que se considera que el miembro

IV corresponde a una zona lagunar, de sedimentación relativamente más profunda y candidata

para considerarse una zona de mayor inundación en el intervalo de la Formación La Virgen

(Figura 10), al que se propone designarlo como “Zona de inundación B” (MFZ B), mientras

que el miembro V, por sus características litológicas y relaciones estratigráficas, representa un

período de regresión.

En las partes más externas de la cuenca (sierras La Gavia, San Marcos y La Virgen), existen

capas de carbonatos dolomitizados y terrígenos intercalados, que se considera correlativos con

las unidades IV y V de la Formación La Virgen, sin poder definir con mayor detalle sus

límites.

Tracto regresivo B y el Límite de secuencia C.

El miembro V contiene evaporitas, dolomías y carbonatos dolomitizados y de alta energía,

que indican una somerización del ambiente lagunar y culminan con una superficie de erosión,

por lo tanto, representa una regresión que se nombra como “Tracto regresivo B” (RST B). La

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cima del miembro V subyece a una superficie de erosión que tiene relleno de calcarenitas y de

brechas de carbonatos, evaporitas calcitizadas y fragmentos de lutitas, de granulometría

variable, desde el tamaño de arena, hasta bloques de 10 a 20 cm de diámetro, el espesor de

este cuerpo puede variar desde varios centímetros a 6 m de espesor. Algunos autores

consideraron a estas brechas como colapso de niveles de evaporita (Charleston, 1973,

Márquez, 1979), mientras que otros (Goldhammer, 1999), como el límite de una secuencia

mayor. En todas las columnas de superficie de este trabajo se presenta de manera regional esta

observación de discordancia. En el subsuelo se muestra la somerización litológica del

miembro V, con litofacies de evaporitas y carbonatos de energía alta (pakstone y graistone),

que pueden pertenecer a la base de la discordancia y cima del miembro V, que se hace de

ambiente más somero bajo la discordancia indicada y por el contrario, en la caliza Cupidito,

de la base a la cima se profundiza el ambiente de depósito sobre la discordancia. En la

columna Minas Viejas se presenta una sección de espesor breve del borde del Sistema

Sedimentario Cupido, en el tercio superior de esta columna existe una brecha que se considera

independiente al talud de la plataforma lagunar y que pudiera representar a esta discordancia,

a la que se denomina como el “Límite de secuencia C” (SB C).

En el tercio superior de la Formación Tamaulipas Inferior no se ha reportado la presencia de

discordancias y la interrupción sedimentaria señalada, puede estar representada en las

litofacies de cuenca como una conformidad correlativa, en donde pudieran existir condiciones

favorables para controlar su edad apoyada en organismos planctónicos. En la sierras de

Symón y de Lorenzeña, Zac., existe un conspicuo cuerpo arcilloso en el tercio superior de la

Formación Tamaulipas Inferior, que puede indicar la posible introducción de arcilla hacia la

cuenca, producida por la erosión de áreas expuestas y por su posición estratigráfica y

contenido de Pulchellia sp., edad del Barremiano, pudieran estar relacionadas con la

discordancia presente hacia la cima del Sistema Sedimentario Cupido.

17

Tracto transgresivo C y Zona de inundación C.

La formación Cupidito se presenta con una litología heterogénea, en ocasiones son carbonatos

de ambiente lagunar y en otras ocasiones son calcarenitas de energía alta, en ambos casos

dependen de su posición con respecto al borde de montículos arrecifales del Sistema

Sedimentario Cupido. Cupidito descansa en discordancia paralela a la superficie de erosión

regional (SB C) y su litología representa un depósito transgresivo al que se denomina en este

trabajo como “Tracto transgresivo C”(TST C). La cima de esta unidad pasa en contacto

transicional rápido hacia la Formación La Peña, ésta le sobreyace y representa un depósito de

inundación. Las columnas de superficie y subsuelo (figuras 3, 4, 5) muestran este tracto

transgresivo que subyace a la “Zona de inundación C” (MFZ C).

En el área de Monterrey, sobre la discordancia referida, la caliza Cupidito presenta ambientes

de pre-arrecife con litofacies de packstone y arrecife con parches de boundstone de rudistas,

en una posición que sugiere la retracción al oeste - suroeste del borde del Sistema

Sedimentario Cupido, desde la Sierra de la Silla, hacia el oeste de la localidad Huasteca

(Figura 11). Datos estructurales (Marrett y Laubach, 2001) indican que durante la

sedimentación de esta unidad existieron fracturas contemporáneas al depósito, de componente

de extensión general al este, congruente al modelo sedimentario que se propone.

Adicionalmente, la Formación La Peña está constituida por lutitas y caliza arcillosa, con

amonitas de edad Aptiano Inferior, Medio y Superior (Barragán y Méndez, 2005). En la base

de la Formación La Peña se encuentra la biozona de Dufrenoyia justinae que certifica la

presencia de la parte superior del Aptiano Inferior, mientras que la biozona de

Hypacanthoplites sp., indica el Aptiano Superior. Esta formación tiene espesores variables,

hacia la posición interna que ocuparon las litofacies lagunares de la caliza Cupidito, o en el

borde externo del Sistema Sedimentario Cupido su espesor es grueso, mientras que en la

posición que ocupó el borde de este sistema, su espesor se reduce o desaparece por

18

condensación o hiato (Eguiluz, 1990 a). La sucesión estratigráfica entre la caliza Cupidito y

La Peña es en un contacto transicional rápido, no muestra discontinuidad estratigráfica y por

lo tanto, es posible que la Caliza Cupidito pudiera situarse en el Aptiano Inferior y

corresponder en edad a la biozona de Deshayesites, sp., especies no reportadas en el noreste

de México, por no existir aquí o por que el ambiente de depósito no fue propicio para su

desarrollo.

La distribución de la Formación La Peña es muy amplia y cubrió a los bloques previamente

emergidos de Coahuila y Tamaulipas, por lo que la cima de esta formación representa una

inundación mayor a las anteriormente descritas.

Secciones estratigráficas regionales.

Las tres secuencias referidas para la Cuenca de Sabinas están presentes en otras regiones del

noreste de México, estas secuencias se reconocen principalmente hacia las márgenes de

bloques que permanecieron paleogeográficamente altos, entre los pisos Berriasiano – Aptiano

(Figura 12).

Cuenca de Chihuahua.

En la Cuenca de Chihuahua la cima de la Formación La Casita contiene Kossmatia aff.

bifurcata y Suarites sp, (Ortuño, 1985), ambos representan estratos marinos de la cima del

Tithoniano Superior, que pasan en transición a la Formación Navarrete de ambiente litoral de

alta energía, y esta unidad a su vez subyace a la Formación las Vigas de ambiente fluvial y

aluvial, esta sucesión estratigráfica en conjunto representan una regresión (Burrows, 1910).

Ortuño (1985) agrupa a la Formación La Casita y Navarrete dentro de una megasecuencia a la

que designa como Formación La Casita Inferior (A) y La Casita Superior (B) para la

Formación Navarrete, además considera que el contacto con la Formación Las Vigas es

discordante y esta discontinuidad separa a otra megasecuencia del Cretácico Inferior,

constituida en la base por la Formación Las Vigas y en la cima por una parte de la Formación

19

Cuchillo, con su base correlativa con la Formación La Virgen, su parte media con calizas

posiblemente equivalentes a la formación Cupidito (mesosecuencia II.B.3) y con lutitas y

carbonatos de edad y litofacies correlativas con la Formación La Peña, subdivisiones

introducidas en informes no publicados por PEMEX. No hay datos paleontológicos para

control de las edades de las formaciones Navarrete, Las Vigas, la base de Cuchillo y

solamente la presencia de Dufrenoyia sp. y otras amonitas controlan su edad. Ortuño (1985)

considera en la Formación Las Vigas cuatro ciclos estratocrecientes, de granulometría fina en

la base y gruesa en la cima, mientras que en la sucesión de estratos de la Formación La

Virgen sucede lo contrario pues los ciclos son estratodecrecientes, con su cima en contacto

estratigráfico discontinuo que subyace a ltofacies equivalentes de la Formación La Peña.

En la Cuenca de Chihuahua también se presenta la litofacies pelítica de distribución regional,

con presencia de Dufrenoyia sp.

La aproximación mayor a la que se puede llegar en esta región es a considerar entre el

Berriasiano al Aptiano Inferior, un ciclo de regresión en su base representado por las

formaciones Navarrete y Las Vigas, con imprecisos datos para ubicar una posible

discordancia paralela entre ambas (Ortuño, 1985). Un ciclo de transgresión caracterizado con

cuatro mesosecuencias, granodecrecientes hacia la cima, de la Formación Las Vigas y una

sucesión de evaporita con carbonatos estratocrecientes hacia la cima de la Formación La

Virgen (Cuchilo inferior). Ortuño (1985) propone que la cima de la Formación La Virgen es

discordante, cubierta por carbonatos lagunares en un tracto transgresivo y cubierto por arcillas

con amonitas del Aptiano Inferior dentro de una zona de inundación, sin embargo, solamente

en la Sierra de Boquillas indica una brecha en la cima de esta unidad, que pudiera indicar

exposición subaérea. La sucesión descrita tiene no tiene mayor control de los tractos de

depósito y requiere estudios a mayor detalle.

Villa Juárez, Dgo.

20

En el Cañón de Maravillas y las cuestas del Carbonero y La Fortuna, al este de Lerdo, Dgo,

aflora una sucesión de estratos siliciclásticos y carbonatos, que representan litofacies de litoral

y ambiente somero, de edad Jurásico Superior – Aptiano, divididas en 6 unidades (Kellum,

1936). De acuerdo a trabajos posteriores (McLeroy y Clemons, 1966) y a observaciones de

campo realizadas para este trabajo, la columna estratigráfica más representativa que tiene

apoyo paleontológico está en el Cañón de Maravillas, en esa columna la unidad F de Kellum

(1936) corresponde a lo que actualmente se conoce como Formación Nazas. La Unidad E y la

parte inferior de la unidad D corresponde con la Formación La Gloria, su cima tiene areniscas

cementadas por carbonato de calcio y color pardo provocado por intemperismo, estas

areniscas cementadas por carbonatos se correlacionan con las capas de la caliza con Nerinea

sp. (Burckhardt, 1930), que afloran en el Rancho Monterrey, cercano a Villa Juárez, Dgo. En

este trabajo la parte superior del tercio inferior de la Unidad D corresponde a la Formación La

Casita, la representan 50 m de areniscas de grano medio a grueso, en sucesiones

granocrecientes, con incisión de canales rellenos por conglomerados, la cima tiene arcosas en

estratos delgados, estratificación laminar paralela y estratificación cruzada, con un par de

ciclos de 2 a 3m con limolita y lutita de color guinda a rojizo, en capas de 60 a 80 cm,

manifestando el conjunto una regresión y posible exposición subaérea. De acuerdo a Kellum

(1936), la Unidad D en el lado norte del Cañón de Maravillas tiene 478 metros de espesor.

Sobre la Formación La Casita hay areniscas de grano medio a fino, con glauconita,

conglomerados formados por areniscas retrabajadas, cementadas por sílice, con abundantes

ondulitas separando las capas, en estratos lenticulares de 30 a 40 cm, que en conjunto tienen

30 m de espesor. En la Cuesta el Carbonero se identifican parasecuencias de 3 metros de

espesor, que varían de limolitas en la base, hacia areniscas de grano medio y grueso, con

abundantes ostras en la cima, que indican ciclos repetidos de ambiente lagunar a barras

litorales. En el Cañón de Maravillas estos ciclos de areniscas subyacen a 6 m de caliza

21

arenosa y caliza packstone de bioclástos, formados por conchas fragmentadas de

lamelibranquios, corales, foraminíferos bentónicos, de color negro y en capas de 10 a 30 cm

de espesor (Figura 12). En este horizonte de caliza de la parte media de la unidad D, Kellum

(1936, colección A 16) identificó Neocomites (?) praeneocomiensis Burckhardt y otras

amonitas que consideró de edad Berriasiano, en este trabajo se encontró una forma de

Olcostephanidae, como posible Spiticeras sp., y otras amonitas en estudio, que apoyan para

estos estratos una edad posible del Berriasiano.

El cuerpo de carbonato descrito representa una inundación relativa mayor a las capas que la

limitan verticalmente, este cuerpo subyace a 6 metros de estratos con areniscas que

incrementan su granulometría (regresión), cuya cima es cortada por una superficie de erosión

con estratificación cruzada y canales de incisión, rellenos por conglomerados amalgamados,

con 4 a 6 m de espesor, formados por clástos de guijas subredondeadas y bien redondeadas,

con imbricamiento bien desarrollado y dirección de transporte hacia la cuenca (al suroeste –

oeste), los granos están soportados entre sí y tienen matriz arenosa de grano grueso,

cementada por sílice, en color ocre, los clástos tienen pátina de intemperismo provocado por

exposición subaérea y derivados del retrabajo de la arenisca subyaciente. Este conglomerado

es observado en el Cañón de Maravillas y puede seguirse a lo largo de la Cuesta del

Carbonero, por lo que es de distribución extensa en esta área. La sucesión de estratos en el

Cañón de Maravillas, entre la cima de la Unidad E y el tercio inferior de la Unidad D

(Kellum, 1936), en su conjunto corresponde a un ciclo regresivo y su discordancia superior es

de importancia relevante dentro del Berriasiano (Figura 12), en este trabajo esta discordancia

se correlaciona con el límite de secuencia A descrita para la Cuenca de Sabinas y

posiblemente con la regresión del Berriasiano (?) para las cuencas de Chihuahua y de Sabinas.

Sobre la discordancia y conglomerado señalados, en la Unidad D del Cañón de Maravillas y

al sur de este, así como en la unidad C de la Cuesta del Carbonero (Kellum, 1936), existe una

22

agradación de capas acumuladas en un tracto transgresivo, formado por sucesión de estratos

granodecrecientes, con más de 460 metros de espesor, cuya litología forma ciclos repetidos

que pasan de ambiente siliciclástico lagunar, a ambiente litoral, con Trigonia calderoni

Castillo y Aguilera, T. vyschetzkii Cragin, Astarte malonensis Craguin, Arca sp, Pleuromya

inconstans, Castillo y Aguilera (Kellum, 1936, colecciones A 19, J 6, A 20), así como

Thurmannites, sp. y Berriasella sp. (Imlay, 1940, colección A 34, p. 133, 134), que indican

una edad Valanginiano Inferior o más joven. En continuidad estratigráfica esta agradación

sobreyace a la Unidad B (Kellum, 1936), compuesta por ciclos métricos de areniscas,

limolitas y calizas arenosas. En este trabajo se consideró la Cuesta la Fortuna como la

columna mas conveniente para observar que la unidad B es un ciclo regresivo representado

por microdolomías limonitas gris obscuro, con 10 m de espesor, pasa hacia la base de la

Unidad A (Kellum, 1936, Imlay, 1940) constituida por capas de microdolomías y limolitas

gris obscuro, con 10 metros de espesor (tracto regresivo A), cortadas por una prominente

superficie de erosión. Sobre esta discordancia paralela sobreyacen anhidritas, areniscas,

areniscas conglomeráticas y limolitas de color rojizo y verde, a las que Imlay (1940, p. 124),

correlacionó inconvenientemente con la Formación Las Vigas. Estas capas son correlativas

con el límite de secuencia B presente en la Cuenca de Sabinas. Estas capas en ascenso

estratigráfico gradúan a calizas arenosas y calizas wackestone y packestone de bioclástos,

litoclástos y abundantes ostras, de correlación con el tracto transgresivo B de la Cuenca de

Sabinas, en transición hacia la Formación Cupido. Las calizas de la parte media de la Unidad

A de Kellum (1936), representan a la formación Cupido y las lutitas con Dufrenoyia texana a

la Formación La Peña (McLeroy y Clemons, 1966; Enciso, 1963). No existen más detalles de

las columnas observadas en esta área. En este trabajo se considera que la discordancia que

sobreyace a las evaporitas con sus capas rojas corresponde con el límite de secuencia B,

mientras que el intervalo con Dufrenoyia texana pertenece a la zona de inundación C. No hay

23

datos para aseverar o negar el límite de secuencia C observado en la Cuenca de Sabinas y en

el área de Saltillo.

Sierra de Parras.

Para este trabajo se visitaron los cañones de Taraises y Colorín en la parte oeste de la Sierra

de Parras y se observa un dramático contraste litológico. En el Cañón de Taraises la

Formación La Casita tiene 60 metros de espesor, la cima tiene capas lutita negra con areniscas

lenticulares y subyace en cambio brusco a caliza pakstone de litoclástos y bioclástos y con

arenisca de cuarzo, en color negro, con intensa bioturbación (hardground ?), en capas de 15 a

25 cm, que forman un cuerpo de 3 metros de espesor. Este intervalo subyace en contacto

nítido a caliza mudstone y wackestone de bioclástos, con huellas de amonitas y nódulos

ferruginosos, las capas de 30 a 40 cm. pasan en transición a caliza mudstone arcilloso y

margas intercaladas, con un espesor cercano a 60 metros, ambos intervalos corresponden a la

Formación Taraises.

Imlay (1937, p.605; 1938, tabla 1, p. 550) indica que en la Sierra de Parras el contacto inferior

de la Formación Taraises es discordante con rocas del Jurásico Superior, que la base de la

Formación Taraises tiene Olcostephanus sp., de edad no mas antigua al Valanginiano y que

descansan sobre estratos del Jurásico, con ausencia de estratos del Berriasiano. Por otro lado

la unidad superior de esta formación en esa localidad tiene Olcostephanus astieriformis Böse,

O. raricostatum (Böse), O. symonensis (Böse), Valanginites angusticoronatus Imlay,

Mexicanoceras zacatecanum (Böse), Acanthodiscus magnificus Imlay, A. coahuilensis Imlay,

Leopoldia bakeri Imlay, varias especies de Distoloceras sp., y otras amonitas que indican la

presencia del Valanginiano Superior y Hauteriviano. Sobreyacen en transición a estos estratos

una sucesión de limolitas y areniscas negras y grises, intemperizan de color ocre, en litofacies

que indican ambientes de frente deltaico, que incrementan su contenido arenoso hacia la cima

24

y que fueron impropiamente denominadas como Formación Las Vigas (Imlay, 1937).

Ledesma (1967) consideró los contactos descritos como concordantes.

En el Cañón Colorín se observa que la Formación La Casita tiene un espesor delgado o nulo

(Imlay, 1937: lámina 4), en este trabajo menos de 10 metros de espesor de la Formación La

Casita se reconocen, constituidos por arcosas de coloración verdosa y ocre, en estratos

delgados, su contacto inferior está en rápida transición con la Formación La Gloria, pero su

contacto superior es brusco y discordante con calizas de la Formación Taraises, que en esta

localidad tiene un espesor delgado, no mayor a 40 metros, constituido en su base por capas de

caliza mudstone en estratos de 30 cm., pero la parte superior es una caliza que incrementa su

contenido siliciclástico. La capa de carbonato inferior tiene Tintinopsella carphatica y

Calpionellites darderi y parece indicar una edad mas joven que Barriasiano, congruente con

las observaciones de Imlay (1937) en el Cañón de Taraises. Su contacto superior está

truncado por una superficie de incisión por erosión de conglomerados sobre las areniscas y

calizas subyacientes. El conglomerado es de guijas y guijarros, con calizas y areniscas que

provienen principalmente de la unidad subyaciente y que constituyen un depósito

transgresivo, unidad que Imlay (1937) denominó Las Vigas.

Las columnas estratigráficas descritas muestran que en ambas localidades el contacto Jurásico

Cretácico es brusco y discordante, con ausencia de faunas del Berriasiano y que la base de la

Formación Taraises es un tracto transgresivo, que se correlaciona con el límite de secuencia A

y su respectivo tracto transgresivo (Figura 12). Por otro lado, el contacto superior de la

Formación Taraises en el Cañón Colorín es discordante, pero en el Cañón Taraises es

concordante y transicional con la unidad que sobreyace. Las litologías de ambas localidades

indican que en el Cañón Colorín los ambientes corresponden a litofacies y biofacies

proximales a la costa, mientras que en el Cañón Taraises el ambiente de depósito es

comparativamente más distal de la costa. Otro rasgo observado en las localidades citadas, no

25

obstante el cambio de espesor entre ellas, es que en la parte media de la Formación Taraises

se profundiza el ambiente de depósito, para ser más somero en su cima, lo que conlleva a

considerar un periodo de inundación y regresión posterior, correlacionable con los tractos

MFZ A y RST A.

La discordancia que sobreyace a la Formación Taraises en el Cañón Colorín se ubica en el

Hauteriviano Inferior, mientras que en el Cañón Taraises se considera que hay concordancia

correlativa hacia la base de la “Formación Las Vigas” o Carbonera (Eguiluz, 1990 b), por lo

que se correlaciona con el límite de secuencia B referido para la Cuenca de Sabinas.

En esas localidades las litofacies clásticas de ambiente litoral o deltaico subyacen en

transición a calizas con areniscas denominadas Formación Parritas y ésta a su vez a la Caliza

Cupido, que denotan una secuencia transgresiva, correlativa con el tracto TST B referido en

este trabajo.

Las evidencias de la discordancia C presente en la Cuenca de Sabinas no son obvias en este

sector. Para este trabajo se observó en el Cañón de la Casita, Sierra de Parras, a la Formación

La Peña y se correlaciona con el tracto de inundación C. Esta formación sobreyace a

mudstone y wackestone de foraminíferos lagunares y bioclástos, con mas de 50 metros de

espesor. A35 m debajo de la cima hay un intervalo de un par de metros con clástos de

anhidrita calcitizada, asociada a una zona muy bioturbada (hardground), que pueden

representar condiciones de exposición subaérea sobre la plataforma del Sistema Sedimentario

Cupido y por lo tanto, pudiera ser éste horizonte correlativo con el límite de secuencia C y su

respectivo tracto transgresivo, presente en la Cuenca de Sabinas y en el área de Saltillo.

Boca de Arteaga.

En el área al sur de Saltillo, Eguiluz (1990 b) propuso redefinir la nomenclatura de las

litofacies clásticas del Neocomiano en el borde sur de la Isla de Coahuila, sin entrar en detalle

de la nomenclatura para esta área, en la columna de Boca de Arteaga se reconoce en el límite

26

Berriasiano – Jurásico una litofcies progradante y regresiva, formada por lutitas del Jurásico

Superior que pasan a areniscas granocrecientes y lutitas con Parhabdolithus asper,

Cretarhabdus sp., Cruciellipsis chiasta y Micrantholithus hoschulzi, cocolitos y nannoconus

del Berriasiano (Barrier, 1997; Wilson y Pialli, 1997). La cima de la unidad tiene geometría

de cuñas (top lap), truncadas por discordancia paralela correlativa con límite de secuencia A.

Sobre esta discordancia hay una sucesión siliciclástica granodecreciente hacia la cima, con

Olcostephanus sp., que subyece a una zona pelítica con Neocomites densicostatum, estos

estratos subyacen a su vez a una sucesión siliciclástica progresivamente granocreciente a la

cima, que pasa en transición a calizas de la Formación Cupido. La columna descrita y

columnas aledañas indican que la transición de capas Jurásico – Cretácico prograda; que hay

una superficie de erosión entre estratos de edad Berriasiano temprano; que los estratos del

Valanginiano son un depósito transgresivo, que la cima Valanginiano y base del Hauteriviano

Inferior es la mayor expresión de esta inundación, mientras que la culminación siliciclástica

de estas columnas corresponde a un evento regresivo y progradante, en litofacies

siliciclásticas de la Formación Carbonera, que gradúa a ambiente lagunar de la Caliza Cupido.

Las litologías descritas revelan que en esta localidad cuando menos se reconoce, el límite de

secuencia A, con su tracto transgresivo A, zona de inundación A y su tracto regresivo A,

correlativo con otras columnas descritas en este trabajo (Figura 12).

En esa localidad, en el tercio superior de la Caliza Cupido se observa una somerización en su

depósito lagunar, con una superficie de erosión, que subyace a un espesor delgado de brechas

de litoclástos de carbonatos, lutita y anhidrita calcitizada, las que a su vez pasan a carbonatos

lagunares de baja energía, constituidos por mudstone y wackestone de miliólidos y bioclástos

que pertenecen a la formación Cupidito. El conjunto litológico descrito subyace a la

Formación La Peña, con la litofacies y biofacies características de esta unidad, por lo cual esta

columna representa sobre la brecha referida, una sucesión estratigráfica transgresiva y de

27

inundación respectivamente, que corresponden con el tracto regresivo B, límite de secuencia

C, tracto transgresivo C y zona de inundación C, descrito en este trabajo para otras

localidades del noreste de México.

Galeana, N.L.

En el área de Galeana y Rayones, N.L. hay estratos arenisca de granulometría variable

incluidos entre de la Caliza Taraises, a los que Humphrey y Díaz (2003) designaron

informalmente como formación Galeana. Al sureste de Galeana, N.L., afloran arcosas de

grano grueso, con canales y laminaciones de estratificación cruzada, que gradúan hacia la

cima a areniscas, limolitas calcáreas y caliza arenosa intercalada. Estas columnas fueron

estudiadas por Michalzik (1988), quien considera que estas areniscas corresponden con

ambientes de delta distal, prodelta y plataforma abierta, con proveniencia de la margen

occidental de la paleoisla de San Carlos. La edad de las capas no es clara, los estratos

inferiores a la arcosa contienen Acanthodiscus cf. ottmeri Neumays, Thurmannites, sp.,

Olcostephanus sp., Tintinopsella carphathica, T. longa, Calpionellopsis oblonga, C. simplex

y Calpionella alpina, de alcance Berriasiano – Hauteriviano. Las capas superiores a la arcosa

contienen Olcostephanus astieri d¨Orbigny, Microcalamoides confusus, Nannoconus

steinmanni que pudieran ser Hauteriviano Superior, por lo tanto el depósito de la formación

Galeana se interpreta como una regresión en la base y transgresión en la cima (Figura 12),

correlativas en edad con la Formación La Mula de la Cuenca de Sabinas.

Huizachal, Tamps.

En el área de Huizachal, al oeste del túnel de la carretera Rumbo Nuevo, hay discordancia

entre los estratos del Jurásico Superior y Cretácico. La sucesión de estratos jurásicos contiene

conglomerados y areniscas que se repiten en escala decimétrica y forma rítmica, la capa de

conglomerado arenoso superior contiene Suarites sp., que certifica la presencia de la base del

Tithoniano Superior (Cantú, 1999). Las capas superiores de la Formación La Casita tienen

28

truncamiento y subyacen en cambio brusco directamente a estratos de la Caliza Taraises con

Tintinnopsella carpathica, Calpionella alpina y ausencia de la cima del Tithoniano Superior

(zona de Paradontoceras sp) y posiblemente el Berriasiano (zona de Spiticeras sp., y

Berriasella sp.). Una decena de metros sobre la Caliza Taraises hay caliza arcillosa, lutita y

calizas mudstone con abundantes Karakaschiceras sp., Thurmannites sp. y Olcostephanus sp.,

de edad Valanginiano, estas capas en conjunto indican la profundización rápida del ambiente

y por lo tanto, un tracto transgresivo y de inundación. Pocos metros en estratos superiores hay

dolomías con pseudomórfos de yeso, sobre éstos reposan areniscas y calizas bio-horadadas,

con lamelibranquios de ambiente lagunar, que indican una somerización del ambiente y por lo

tanto, inducen a considerar una posible regresión. Estos estratos son cubiertos por caliza

mudstone que vuelve a ser de ambiente profundo. El intervalo de la Formación Taraises está

limitado en su base por cuñas geométricas que sobrelapan (on lap o down lap) a los estratos

jurásicos, mientras que en la cima del intervalo Taraises sus capas son cuñas geométricamente

traslapadas por truncamiento (top lap), con capas de caliza que pierden arcillosidad, son más

gruesos y con geometría paralela.

Por los datos anteriores se considera que: 1) la Formación Taraises descansa en discordancia

paralela a capas del Jurásico Superior, 2) que estratos de la cima del Thithoniano Superior y

Berriasiano pueden estar ausentes por no depósito o erosión, 3) que el intervalo inferior de la

Formación Taraises corresponde a un tracto transgresivo, con su zona de inundación

representada por la proliferación de amonitas del Valanginiano Superior, 4) que los estratos

dolomitizados y con pseudomorfos de yeso, corresponden a la somerización de ambiente,

confirmado por la sobreposición de areniscas y lamelibranquios, dentro de un proceso

regresivo de posible edad Hauteriviano, que puede estar limitado por una conformidad

correlativa (no observada en campo), 5) sobre las capas con lamelibranquios la suseción

estratigráfica contiene Olcostephanus sp., y Distloceras sp., y su litofacies indica otra

29

transgresión. La descripción anterior señala la presencia cercana de un alto paleogeográfico

no descrito en trabajos anteriores. Estos datos sugieren que en esta área está presente el límite

de secuencia A, con sus respectivos tractos transgresivo, de inundación y regresivo y que el

límite de secuencia B, está presente como concordancia correlativa, con su tracto transgresivo

B (Figura 12).

Cuenca de Tampico.

En la Cuenca de Tampico hay en la base del Cretácico un intervalo con calcarenitas, que

ocupa una franja que se extiende en el subsuelo desde el área de Tuxpan, hasta Soto La

Marina. Esta cuenca tuvo altos y bajos paleotectónicos en el Jurásico que influyeron en la

sedimentación del Cretácico. Celestino (1976) indica que estas calcarenitas se depositaron en

una cuenca con variaciones de batimetría somera y profunda, controlada por la

paleogeografía, que las calcarenitas constituidas por wackestone y packstone de granos

peletoides, en la base de la Formación Tamaulipas Inferior (cuerpo B), tienen un origen

exógeno a la cuenca por presentar faunas bentónicas de gasterópodos, algas y ostrácodos, con

rasgos diagenéticos peculiares de ambiente somero, pero transportadas a profundidad relativa

por corrientes de turbidez, las cuales tienen laminaciones en mudstone y hay dolomitización

de mudstone, similar a la que tienen las capas de la Formación Taraises al oeste del tunel de

Huizachal. Por su contenido de Calpionellites neocomiensis, C. darderi, Tintinnopsella

oblonga, T. carphatica con Calpionella alpina, C. elliptica y C. intermedia, se puede

considerar a estos cuerpos olíticos en la base del Valangino con posible redepósito de fósiles

del Berriasiano. Este cuerpo subyace a un horizonte de bentonitas considerado de edad

Valanginiano.

Por las evidencias descritas para las secciones de la Cuenca de Sabinas y las secciones

regionales es posible que estas calcarenitas sean depósitos de abanicos de cuenca, alojados

30

sobre una conformidad correlativa (límite de secuencia A), relacionada a la regresión regional

observada en la base del Cretácico y a su correspondiente transgresión (Figura 12).

Discusión.

Cada discordancia o conformidad correlativa postulada en este trabajo corresponde a un límite

de secuencia. En la mayoría de las columnas estudiadas se pueden reconocer dentro de las

secuencias, un tracto transgresivo, un tracto regresivo y entre ambos una zona de inundación.

En base a los datos paleontológicos y litológicos el límite de la secuencia A es posible

ubicarlo entre la zona de Spiticeras sp y la zona de Thurmanniceras sp. y fósiles afines a estas

edades. Por lo tanto se considera que este límite está situado entre el Berriasiano tardío y el

Valanginiano temprano. El cambio litológico puede corresponde a un descenso relativo del

nivel del mar y es coincidente con dos sucesos geológicos, por un lado un descenso eustático

de escala global situado en 141 m.a. (Gradstein et al., 2004). Por otro lado, la discordancia

coincide en edad con el movimiento estructural de la Falla de San Marcos, que se propone

ocurrió entre el depósito de las capas Tanque Cuatro Palmas, del Jurásico, y la Formación San

Marcos, del Cretácico Inferior (González y colaboradores, 2008).

En el caso de un cambio relativo del nivel del mar el evento está documentado alrededor del

mundo (Vail et al., 1977; Haq et al., 1988; Gradstein et al., 2004) y las evidencias mostradas

indican que el norte de México esta incluido en este evento global. Imlay (1936) considera

que la disminución de lutitas durante este tiempo tiene un significado climático y lo atribuye a

condiciones de aridez.

Por otro lado, en este tiempo existen movimientos tectónicos en el Sistema Cordillerano

(Nevadiano y Sevier), asociados a la tectónica de placas del oeste de Norteamérica (Drewes,

1991), que pudieron influir en el movimiento de la falla de San Marcos, en este entorno

geodinámico existe la disyuntiva para resolver cual de los dos eventos tuvo mayor influencia

en esta regresión. En el Sistema Cordillerano también se reconoce una discordancia regional

31

para esta edad (Drewes, 1991), por lo tanto es posible que el cambio relativo del nivel del mar

predomina sobre la tectónica.

Con base en la presencia de Thurmanniceras, sp., y fósiles afines a esta edad, el tracto

transgresivo A inició en el Valaginiano Inferior. El decremento de arenosidad en la sucesión

estratigráfica hacia su cima y aumento de granulometría fina, con biofacies plactónica, o bien

agradación en depósitos marginales a la cuenca, indica que esta sucesión es transgresiva y está

colmatada por la zona de inundación A. El contenido paleontológico de esta inundación está

representado por Acanthodiscus radiatus y otros fósiles indicados en este trabajo y

corresponde al Valanginiano Superior- Hauteriviano Inferior, la resolución paleontológica no

permite mayor aproximación, esta inundación por correlación posiblemente se ubique en la

proximidad de 134.6 m.a. (Gradstein y colaboradores, 2004).

Con base a la integración de datos bioestratigráficos e isótopos de δ13 C y δ18 O, obtenidos de

dos columnas de la Sierra Madre Oriental (Huasteca y San Lucas), Adatte et al., (2001)

proponen que los valores máximos de δ13 C, en la parte superior de las columnas que

pertenecen al Valanginiano Superior, corresponden con una elevación del nivel del mar, por el

incremento de CO2 en la atmósfera. Por el contrario, para el Valanginiano Inferior los valores

bajos de δ13 C, indican un enfriamiento atmosférico, asociado a descenso del nivel del mar,

como consecuencia climática de varios factores, lo que pudo originar una regresión de las

líneas costeras en las márgenes de las cuencas. La resolución palentológica y escalas de

tiempo pueden originar discrepancias para ubicar los límites en edad de los eventos en este

trabajo.

Sobre la inundación arriba citada el registro litológico es granocreciente, el modelo de

depósito es progradante y termina con una discordancia (limite de secuencia B). No hay bases

paleontológicas para controlar la edad de esta discordancia B, solamente su posición

estratigráfica pueden situarla en una posible edad Hauteriviano Superior y de ser así, podría

32

corresponder a ser candidata correlativa con el descenso del nivel del mar registrado en 131.6

m.a. (Gradstein y colaboradores, 2004). Para este tiempo no existen registros de actividad

tectónica en el noreste de México, por lo tanto es probable que el norte de México participo

de este evento eustático global.

Sobre el límite de secuencia B está un tracto transgresivo. En el borde de la plataforma

Cupido la presencia del foraminífero bentónico Vercorsella wintereri y algas Salpingoporella

cf. annulata sugieren una edad Hauteiviano (Murillo y DorobeK, 2003). Este tracto culmina

con la zona de inundación B, ésta se reconoce dentro del tercio superior de la Formación La

Virgen por un cuerpo de litofacies de carbonatos lagunares con ausencia de evaporitas

(miembro IV), que está limitado por paquetes de evaporitas y carbonatos (miembros III y V).

Los miembros superiores de la Formación La Virgen (IV y V) se observan en secciones

sísmicas cubriendo a los altos paleogeográficos, mientras que los miembros I, II y III de la

misma formación “onlapan” en forma de cuñas transgresivas a esos altos. Los organismos

bentónicos contenidos en la Formación La Virgen no permiten asignar una edad a estas rocas.

En este trabajo subjetivamente se ubica esta zona de inundación alrededor de los 126 m.a.,

tomando como base las secuencias propuestas por Gradstein et al. (2004).

El ciclo sedimentario anterior termina con un tracto regresivo, los depósitos lagunares se

somerizan y terminan con la discordancia C, como límite de secuencia. Con los organismos

bentónicos no se tiene apoyo paleontológicos para controlar la edad de esta discordancia, pero

por su posición estratigráfica se especula que pudieran tener correlación en edad con un

cambios eustático propuesto a escala global en 124 m.a. (Gradstein et al., 2004).

Maldovanyi y Lohmann (1984) identifican en la Caliza Cupido relaciones de isótopos de δ13

C y δ18 O, que indican condiciones de ambiente de exposición subaérea, que desarrolló

ambiente vadoso en esta unidad y que pueden relacionarse con un abatimiento relativo del

nivel marino. Murillo y Dorobek (2003) señalan que en la cima de la sección Cupido en el

33

área de Bustamante, N.L., hay evidencias de alteración diagenética influenciada por agua

meteórica, así como evidencias de exposición subaérea, que se infiere pueden relacionarse

con la discordancia C, que en este trabajo y otros se ha propuesto (Goldhammer, 1999). Para

este tiempo en la región no se tiene evidencia de actividad tectónica, por lo cual puede

proponerse que este límite está ligado a variaciones eustáticas globales.

La zona de inundación más prominente en la secuencia C la representa la Formación La Peña,

con litofacies arcillosas y biofacies pelágicas, que contiene varios géneros de Dufrenoyia, sp.,

Colombiceras, sp., Epicheloniceras e Hypacanthoplites sp., así como Nannoconus truitti

Bronnimann, N. elongatus, Bronnimann, N. minutus Bronniman, su edad se posiciona en el

Aptiano Inferior tardío e incluye el Aptiano Superior. Arthur y Schanger (1979) señalan que

en el Barremiano – Aptiano Inferior pudieron existir condiciones de ambiente anóxico global.

Por su asociación paleontológica esta inundación puede ser de edad 123 m.a. (Gradstein, et

al., 2004) y corresponde a un evento anóxico global, en donde el noreste de México queda

incluido.

La frecuencia de los intervalos descritos en este trabajo con duración de 8 a 10 m.a, se puede

jerarquizar como secuencias de segundo orden, de acuerdo a la clasificación propuesta por

Catuneanu (2002). Es motivo de trabajo adicional considerar las tasas de subsidencia

tectónica que pudieron contribuir para crear el espacio de acomodo a las secuencias descritas.

Conclusiones.

En la Cuenca de Sabinas se reconocen tres límites de secuencia de segundo orden, vinculados

con tractos transgresivos, regresivos y estadías de inundación y por su contenido

palentológico pueden situarse en edad entre el Berriasiano al Aptiano. Estas secuencias tienen

correlación con sucesiones estratigráficas similares observadas en la Cuenca de Chihuahua, en

la margen sur de la paleoisla de Coahuila, en la margen occidental de la Isla de San Carlos, en

34

el área de Huizachal y en el subsuelo de la Cuenca de Tampico. Con base en su posición

estratigráfica estos limites pueden correlacionarse con cambios relativos del nivel marino de

escala global, el más antiguo se propone por correlación ubicarlo en 141 m.a., otro en 131.6

m.a. y el limite mas joven en 124 m.a. A su vez se reconocen tres zonas de inundación y por

su posición y correlación estratigráfica se propone ubicar en 134.6 m.a, 126 m.a. y 123 m.a.

De acuerdo a la integración de datos, la influencia tectónica local parece quedar subordinada a

los cambios relativos del nivel del mar de nivel global, pero esta idea requiere más datos para

poderla confirmar.

El trabajo presentado plantea nuevos retos estratigráficos al considerar que varias formaciones

descritas en el intervalo Barriasiano – Aptiano tienen discordancias internas, que modifican el

concepto litoestratigráfico y plantean revisar su concepto para modificar a ser consideradas

como aloformaciones. En el caso del limite litoestratigráfico Jurásico - Cretácico puede tener

un sentido mas congruente sí consideramos que el cambio litológico puede ser afectado por la

interrupción del registro geológico con el límite de secuencia A, referido en este trabajo.

Agradecimientos.

Este trabajo se dedica a Zoltan De Cerna como reconocimiento a su labor desarrollada en pro

del conocimiento geológico de México. Al Dr. Ismael Ferrusquilla V. por motivar la difusión

del presente trabajo. El autor reconoce la meritoria labor de los editores Dr. Juan Carlos

Montalvo y Dr. Gabriel Chávez Cabello y agradece su invitación para participar con este

trabajo como un aporte en el conocimiento geológico del noreste de México. Al Dr. Abelardo

Cantú Chapa por la determinación de algunos ejemplares de amonitas, sus comentarios y

diálogos constructivos que contribuyeron a mejorar este trabajo. Se agradece al Maestro

Daniel Olivares por sus sugerencias y apoyo en la determinación micropaleontológica de

tintínidos del intervalo Cretácico. A la Maestra Natalia Amezcua Torres por sus sugerencias

35

que mejoraron el presente escrito y a Petróleos Mexicanos por facilitar los datos que sustentan

este trabajo.

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Pie de figuras en orden de aparición: Figura 1. Localización de la Cuenca de Sabinas y ubicación de las localidades en las secciones estratigráficas 1- 1´ a 5 – 5´ y la sección sísmica de la Figura 9. Tabla 1.Tabla de correlación estratigráfica del noreste de México para el intervalo Berriasiano – Aptiano. Edad en millones de años en base a la Comisión Internacional sobre Estratigrafía (ISC, Gradstein y colaboradores, 2004). T= transgresión, R= regresión, TST= tracto transgresivo, MFZ= zona de máxima inundación, HST= tracto de nivel alto, SB= límite de secuencia. Leyenda para las secciones estratigráficas Figura 2. Sección estratigráfica 1 – 1´. Figura 3. Sección estratigráfica 2 – 2´. Figura 4. Sección estratigráfica 3 – 3´. Figura 5. Sección estratigráfica 4 – 4´. Figura 6. Distribución paleogeográfica de litofacies para la base del tracto transgresivo en el Valanginiano Inferior. Figura 7. Distribución paleogeográfica de litofacies para la zona de inundación en la cima del Valanginiano Superior – Hauteriviano Inferior. Figura 8. Distribución paleogeográfica de litofacies para el tracto transgresivo en el Hauteriviano Superior. Figura 9. Sección sísmica entre las sierras de Obayos y Peyotes. Se observan los acuñamientos transgresivos de las unidades jurásicas y del Cretácico Inferior (La Virgen) sobre el Bloque de Tamaulipas. Escala vertical en milisegundos. Figura 10. Distribución paleogeográfica de litofacies del miembro V de la Formación La Virgen, el borde del Sistema Sedimentario Cupido y su cambio a litofacies de cuenca de la Formación Tamaulipas Inferior en el Barremiano. Figura 11. Modelo de depósito para la formación Cupidito, su relación con el límite de secuencia 124 ma y la retracción del borde de la plataforma del Sistema Sedimentario Cupido. Figura 12. Sección regional con la correlación de columnas estratigráficas que muestran las discordancias que representan los límites de la secuencia A y su respectiva zona de inundación. En algunas localidades el límite de secuencia B se puede observar como otro límite de secuencia discordante o como conformidad correlativa.

44

Figura 1

Tabla 1

45

Leyenda para las secciones estratigráficas

46

Figura 2

47

Figura 3

48

Figura 4

49

Figura 5

50

Figura 6

Figura 7

51

Figura 8

52

Figura 9

53

Figura 10

Tabla 2

54

Figura 11

55

Figura 12