1. Introducción

Los calpionélidos fueron organismos unicelulares de afinidad incierta cuya distribución ha estado enmarcada en el dominio tetisiano. Sin embargo, trabajos previos extienden este registro al reino Pacífico austral (^{Fernández-Carmona y Riccardi, 1998}, ¹⁹⁹⁹; ^{Kietzmann et al., 2015}; ^{López-Martínez et al., 2017}). Si bien las rutas de dispersión aún son inciertas, se cree que el corredor hispánico y la posición de México durante el Tithoniano fue crucial para el tránsito del Tetis al Pacífico (^{Fernández-Carmona y Riccardi, 1999}; ^{López-Martínez et al., 2017}). En este sentido México se pone en el foco de atención de los especialistas a nivel mundial, especialmente las sucesiones estratigráficas en el occidente del país son la clave de las interpretaciones paleobiogeográficas.

El registro de fósiles del Jurásico Superior en el occidente de México es escaso, su descripción taxonomía es poco documentada o ausente, la ubicación geográfica generalmente imprecisa y carecen de una sección estratigráfica y litológica en la que se encuentran (^{Rangin, 1977}; ^{Cruz-Pérez y Ríos-Vázquez, 1998}; ^{Cuevas-Orozco et al., 2000}). ^{Villaseñor et al. (2005)} describen con propiedad la existencia de ammonites y bivalvos del Oxfordiano y Tithoniano en Sonora. ^{Esquivel y Zaragoza (1989)} citan (sin probar) Proniceras sp., Aulacosphinctes wilfrides, Berriasella zacatecana y Substeuroceras sp., conjunto que data Tithoniano-Berriasiano, en localidad imprecisa de San José de Gracia, Sinaloa. ^{Burrows (1908)} reportó Rhynchonella lacumosa y otros moluscos en la vecindad de las minas La Reforma y Lluvia de Oro, en Chihuahua y Sinaloa, ^{Imlay (1938)}, refiere a esta fauna edad Berriasiano o Valanginiano. De la concha de un belemnite se obtuvo Crasicollaria massutinianna del Tithoniano (^{Cuevas-Orozco et al., 2000}), pero no se aporta evidencia del fósil y la ubicación en donde este belemnite se colectó es dudosa. ^{Cruz-Pérez y Ríos-Vázquez (1998)} indican (sin aportar pruebas) la presencia de Calpionella alpina, Calpionella elliptica y Tintinnopsella carpathica, que data a la roca como Berriasiano Medio. La roca que contiene estos fósiles la incluyen en el Complejo Volcánico Inferior (CVI), en inmediación del pueblo de Guanaceví, Durango. En general, no hay trabajos que describan la posición de estos fósiles en secciones estratigráficas, o litologías que los contengan para identificar el ambiente sedimentario en que se encuentran, así mismo, no se plantea la correlación de estos fósiles con sucesiones estratigráficas del centro y oriente de México.

El poblado de Guanaceví, Durango (Figura 1), se sitúa en la provincia fisiográfica de la Sierra Madre Occidental (SMOc) y geológicamente se encuentra en el Terreno Tahué (^{Sedlock et al., 1993}). Parte de la cubierta de este terreno es el Complejo Volcánico Inferior (CVI), compuesto por rocas vulcano-sedimentarias, de ambientes continental y marino, con edades entre ~101 a ~46 Ma y yace en discordancia angular bajo la Secuencia Volcánica Superior (^{Henry, 1975}; ^{McDowell y Keizer, 1977}; ^{Aranda-Gómez et al., 1997}; ^{Ferrari et al., 2005}). En la SMOc varios autores usan impropiamente el término CVI, o dan nombre informal para litologías previas al CVI (^{Escamilla-Torres, 2001}; ^{González y Garnica, 1999}; ^{Torres-Ortiz et al., 1999}), sin establecer formalidad acorde al Código Estratigráfico Norteamericano (^{Barragán, et al., 2010}). La sucesión estratigráfica que aflora en Guanaceví se compone de un potente espesor de conglomerado, como la unidad litológica más antigua, varios autores interpretan su depósito en ambiente continental (^{Terrones-Benítez, 1922}; ^{Díaz-Unzueta, 1983}; ^{Cruz-Pérez y Ríos-Vázquez, 1998}). Este conglomerado pasa de forma gradual a una sucesión con arenisca, caliza, lutita, toba y andesita, que ^{Cruz-Pérez y Ríos-Vázquez (1998)} la designan impropiamente como CVI, depositada en ambiente marino.

Figura 1 Mapa geológico del distrito minero Guanaceví, Durango (elaborado en este trabajo). En recuadro superior derecha localización del Terreno Tahué (Ta) y recuadro amarillo ubicación del área de estudio. 

Este trabajo tiene como objetivos: aportar la descripción taxonómica de calpionélidos, que confirman la presencia del Tithoniano tardío y Berriasiano temprano, en Guanaceví, Durango, en el occidente de México. Así mismo, se aportan datos para considerar la migración de estos fósiles de entorno Tetisiano, al Pacífico Boreal. Adicionalmente, se describe la litología, evolución estratigráfica y posición de estos fósiles en la sucesión que los contiene.

2. Método del trabajo

Con trabajos de campo se verificaron y tomaron muestras de localidades estratégicas para datar por micropaleontología a las rocas del distrito minero de Guanaceví. Con GPS se ubicaron localidades de muestreo y control geológico que se posicionaron en coordenadas Universal Transversa Mercator (UTM) DATUM NAD 27, carta topográfica INEGI 13R G13 C47, (Figura 1). Se midieron dos columnas estratigráficas (Figura 2) y las muestras colectadas se ubican en ellas. De estas muestras se obtuvieron láminas delgadas para estudio con microscopio petrográfico, con luz natural y polarizada, para identificación taxonómica de microfauna. Las muestras de caliza mudstone y wackestone presentan dolomitización. Con la técnica de fluorescencia (^{Bezouzca et al., 1998}), se pudo mejorar la observación para reconocer rasgos taxonómicos distintivos de la microfauna y diferenciar lóricas con recubrimiento de materia orgánica. Las láminas delgadas con microfósiles, acrónimos Eas 3051, 3052, 3195-3198, están depositadas en la Colección Nacional de Paleontología, Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Ciudad Universitaria, CDMX, catálogo número IGM 521-MI a 524-MI. Un ejemplar de esponja fósil se encuentra depositada en la Universidad Autónoma del Estado de Hidalgo, Mineral de la Reforma, Área Académica de Ciencias de la Tierra y Materiales, catálogo número UAEHAACTYM-00379.

Figura 2 Secciones estratigráficas de Guanaceví, Durango. Explicación en el texto. 

3. Bioestratigrafía

Las muestras de caliza y arenisca en donde hay microfósiles están recristalizadas y dolomitizadas, por lo que la preservación de los calpionélidos es mala. No obstante, se lograron identificar tres zonas de calpionélidos (Figuras 2 y 3):

Figura 3 Calpionélidos y microfacies de la sección San Pedro. A: Chitinoidella boneti (muestra 3051). B: Chitinoidella sp. (muestra 3051). C: Tintinnopsella carpathica (muestra 3197). D: Crassicollaria massutinianna (muestra 3196). E, F: Crassicollaria sp. (muestra 3196). G: Remaniella ferasini (muestra 3052). H: Caliza recristalizadas con fragmentos esqueletales no identificados, clastos de glauconita y crecimientos de pirita (muestra 3051). I: Wackestone de espículas de esponjas y radiolarios (muestra 3052). 

4. Estratigrafía

La sucesión estratigráfica en el área de Guanaceví (Figura 2), en la base, está compuesta por ortoconglomerado polimíctico, designado (de manera ambigua e informal) como conglomerado Guanaceví (^{Terrones-Benítez, 1922}; ^{Díaz-Unzueta, 1983}; ^{Cruz-Pérez y Ríos-Vázquez, 1998}). Lo integran clastos de andesita, cuarzo lechoso y vítreo, pedernal y arenisca de grano fino, proporción variada de esquisto y gneis, con mica blanca, con matriz de arcilla, arenisca de grano grueso y cementante de sílice que da dureza extrema a la roca (Figura 4A). Su tamaño varía desde gránulos mayores a 1 cm a bloques de 30 cm de diámetro, con formas angulares a subredondeadas, el acomodo puede ser grano soportado o clastos flotados en arenisca de grano grueso sin orden aparente, con estructuras de corte y relleno, en capas gruesas que lateralmente se acuñan y se amalgaman dando impresión de ser masivas y no hay restos fósiles. Su coloración es mayormente guinda, no obstante, hacia la cima el cemento es calcáreo y el color de la roca es amarillo y crema. El espesor de este conjunto pétreo es mayor a 400 m, sin conocer su base.

Figura 4 Sección de San Pedro. Estratos gruesos del conglomerado Guanaceví (A). Morfología que presentan esponjas (B). Capas de toba y arenisca en estratos gruesos con laminación interna (C). Rizaduras en la cima de estratos de limolita sobre capas de caliza con Tintinopsella carpathica (D). Sucesiones de grano medio a fino con laminación de ángulo bajo, estratos de caliza, arenisca y limolita que alternan entre sí y forman espesores de ~3 m (E y F). 

En la sección estratigráfica de San Pedro (Figura 2), este conglomerado pasa de manera gradual a arenisca de grano grueso a grano medio, con forma subangular a subredondeada, en lo general es granodecreciente a la cima, con estructuras sedimentarias con estratificación laminar cruzada de ángulo alto y truncamiento, estructuras de corte y relleno y hay cuerpos lenticulares de paraconglomerado con disposición invertida (grano grueso a la cima), o disposición normal (grano grueso en la base y grano fino a la cima), con cemento de carbonato de calcio y su color es guinda y gris verdoso. El espesor de este intervalo es de ~130 m.

Estratos superiores tienen arenisca de cuarzo y fragmentos líticos, de grano medio a grano fino, cementada por carbonato de calcio, en estratos con 30 cm de espesor en promedio, su color es gris verdoso y gris claro. Hay colonias de esponjas (Figura 4B), fragmentos de molusco y abundantes cubos de pirita de ~1 mm. En estos estratos hay Chitinoidella boneti y Chitinoidella sp. (muestra 3051) y su espesor es ~25 m. Estas capas se ubican en las coordenadas 0397610m E y 2871351m N.

La sucesión anterior pasa a limolita, arenisca de grano fino y toba, en cuerpos de 1 m a 2 m, con estructura laminar paralela, de color magenta, morado y verde claro, se intercalan estratos gruesos de conglomerado y arenisca conglomerática con clastos bien redondeados, hay estratificación cruzada e icnofósiles y su cima pasa de forma gradual a limolita y caliza. El intervalo es de ~120 m de espesor.

El cuerpo litológico superior está compuesto por limolita calcárea con laminación paralela, incluye nódulos de caliza de textura mudstone dolomitizado y color negro, se intercalan capas delgadas de caliza mudstone, gris obscuro, hay lentes delgados de pedernal (Figura 4C-F), intercalación de lutita y arenisca de cuarzo de grano fino, abundantes rizaduras de corriente, laminación cruzada de ángulo bajo y laminación paralela. Las capas de caliza en la base tienen Crassicollaria massutinianna y Crassicollaria sp. (muestra 3196), mientras que, en un espesor breve, los estratos superiores de caliza tienen Tintinnopsella carpathica (muestra 3197, Figura 3C) y Remaniella ferasini (muestra 3052, Figura 3F). El espesor de este intervalo es de ~20 m. El cuerpo descrito se sitúa en las coordenadas 0397399m E; 2871551m N.

Sobre la cima del intervalo descrito hay brecha de andesita, con espesor de 2 m a 3 m, que pasa a cuerpos gruesos de toba y derrames de andesita que se intercalan entre sucesiones de limolita y lutita, de colores verde y guinda, con 1 m a 5 m de espesor y, en ascenso estratigráfico, se repiten ciclos litológicos de similar aspecto. La continuación de la columna estratigráfica tiene brechas de composición volcánica, tobas, canales de conglomerado de guijas y guijarros, con predominio de derrames de andesita de color morado y su espesor asciende a más de 200 m, con la cima cubierta en discordancia angular y erosiva por ignimbritas de edad más joven.

La sección estratigráfica que tiene el reporte de calpionélidos en capas de caliza (^{Cruz-Pérez y Ríos-Vázquez, 1998}), está entre la comunidad Hacho o Acho (0401915m E; 2870554m N) y mina San Rafael (0402352m E; 2872030m N). La sección presenta falla en la base de la sucesión vulcano-sedimentaria asignada al Tithoniano, lo mismo sucede en el nivel 10 en el interior de la mina San Rafael, en donde se reporta al conglomerado Guanaceví (Cháirez-Blanco et al., 2009). En superficie la sucesión estratigráfica está compuesta, de la base a la cima, por cuerpos de limolita y arenisca de grano fino, con estructura laminar o cruzada de ángulo bajo, con esporádicos icnofósiles, se intercalan andesitas, tobas y su espesor es de ~ 150 m. Sobre la litología descrita hay toba, limolita y cuerpos de andesita, afloran esporádicos estratos delgados de caliza, limolita y arenisca de color verde o gris claro (Figura 2).

En capas de caliza con pliegues decimétricos, parcialmente cubiertas, se reportaron, sin probar, fósiles del Berriasiano Medio (^{Cruz-Pérez y Ríos-Vázquez, 1998}). A 220 m al N 46° W de la entrada a la mina Fanny, en la margen SW del talud de corte del arroyo, afloran estratos de caliza y arenisca (Figura 5), que se extienden por una longitud de 20 m, ubicados en las coordenadas 0401592m E; 2871909m N. Las muestras colectadas aquí (Eas 3050, 3089 a 3095), tienen dolomitización que no permitió identificar los calpionelidos reportados previamente (op.cit.).

Figura 5 Estratos de caliza textura mudstone intercalados entre arenisca y limolita, con pliegues estrechos, donde se reportó Calpionella alpina, Calpionella elliptica y Tintinnopsella carpathica (^{Cruz-Pérez y Ríos-Vázquez, 1998}). Martillo en el plano axial del pliegue. Localidad arroyo San Rafael. 

La sucesión estratigráfica vulcano-sedimentaria arriba descrita está cubierta en discordancia angular por rocas volcánicas y sedimentarias del Cretácico Superior-Paleógeno y del Neógeno, su descripción está fuera del objetivo de este trabajo.

5. Discusión

El conjunto de microfósiles que describe este trabajo define un rango de edad que va desde el Tithoniano tardío al Berriasiano temprano. Esta sección puede ser correlacionada con otras secciones de México, tanto en el oriente como el centro y sur del país, secciones en las que ocurre la inundación progresiva sobre tierras emergidas, con dispersión de sedimentos terrígenos contenidos en las formaciones Pimienta, La Casita/La Caja, durante el Tithoniano y caliza arcillosa en la Formación Taraises, en el Berriasiano (^{Castro-Mora et al., 1975}; Adatte et al., 1977; ^{Aguilera y Franco, 1995}; ^{López-Martínez et al., 2015}). No obstante, la sección de Guanaceví presenta características propias en su evolución. Un dato importante de la bioestratigrafía de la sección de Guanaceví es la presencia de calpionélidos en la parte occidental de la influencia del Tetis (Figura 6). Este dato amplía el registro de calpionélidos hacia una zona nueva, pero, además, abre la posibilidad de considerar nuevas rutas en el intercambio de faunas entre el Tetis y el Pacífico. Trabajos previos han encontrado calpionélidos en la Cuenca Neuquén, perteneciente al reino Austral (^{Fernández-Carmona y Riccardi, 1998}, ¹⁹⁹⁹; ^{Kietzmann et al., 2015}), calpionélidos que se correlacionan con los que se describen en el presente trabajo y en el centro y oriente de México. México es la ruta más probable de conexión entre ambos dominios a través del corredor hispánico. Sin embargo, la sección estudiada abre la posibilidad de rutas de dispersión hacia el Pacífico Boreal que hasta el momento no se consideraban.

Figura 6 Distribución de los registros de calpionélidos durante el Jurásico Tardío y el Cretácico Temprano en el Tetis y el Pacífico. Nótese la posición de las secciones estudiadas en el extremo occidental de la zona de influencia del Tetis y posibles rutas de dispersión (1,2,3) de los calpionélidos. Modificado de ^{López-Martínez et al., 2017}. 

La sucesión estratigráfica del Tithoniano y Berriasiano que este trabajo aborda no se acepta vinculada con el CVI, o nomenclatura estratigráfica informal dada por trabajos previos (^{González y Garnica, 1999}; ^{Torres-Ortiz et al., 1999}; ^{Escamilla-Torres, 2001}). En la SMOc el Mesozoico tiene tres secuencias estratigráficas limitadas por discordancias de primer orden. La secuencia I del Jurásico Medio (^{Eguiluz et al., 2022}), yace en discordancia angular a la secuencia II, formada por la sucesión de conglomerado en la base, que pasa a un potente espesor vulcano-sedimentario del Jurásico Superior-Albiano, es de ambiente mixto (marino y continental) y su cima está delimitada por discordancia. La secuencia estratigráfica III corresponde a una sucesión vulcano-sedimentaria continental (^{Eguiluz y Hernández-Ocaña, 2020}), del Cretácico Superior y Paleógeno, con afinidad estratigráfica y edad al CVI (^{Henry, 1975}; ^{McDowell y Keizer, 1977}; ^{Aranda-Gómez et al., 1997}; ^{Ferrari et al., 2005}). El análisis de nomenclatura y mayor detalle estratigráfico de las secuencias bosquejadas aquí queda fuera de los objetivos y alcances de este trabajo.

En Guanaceví, la sección estratigráfica de San Pedro tiene varias litologías. En la base está el conglomerado Guanaceví con las características litológicas descritas previamente. El tamaño, forma, composición y acomodo que integra a la roca, así como las estructuras sedimentarias canalizadas y cuñas laterales de los estratos, induce a interpretar de forma general, que se trata de un depósito que procede de fuentes de composición heterogénea, transportado por energía alta y cercanía de suministro variable, aunado a relieve morfológico relativamente abrupto, potestativo en un medio continental, de probable ambiente aluvial y/o fluvial (^{Walker y Cant, 1984}; ^{Miall, 2010}). Mayor detalle de análisis es improcedente para el objetivo de este trabajo.

La parte media de la sección de San Pedro tiene paulatina disminución de tamaño de grano y menor angularidad, se incrementa el cemento carbonatado que amalgama a la roca, los estratos de arenisca tienen estratificación laminar paralela y cruzada con icnofósiles, colonias de esponjas y escasos fragmentos de moluscos, aquí está la aparición de chitinoidélidos. En este nivel las muestras analizadas en microscopio incluyen extraclastos, cuarzo y granos de glauconita (Figura 3H), así como bioclastos autóctonos entre los que destacan los calpionélidos. El conjunto de esta facies sugiere un depósito francamente marino, en ambiente disóxico (^{Reison, 1984}; ^{Walker, 1984}; ^{Dalrymple, 2010}; ^{Plint, 2010}).

Los estratos superiores de la sección San Pedro tienen cuerpos de arenisca, limolita y toba alternados, con ausencia de moluscos e icnofósiles. Los estratos tabulares y delgados de caliza (con Crassicollaria sp. y Tintinopsella sp.) y pedernal, indican un depósito de ambiente marino normal, con incremento de profundidad relativa, posiblemente de plataforma abierta a talud (^{Walker, 1984}; ^{Scholle et al., 1983}). En microscopio en este nivel se registra un aumento del contenido carbonatado de las muestras, con texturas que varían desde los wackestone-packstone de espículas de esponjas, a mudstone-wackestone con calpionélidos e intraclastos micríticos (Figura 3I). Estos sedimentos se pueden englobar en dos facies estándares fundamentales, SMF-1 y SMF-3 depositadas en las FZ 2 y 3 correspondientes al pie de talud y la plataforma profunda (^{Flügel, 2004}).

Sobreyace a la litología anterior un espesor grueso de rocas volcánicas y litologías siliciclásticas que infieren condiciones de depósito continental durante un tiempo impreciso (sección no estudiada en este trabajo). La correlación litoestratigráfica entre las áreas de San Pedro y Hacho o Acho es difícil de establecer, los intervalos de caliza entre ambas localidades pueden ser la posible vinculación. Los estratos descritos como convolutos, con caliza entre limolita y arenisca de la sección Hacho, pueden ser estructuras originadas por deslizamiento de sedimento no consolidado, bajo la influencia de gravedad en una pendiente, al margen de un canal o en el borde de plataformas (^{Shanmugam, 2017}), congruente con los estratos de edad Berriasiano que aborda este trabajo.

6. Conclusiones

Este trabajo documenta por primera vez en México la presencia de Chitinoidella boneti y Chitinoidella sp. en rocas colectadas en un afloramiento. El neomorfismo que hay en la roca no permitió mayor detalle, sin embargo, se logró identificar la Zona de Chitinoidella, Zona de Crassicollaria (Tithoniano tardío) y Zona de Calpionella, subzona Remaniella (Berriasiano temprano). El conjunto de microfósiles admite su correlación con secciones estratigráficas del centro, sur y oriente de México y la influencia tetisiana hacia el occidente del país. La sección estudiada plantea la posibilidad de rutas de migración conectada con la región peripacífica Boreal. La litología que se describe en este trabajo reconoce una sucesión de transgresión, su base tiene facies de ambiente continental, pasa concordante y de forma gradual hacia facies de ambiente litoral y evoluciona a un medio sedimentario marino, posiblemente de talud o plataforma relativamente profunda, con vulcanismo asociado.

Contribución de los autores

La adquisición de datos en campo fue labor del autor de este trabajo. El estudio taxonómico fue labor del coautor del presente trabajo. La integración, análisis, conceptualización del tema, desarrollo técnico, redacción del manuscrito, diseño gráfico e interpretación fue labor de ambos autores.

Financiamiento

No hubo financiamiento externo, el primer autor financió los trabajos de campo.

Conflicto de intereses

No hay conflicto de intereses en este trabajo.

Editor a cargo

Francisco J. Vega