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Revista mexicana de ciencias geológicas

versión impresa ISSN 1026-8774

Rev. mex. cienc. geol vol.29 no.1 México abr. 2012

 

Discordancia entre el Jurásico y Cretácico en Huizachal, Tamaulipas, México: Su posible correlación con un límite de secuencia global

 

Unconformity between the Jurassic and Cretaceous in Huizachal, Tamaulipas, Mexico: Its possible correlation with a global sequence boundary

 

Samuel Eguiluz de Antuñano1*, Daniel Olivares–Ramos2 y Rafael López–Martínez1

 

1 Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Del. Coyoacán, 04510 México, D.F., México.

2 Petróleos Mexicanos, Exploración, Blvd. Lázaro Cárdenas 615, Edificio de Exploración, Col. Anzaldúas, C.P. 88630 Reynosa, Tamaulipas, México. * s_eguiluz@hotmail.com.

 

Manuscrito recibido: Julio 18, 2011
Manuscrito corregido recibido: Septiembre 15, 2011
Manuscrito aceptado: Septiembre 29, 2011

 

RESUMEN

En Huizachal, Tamaulipas, al poniente del túnel Rumbo Nuevo, se presentan con claridad las relaciones estratigráficas entre las formaciones La Casita y Taraises. El contacto entre ambas unidades está marcado por un cambio litológico brusco, una superficie de erosión y contenido palentológico, y en este trabajo los autores identifican una discordancia paralela (paraconformity). La cima de la Formación La Casita tiene capas de lutita, arenisca de grano fino y conglomerado, estas capas contienen Suarites sp. (Zona de Durangites) y Crassicollaria brevis, por lo que se considera que su depósito pertenece al Tithoniano superior (Zona A2 o de Crassicollaria brevis). Sobre el conglomerado y superficie de erosión sobreyace la Formación Taraises, constituida por capas de caliza tipo mudstone con Calpionella elliptica— C. alpina (chica), por lo cual estas capas pertenecen al Cretácico (Zona de Calpionella elliptica). Las relaciones estratigráficas, aunadas al contenido de fósiles con la ausencia de organismos característicos de la cima del Tithoniano superior (Zona A3 o Crassicollaria colomi) y de la base del Berriasiano inferior (inicio del Acme de Calpionella alpina, variedad isométrica), por ausencia de depósito o por erosión entre ambas formaciones, sugieren proponer en este trabajo la existencia de una discordancia paralela.

La continuidad estratigráfica más joven en la Formación Taraises presenta estratos de caliza con textura tipo mudstone que pasan hacia capas de caliza de textura wackestone de bioclastos. En esta sucesión estratigráfica se identifica una evolución de microfósiles que varían desde Calpionella alpina — C. elliptica, seguida por Calpionellopsis simplex, Calpionellopsis oblonga, Tintinnopsella longa, T. carpathica (forma larga), hasta Calpionellites sp., lo cual confirma la continuidad litológicay su variación en edad, desde el Berriasiano medio al Valanginiano temprano.

La posición cronoestratigráfica de la discordancia observada en este trabajo se correlaciona con un evento regresivo observado en los bordes paleogeográficos de otras regiones de México y del mundo y se propone que puede correlacionarse con un límite de secuencia global.

Palabras clave: estratigrafía, discordancia, Fm. La Casita, Fm. Taraises, Jurásico, Cretácico, Huizachal, México.

 

ABSTRACT

In Huizachal, Tamaulipas, at the western end of the Rumbo Nuevo tunnel, clear stratigraphic relationships between the La Casita and the Taraises formations are well exposed. The contact between the formations is marked by a paraconformity, represented by an erosional surface overlain by an abrupt lithologic change. In the upper part of the La Casita Formation, fine–grained sandstone and siliciclastic mudstone are interbedded with conglomerates, and the top of the formation is truncated by a bedding–parallel erosional surface. The sandy matrix of the uppermost conglomerate contains Suarites sp. (Durangites Zone) and Crassicollaria sp. (with curved collar morphology), which indicate deposition during the late Tithonian (A2 or Crassicollaria brevis zone). The Taraises Formation overlies the conglomerate and consists of lime mudstone beds with Calpionella elliptica – C. alpina (small), which indicate deposition during latest–early Berriasian. The absence of distinctive fossils from the top of the latest Tithonian (A3 or Crassicollaria colomi Zone) and the earliest Berriasian (start Calpionella alpina Acme, isometric variety) suggests non–deposition or erosion between the La Casita and the Taraises formations.

Up–section in the Taraises Formation, a rapid transition from mudstone to bioclastic wackestone beds is observed, marked by a succession of Calpionella alpina – C. elliptica, followed by Calpionellopsis simplex and Calpionellopsis oblonga, with a large form of Tintinnopsella longa and T. Carpathica, at the top Calpionellites. This lithologic andpaleontologic succession suggests a stratigraphic continuity and change in age from the middle Berriasian to early Valanginian.

The stratigraphicposition of theparaconformity described in this study correlates with a regressive event. This may correspond to a sequence boundary of second order thatseparates Jurassic and Cretaceous strata on continental margins in other regions of Mexico and worldwide.

Keywords: stratigraphy, paraconformity, La Casita Fm., Taraises Fm., Jurassic, Cretaceous, Huizachal, Mexico.

 

INTRODUCCIÓN

La localidad estudiada se ubica en el Valle de Huizachal (Figura 1), sobre el corte de la carretera estatal 126, al poniente del túnel Rumbo Nuevo. La discordancia paralela que se presenta en este trabajo pone en contacto rocas depositadas muy próximas al límite Jurásico–Cretácico. Este límite cronoestratigráfico reviste complicada polémica dentro de la comunidad geocientífica y es necesario exponer aquí los motivos de la controversia. Así mismo, la identificación de esta discordancia requiere analizar varios factores geológicos para poderla vincular posiblemente en el marco de un cambio relativo del nivel del mar de escala global.

La evolución estratigráfica del límite Jurásico–Cretácico proviene de los estudios iniciados en el siglo XIX e inconclusos en el siglo XX. El Cretácico fue propuesto por DOmalius dHalloy (1822) para denominar a las cretas y otros sedimentos, que se encuentran en la Cuenca de Paris. Posteriormente d'Orbigny (1842), en esa cuenca, agrupó conjuntos de fósiles del Cretácico en cinco divisiones mayores ("pisos") y designó al Neocomiano como la unidad inferior de esa división. En el área de Neuchâtel, Suiza, Thurmann (1836, en Ogg et al., 2004) usó al Neocomiano como piso y colocó su base coincidente con el límite inferior de la Serie Cretácica, entre la cima de la Formación Goldberg y la base de la Unidad Oolítica Inferior de la Marga Bâtard. Este límite corresponde respectivamente con las actuales zonas de amonitas Berriasella jacobi y Subthurmannia occitanica (Clavel et al., 1986 en Hoedemaeker, 1987; Hoedemaeker, 1987, 1991), mientras que la base de la Formación Pierre Châtel, posiblemente correlaciona con la parte superior de la subzona de Subthurmannia subalpina (Tabla 1). El coloquio sobre el Cretácico Inferior (1975) recomendó remplazar el uso del piso Neocomiano motivado por su amplitud y substituirse por los pisos Berriasiano, Valanginiano y Hauteriviano, sin embargo, esta resolución no ha procedido en el consenso general y el uso del Neocomiano continúa siendo común en la literatura geológica.

El intervalo Tithoniano fue definido por Oppel (1865) para incluir a los estratos ubicados entre el Kimeridgiano y el Valanginiano (definido por Desor, 1854 y Desor y Gressly, 1859). Oppel (1865) no indicó una sección específica de referencia para el Tithoniano y, durante mucho tiempo, la inapropiada definición fue motivo de controversia para su unánime aceptación. Además, la posterior definición del Berriasiano como piso, incluido en la cima del piso Tithoniano original, acrecentó los problemas para la aceptación internacional de este intervalo compartido entre ambos pisos. Arkell (1956) argumentó que debido a la aceptación del Tithoniano como piso terminal del Jurásico, con uso continuo por mucho tiempo en la región del Tethys, era muy tarde para suprimirlo y más conveniente admitirlo como tal.

El Berriasiano fue definido por Coquand (1869, 1871, 1875) y se reconoce en toda la extensión del mar de Tethys, desde la India hasta México. Este piso incluye a las "Calizas margosas de Berrias", las cuales contienen las actuales zonas de Subthurmannia occitanica y S. boissieri; estas zonas correlacionan con la proximidad de la base del Neocomiano en la región de Neuchâtel, Suiza, y por lo tanto, definen la base del Cretácico (Desor y Gressly, 1859). Como se describió anteriormente, por cronología, el piso Berriasiano traslapa a la definición original del Tithoniano. En el estratotipo del Berriasiano solamente se encuentra la parte superior de la Zona Pseudosubplanites grandis y la mayor parte del subpiso Ardesciano, como parte terminal del Tithoniano, está erosionado.

Kilian (1896) encontró un conjunto de amonitas con transición de formas entre el Tithoniano y el Berriasiano. Estas amonitas alojadas en estratos a los que denominó "Nivel Gensiac", inmediatos debajo de la base del piso Berriasiano, representan aproximadamente una parte de la Zona de Pseudosubplanites granáis. Kilian (1896) unió el "Nivel Gensiac" a los estratos del Berriasiano y a ambos los denominó como el nivel infravalanginiano, y situó en la base de estas capas al contacto Cretácico, pero sin modificar el límite Berriasiano. La base del infravalanginiano se consideró inadecuadamente, durante muchos años, como el "limite clásico" del Cretácico.

Mazenot (1939) propuso la base del "infravalanginiano" como equivalente de la base del Berriasiano y por ende, la Zona de Pseudosubplanites granáis, como una extensión del Berriasiano y por consecuencia, esta zona se incluyó como la base del Cretácico. Le Hégarat y Remane (1968) conservaron este límite Jurásico–Cretácico y colocaron a la Zona de Berriasella jacobi en la parte más superior del Tithoniano. Esta zona abarca la mayor parte de la "Caliza Blanca de l'Ardéche", la cual representa a la cima del Tithoniano superior (Subpiso Ardecsciano). En el estratotipo Berriasiano este cuerpo de caliza blanca incluye la subzona de P. granáis (base del Berriasiano para Kilian, 1896 y Mezenot, 1939), mientras que en la parte inferior de la caliza están las zonas de Durangites y Microcanthoceras microcanthum de la cima del Tithoniano superior.

El Colloque sur la limite Jurassique–Crétacé (1975) consideró inconveniente definir el límite del Cretácico con base en la Zona de P. grandis, por ser indistinguible de la Zona de B. jacobi y ambas zonas fueron unidas en la "Zona grandis–jacobi". Enay y Geyssant (1975) propusieron que el límite Jurásico–Cretácico se ubicara en la base de la Zona de Berriasella jacobi. Esta opción fue acordada como solución temporal, por votación entre los asistentes al coloquio sobre ese límite y posteriormente aceptada como practicable por la International Union of Geological Sciences (1984), opción que ha continuado temporalmente vigente. Esta proposición no tiene una aceptación general, pues la base del Cretácico modificado así, no corresponde con el límite originalmente propuesto por Coquand (1871) y Thurmann (1836, en Ogg et al., 2004). Según Hoedemaeker y Bulot, (1990) lo deseable sería mantener la base del piso Berriasiano, sobre la cima de la Zona de B. jacobi. Remane (1990) propuso poner al piso Berriasiano en el Jurásico, para incluir la Zona de B. jacobi, aunado a la carencia de un cambio significativo de faunas en el estratotipo del Berriasiano, por lo tanto, según Remane (1990), la base del Cretácico correspondería a la actual base del piso Valanginiano. Por otro lado, Hoedemaeker y Company (1993) consideraron abandonar la subzona P. grandis y solamente mantener extendida la Zona B. jacobi, lo cual ocasionaría cambiar el límite Jurásico–Cretácico y la base del piso Berriasiano propuesto por Enay y Geyssant (1975), en la cima extendida de la Zona B. jacobi. Esta proposición retoma conservar el límite Jurásico–Cretácico en la base del piso Berriasiano de la manera como originalmente fue propuesto por Coquand (1869, 1871) y, por lo tanto, la base del Cretácico también quedaría en esa posición.

El otro grupo de fósiles utilizado para establecer la base del límite Cretácico ha sido el de calpionélidos, éstos aparecen en el registro fósil a mediados del Tithoniano, representados por la Familia Chitinoidellidae. Remane (1986) restringe el alcance estratigráfico de la Familia Calpionellidae del Tithoniano superior al Valanginiano inferior. Actualmente se sabe que especies del género Tintinnopsella alcanzan el Hauteriviano superior (Blau y Grün, 1997). Durante el transcurso evolutivo de la Familia Calpionellidae, dos especies presentan cambios morfológicos significativos durante la transición Tithoniano –Berriasiano, estas son: Calpionella alpina y Tintinnopsella carpathica. Tres formas se distinguen en Calpionella alpina: una forma grande y elongada en las subzonas A2 y A3 de Remane (1985); una forma intermedia cercanamente esférica, en la parte inferior de la zona B de Remane (1985) y a esta, sobreyace una forma pequeña y esférica muy abundante. Tintinnopsella carpathica comienza su evolución con una variedad pequeña en el Tithoniano medio. Durante la parte superior de la Zona A y en la Zona B de Remane (1985) se presenta una forma rara, ligeramente más grande; finalmente, formas muy grandes y atípicas se pueden observar en el Berriasiano temprano (Remane, 1985). En el estratotipo del Berriasiano, la cima de este intervalo estratigráfico adolece de una clara zonificación diagnóstica de amonitas, sin embargo, son distinguibles las zonas de calpionélidos A y B de Remanne (1985).

La aplicación de una u otra zonación tiene un control regional y paleogeográfico pues depende de la disponibilidad de uno u otro grupo fósil.

Numerosas versiones de correlación han sido realizadas para establecer el límite Jurásico–Cretácico entre los dominios Boreal y Tethys, sin llegar a resultados comúnmente aceptados. Hoedemaeker (1987) y Hoedemaeker et al. (2003) combinaron diferentes técnicas estratigráficas (bioestratigrafía, magnetoestratigrafía y análisis de secuencias) y proponen que la base del Cretácico, en el sureste de Inglaterra, se encuentra en un nivel cercano a la base de la unidad "Cypris Free stones" y por lo tanto, la mayor parte del Grupo Caliza Purbeck es de esta edad. En caso de seleccionar la cima de la Zona Jacobi, entonces la base del piso Berriasiano caerá cercana a la base del Grupo Caliza Purbeck. De esta conclusión, Hoedemaeker (1987) y Hoedemaeker et al. (2003) proponen que ambas, las zonas de B. jacobi y B. grandis, correlacionan con la actual cima del piso Portlandiano (Cope et al., 1980).

Zakharov et al. (1996) correlacionaron las zonas de calpionelidos y amonitas del Mediterráneo, con la zonas de amonitas boreales y propusieron que la base de la Biozona B de Remane (1971) era aproximadamente coincidente con la base de Craspedites okensis y ésta, equivalente con la base de la Zona B. jacobi. Por otro lado, a la base de la Zona C de Remane (1971), la ubicaron en la base de la subzona Chetaites sibiricus y la correlacionaron con la cima de la subzona S. subalpina. Zakharov y Rogov (2008) combinaron magnetoestratigrafía y bioestratigrafía y señalan que la base de la Zona de Calpionella en el dominio Tethys (Zona B de Remane, 1971), se encuentra dentro de la porción media de la Zona C. taimyrensis y esta Zona correlaciona a su vez con la Zona C. nodiger, como parte terminal del piso Volgiano en su localidad tipo. Por lo tanto, consideraron que ambos, zonas y piso, podían quedar dentro de la base de la Zona Jacobi y así, ser aproximadamente equivalentes a la cima del Tithoniano en el sentido originalmente propuesto por Coquand (1869, 1875) al situar la base del Berriasiano como límite del Cretácico.

La base del Cretácico en el dominio Boreal se presenta con dos alternativas: una es colocar la base del Berriasiano en la base de la Zona de B. jacobi, como lo propusieron Enay y Geyssant (1975), entonces la base de la Zona Kashpurites fulgens o base de C. okensisi, coinciden aproximadamente con la base del Volgiano superior. Pero si se coloca la base del Cretácico tomando como referencia la base de S. occitanica, éste quedará entre la cima de la Zona C. nodiger o cima de Ch. chetae (correlativas con la cima de la Zona B. jacobi) y la base de las zonas Ch. sibiricus, en la parte superior del piso Volgiano (Tabla 1).

El límite entre los pisos Volgiano y Ryazaniano, en Inglaterra se ubica entre la cima de la zona Subcraspedites lamplughi y la base de Runctonia runctoni, respectivamente. En el norte de Siberia, el límite de esos pisos (Berriasiano Boreal) se encuentra entre las zonas de Chetaites chetae y Ch. sibiricus (Tabla 1), así como entre la cima de la Zona de Subcraspedites nodiger y la base de Riasanites rjasanensis en la Rusia europea. Siguiendo el criterio de Saks (1975), el piso "Berriasiano Boreal" se usa en Rusia para sustituir al piso Ryazaniano, lo cual ocasiona un traslape de edad entre el piso Boreal Volgiano superior y el original piso Berriasiano del Tethys.

Las correlaciones entre ambos dominios pretenden colocar la base del Cretácico y del piso Berriasiano en la posición que originalmente se definió en el siglo XIX. Al correlacionar las regiones Boreal y Tethys, Zakharov et al. (1996, 1997) y Hoedemaeker et al. (2003) sugieren dos opciones; una, colocar la base del Berriasiano en la base de la subzona jacobi, mientras que otra opción es colocar ese límite en la base de la Zona occitanica, la cual corresponde con la definición original de este piso.

El Berriasiano ha sido dividido en inferior y superior (Ogg et al., 2004), cuando se toma la definición propuesta por Coquand (1869, 1875), mientras que cuando se elige una división tripartita se incluye la Zona B. jacobi (Reboulet et al., 2006).

El límite Jurásico–Cretácico colocado en la base del Berriasiano es una costumbre que persiste en la actualidad, pero mientras la base del estratotipo del Berriasiano no esté asignada al inicio de una zona unánimemente aceptada, este límite estará indefinido.

 

EL LÍMITE JURÁSICO–CRETÁCICO EN MÉXICO

Las biozonas que identifican el límite Jurásico–Cretácico del Tethys y Boreal de Europa tienen dificultad para reconocerse en México por dos razones: por la distribución restringida de las especies y por la insuficiencia de estudios. Durante finales del Jurásico e inicio del Cretácico, México constituía el margen occidental del Mar del Tethys y es un área clave para correlaciones de ambos lados del Atlántico. El límite Jurásico–Cretácico está propuesto en México de acuerdo con los pisos de las series estratigráficas de Europa (Tabla 1), en donde prevalecen los criterios de Enay y Geyssant (1975) y de Remane (1985). La base del Cretácico y la cima del Jurásico se identifican principalmente mediante biozonas de dos grupos fósiles, los amonites y los calpionélidos. Los primeros han demostrado ser una herramienta muy precisa (Cantú–Chapa, 1976a, 1999) y, no obstante que existe controversia (Cantú–Chapa, 1996), los calpionélidos (Bonet, 1956) son los únicos microfósiles que admiten una zonación biocronológica similar a la de los amonites (Grün y Blau, 1997). En las secciones bioestratigráficas analizadas por diferentes autores (Cantú–Chapa, 1976b; Longoria, 1977; Longoria y Dávila, 1979; Adatte et al. 1996 a; López–Oliva, 1989, 1991; Olivares–Ramos, 2006; Pessagno et al., 2009, entre otros), la sucesión litoestratigráfica en el límite Jurásico–Cretácico es reportada como transición normal, con concordancia de estratos; en algunas secciones el cambio litológico es transicionalmente rápido, mientras que en otras secciones este cambio litológico es drástico entre las formaciones limítrofes. En trabajos antecedentes se observa que para el límite Jurásico–Cretácico en México, definido con amonitas (Cantú–Chapa, 1967, figs. 3 y 4) o con microfósiles (Addate et al., 1994; Olivares–Ramos, 2006), la litología indica ambientes de relativa profundidad.

Pocos son los trabajos que señalan una discordancia entre las unidades litoestratigráficas que delimitan las series de esta edad (Burrows, 1910; Imlay, 1936, 1937; Longoria et al., 1999; Goldhammer y Johnson, 1999, 2001; Eguiluz–de Antuñano, 2011); en estos casos los ambientes de depósito son relativamente someros.

El límite Jurásico–Cretácico en el noreste de México se ubica en la proximidad del contacto litoestratigráfico entre las formaciones La Casita y Taraises, o formaciones equivalentes en edad. Algunos autores (Cantú–Chapa, 1968, 1976a; Adatte et al., 1992, 1994; López–Oliva, 1991) coinciden en que el contacto entre esas formaciones es concordante pero diacrónico, mientras que otros autores (en la localidad de Huizachal, Carrillo–Bravo, 1961, entre otros), señalan que el cambio litológico es concordante, sincrónico y coincidente con el límite cronoestratigráfico Jurásico–Cretácico.

Con base en la clasificación de amonitas (Burckhardt, 1930; Imlay, 1939, 1944; Cantú–Chapa, 1968, 1976a, 2001), se identifica al Tithoniano superior en estratos que corresponden a la cima de la Formación Pimienta, La Casita o La Caja y se caracteriza por la presencia de Salinites grossicostatum (Imlay), S. inflatum (Imlay), Proniceras victoris (Burckhardt), P. subtorrense, P. aff. P. victoris (Burckhardt), P. aff. P. subpronum (Burckhardt), Corongonoceras aff. C. mendozanum (Behrendsen) y Haploceras veracruzanum (Cantú–Chapa, 1976a). Estas formas son isócronas de la Zona con Paradontoceras aff. P. calistoides y Proniceras larense (Cantú–Chapa, 1968). La asociación de Parodontoceras y Durangites, con disminución de Salinites inflatum son más propias de la cima de este piso, mientras que Suarites sp. con Acevedites y Haploceras es común en la base del Tithoniano superior (Cantú–Chapa, 1976a). Varias especies de Durangites (D. acanthicus, D. densestriatus) tienen alcances contemporáneos en el Mediterráneo y en México, por lo tanto, la correlación de la Zona Durangites del Tithoniano superior puede realizarse entre ambas regiones. La ocurrencia de Aucella del grupo mosquensis asociada con Durangites sp., reportada en San Pedro del Gallo (Burckhardt, 1930), puede ser equivalente a la Zona de Buchia cf. B. blandfordiana, que está presente en Columbia Británica, Canadá (Hoedemaeker, 1991). Esta asociación sugiere una correlación entre una parte del Tithoniano superior (Zona Durangites del Tethys), con la parte superior del Volgiano medio (Zona de Epivirgatites variabilis de Siberia, Zakharov, 2003). La afinidad de fósiles entre México y el Tethys muestra una estrecha conexión, pero posiblemente también hay cierta afinidad con organismos del dominio Boreal, descritos por Burckhardt (1930) y Pessagno et al. (2009), como ocurre en el Estado de Durango (San Pedro el Gallo, Villa Juárez, etc.). Cabe señalar que Pessagno et al. (2009) proponen que la aparición de calpionélidos en el dominio Tethys es diacrónica entre Europa y América. Pessagno et al. (2009) señalan que la Zona B de calpionélidos de Remane (1971) es diacrónica entre Europa y México, y que Crassiccollaria aparece entre las biozonas de Mazapilites y Paradontceras y, por lo tanto, recomiendan que el límite Jurásico–Cretácico sea revaluado. Sin embargo, los autores en este trabajo no compartimos su idea.

El Berriasiano en México se identifica en la base de las formaciones Taraises y Tamaulipas Inferior. En ellas se reconocen las zonas de Subthurmannia, Spiticeras y Berriasella neohispanica (Burckhardt, 1930; Imlay, 1939, 1944). Cantú–Chapa (1976a) considera que Subthurmannia mazatepense y Spiticeras sp. definen la base del Berriasiano inferior en Mazatepec, Puebla (Formación Tamaulipas Inferior), pero reconoce que este piso puede dividirse en un nivel inferior representado por Subthurmania sp. y Neolissoceras semi–sulcata, y un nivel superior con Spiticeras (Spiticeras), Berriasela neohispanica (Burckhardt) y Leptoceras sp. (Cantú–Chapa, 1976a). En la provincia mediterránea, Hoedemaeker (1987) considera que la ocurrencia de Spiticeras (Spiticeras) no aparece debajo de la subzona jacobi, mientras que Proniceras (exeptuando P. toucasi) no sobrepasa el límite superior de esta subzona y la ocurrencia de ambas especies es indicativa de la subzona jacobi (Tabla 1).

Son varias las zonaciones de calpionélidos establecidas hasta ahora (Tabla 1). Remane (1971) y Remane et al. (1986) propusieron una subdivisión de las zonas estándar de calpionélidos que fue aceptada posteriormente por otros autores para México (Adatte et al., 1994, 1996a, 1996b; López–Oliva, 1989, 1991; Olivares–Ramos, 2006). Estudios más recientes presentan nuevas divisiones subzonales comparadas con otras zonaciones (incluidas las de Remane, 1986) y calibradas con amonites, estableciendo de esa manera edades con mayor precisión (Tabla 1).

Adatte et al. (1993) consideran que todos los calpionélidos conocidos para México ocurren en Europa, pero que no todos los calpionélidos de Europa han sido encontrados en México y resultaría prematuro aplicar en México las subzonas de calpionélidos publicadas más recientemente para la región del Mediterráneo (e.g., Reháková y Michalik, 1997; Blau y Grün, 1997). Por tal motivo, dichas zonaciones son consideradas en el presente trabajo únicamente para correlacionar y calibrar las edades de los calpionélidos con algunas modificaciones (Olivares–Ramos, 2006). Tomando en cuenta lo anterior, en este trabajo se emplea la zonación estándar propuesta por Remane (1963, 1964, 1971; Tabla 1). Para el territorio mexicano, Adatte et al. (1996a, 1996b) confrontaron las zonaciones de calpionélidos con amonites y encontraron diferencias con la zonación de calpionélidos propuesta por Trejo (1980, Tabla 1). El límite bioestratigráfico Jurásico–Cretácico en México, siguiendo el criterio acordado por el Colloque sur la limite Jurassique–Crétacé (1973), se localiza en la zona de Calpionella y la base del Berriasiano coincide con la explosión de Calpionella alpina en su variedad isométrica (Remane, 1971; Remane et al. , 1986; Blau y Grün, 1997); sin embargo existe controversia al respecto, ya que otros autores (Longoria, 1982; Hoedemaeker, 1984) proponen dicho límite coincidente con la primera ocurrencia de Calpionella elliptica, esta propuesta tiene por objeto hacer coincidente la base del límite Cretácico con la definición original (Coquand, 1869, 1875).

La transición Tithoniano–Berriasiano en el noreste de México es compleja y variable. Los cambios de facies laterales en las formaciones están afectados por el entorno paleogeográfico, el cual influyó directamente en los paleoambientes y afectó la presencia o preservación de organismos planctónicos. Principalmente durante el Tithoniano, en los sedimentos terrígenos se oscurece la presencia de las zonas basales de calpionélidos, no obstante, asociaciones de calpionélidos del Tithoniano superior han sido observadas en este estudio, como en otros trabajos. Tal es el caso de la Zona de Crassicollaria (Olivares–Ramos, 2006; Adatte et al., 1996a, 1996b; López–Oliva, 1989), y la Zona de Chitinoidella (Lugo, 1975). Esta observación revela una conexión directa con el Tethys europeo desde finales del Jurásico, sugiriendo de esa manera que la zonación de calpionélidos para la región del Mediterráneo es válida para México y que la presencia de calpionélidos en México tiene un riguroso control paleogeográfico.

Tradicionalmente se creía que el límite bioestratigráfico Jurásico–Cretácico se encontraba en el contacto de las formaciones La Casita o La Caja con Taraises, y Pimienta con Tamaulipas Inferior. En oposición al criterio anterior se ha comprobado que el límite entre el Jurásico y el Cretácico se encuentra dentro de la parte superior de la Formación La Casita (López–Oliva, 1989, 1991; Adatte et al., 1996a; Olivares–Ramos, 2006). Para el Cerro de la Silla, N.L., el límite Jurásico–Cretácico se localiza cuatro metros por debajo del límite litológico entre las formaciones La Casita y Taraises (Olivares–Ramos, 2006). Esto indica que, en el noreste de México, el contacto entre ambas formaciones es diacrónico en diferentes áreas (secciones de Iturbide, San Pedro del Gallo, Puerto Piñones y Sierra del Jabalí estudiadas por Adatte et al., 1996a). La diacronía en la edad del contacto litológico responde a situaciones paleogeográficas, donde las variaciones laterales de facies y la proximidad a los altos estructurales juegan un papel muy importante.

 

ESTRATIGRAFÍA DEL CONTACTO LA CASITA–TARAISES

El método utilizado para realizar este trabajo consistió en observaciones de campo realizadas en una sección estratigráfica medida capa a capa con cinta métrica. Las muestras colectadas se analizaron en lámina delgada con microscopio petrográfico de luz polarizada, las muestras de caliza se identificaron en el campo siguiendo la clasificación de Dunham (1962). La determinación de la mayoría de las amonitas fue realizada por el Dr. Abelardo Cantú Chapa, mientras que las determinaciones micropaleontológicas fueron realizadas por Daniel Olivares Ramos y Rafael López Martínez con base en la zonificación de Remane (1971), relacionada con otras más recientes (Remane et al., 1986 y Reháková y Michalik, 1997). Es conveniente señalar que el muestreo realizado en la sección de Huizachal corresponde a un trabajo preliminar y será adecuado obtener un control más estricto, apoyado con otras técnicas, para obtener mayor resolución del postulado que aquí se presenta. Sin embargo, este trabajo y la medición adicional de otras secciones en preparación y pendientes de publicar confirman la tesis que aquí proponemos.

El contacto estratigráfico entre las formaciones La Casita y Taraises en el Valle de Huizachal se presenta con claridad en dos localidades (Figura 1); en el Arroyo de Juan Capitán, en la salida oriente del Valle Huizachal y al poniente del túnel de la carretera Rumbo Nuevo. Esta última localidad no presenta complejidad estructural, el afloramiento está claramente visible y se observan sus características litoestratigráficas sin dificultad. La sucesión litoestratigrafica en esta última localidad, de la base a la cima, consiste de un espesor con más de 40 m de la Formación La Casita, la cual es constituida por capas de 10 a 15 cm de subarkosa, limolita y lutita con estratificación laminar que alternan entre sí. Su color es gris obscuro o negro, con trazas de material carbonoso, posiblemente producido por materia orgánica, característica de las rocas del Kimeridgiano y Tithoniano en esta región del país. Contiene huellas de amonitas y otros fósiles marinos diseminados en la roca. Los cinco metros superiores de la Formación La Casita (Figuras 2 y 3) tienen varios estratos de brecha y conglomerado anguloso a subredondeado, formados por clastos de limolita de 0.5 a 1 cm de diámetro, de color negro, embebidos en matriz de arenisca de grano muy fino y lutita del mismo color y carbonosa (Figura 4j). Los estratos de conglomerado forman ciclos (Figura 3) que se repiten y están intercalados entre caliza con textura mudstone y lutita en capas laminares; las capas de caliza contienen fragmentos de Saccocoma sp. con cemento sintaxial (figuras 3, 4k y 4l). La sucesión de mudstone a conglomerado es de granolumetría que crece a la cima y culmina con superficies irregulares. La Formación La Casita termina con una capa de conglomerado de 50 cm de espesor (capa número 15 en la Figura 3), con las características descritas anteriormente para estos estratos, pero en la matriz se presentan amonitas (Durangites sp. y Suarites sp.) y calpionélidos (Crassicollaria brevis y C. massutiniana., Figuras 3 y 4d, 4f). La cima de este conglomerado presenta una superficie irregular, aparentemente provocada por erosión (figuras 2 y 3).

La Formación Taraises en esta localidad tiene un espesor de 60 metros (Carrillo–Bravo, 1961). Sobre el estrato de conglomerado y superficie de erosión arriba descritos descansa la Formación Taraises (figuras 2 y 3), su base es una capa de caliza tipo mudstone de 25 a 30 cm de espesor, de color gris obscuro (capa número 16, Figura 3), sucedida ascendentemente por 3.5 metros con varios estratos de caliza con intercalaciones de lutita, en capas medias, pero la coloración se hace gris de tono medio a claro. Las muestras de este intervalo en ocasiones presentan intensa recristalización, lo que impacta directamente en la preservación de los microfósiles. Tal es el caso extremo de la muestra Eas 2167, en la cual algunas secciones de fósiles se identificaron como tentativas. Los estratos más inferiores de la Formación Taraises (muestras Eas 2136, 2179) contienen Calpionella alpina isométrica (Figuras 4a, 4b y 4c) y C. elliptica, (Figuras 3 y 4d). Ascendiendo un metro y medio desde la base de la sección (muestra Eas 2166) se presentan capas de caliza tipo mudstone, con Calpionella alpina, C. elliptica y Calpionellopsis simplex (Figuras 3 y 4i), con un probable ejemplar de Olcostephanidae (Spiticeras sp.). La preservación de los microfósiles en estos primeros metros por encima de la discordancia es de aspecto regular y Calpionella elliptica se presenta escasa pero es reconocible sin ambigüedad. Tres metros sobre la base de la Formación Taraises se encuentra un cambio litológico en el que predominan estratos de caliza mudstone arcilloso, en capas de 30 a 40 cm de espesor, con marga intercalada, ambas litologías de color gris medio e intemperismo gris cenizo, numerosa bioturbación, esponjas, corales y cámaras de habitación de artrópodos, con abundantes amonitas (Karakaschiceras sp. y Neocomitidos), coexistiendo con Calpionellopsis oblonga, C. simplex, Tintinnopsella longa y T. carpathica forma larga (Figuras 3, 4g).

La sucesión de estratos de la sección continúa ascendiendo con caliza tipo mudstone, en capas de 30 a 40 cm en un paquete con más de 15 m de espesor (Figura 5 y capas numeradas 21 a 30 en el afloramiento), su cima tiene un cambio litológico notable que destaca por la presencia de caliza moteada con pseudomorfos de yeso, arenisca en estratos con geometría de cuñas ("onlap") y caliza con lamelibranquios (ostras). Los fósiles que contiene la cima de este intervalo son Olcostephanus sp., Calpionellites sp., Calpionellites darderi, Tintinnopsella longa y Tintinnopsella carpathica forma larga.

 

DISCUSIÓN

Las formaciones La Casita y Taraises en Huizachal están conformadas por rocas de origen marino, que se presentan separadas por un contraste litológico brusco, marcado por un conglomerado en la cima de la Formación La Casita y una superficie que se interpreta provocada por erosión, paralela a la estratificación, que está cubierta por estratos de la Formación Taraises, la disposición litoestratigráfica revela una discordancia paralela (paraconformity) y no angular.

En la Formación La Casita se presentan Crassicollaria brevis, C. massutiniana, con Durangites sp. y Suarites (Hildoglochiceras) sp., estas formas pertenecen al Tithoniano superior y pueden ser equivalentes a la zona A2 (Remane, 1971) y la base de A3 (Crassicollaria brevis según Reháková 1995). En la sección estratigráfica salta a la vista la ausencia de formas chicas de Tintinnopsella carpathica, formas de mayor tamaño de Calpionella alpina, así como la ausencia de Parodontoceras–Salinites sp. (Cantú–Chapa, 1976a), representativas de la cima de la zona A2 y la zona A3 de la zonificación de Remane (1971). Para el Cerro de la Silla, N.L., la asociación Crassicollaria intermedia–Crassicollaria brevis–Crassicollaria párvula es común para la porción terminal del Tithoniano (Olivares–Ramos, 2006), mientras que en Huizachal la observación de los calpionélidos jurásicos es difícil debido al estado de preservación de los fósiles, sufriendo en algunas ocasiones recristalizaciones, tal como fue sugerido por Trejo (1975). Una identificación a nivel genérico es posible gracias a la protuberancia característica del genero Crassicollaria, mientras que para el nivel específico, la preservación del collar y la recristalización de la lorica en ocasiones representaron dificultades, por lo que sólo se pudieron determinar a nivel de especie unos pocos ejemplares. No obstante se reconocen algunas secciones de Crassicollaria brevis así como otras asignables a Crassicollaria massutiniana (Figura 4f).

El contacto entre las zonas de Crassicollaria y Calpionella está interrumpido por la superficie erosiva y, en las muestras colectadas sobre dicha superficie, se observan coexistiendo Calpionella alpina isométrica y Calpionella elliptica con relación de la longitud entre el diámetro mayor a 1.35. Lo anterior sugiere la ausencia tanto de la parte terminal de la Zona de Crassicollaria, como del Acme de la Zona de C. alpina.

En la Formación Taraises, los calpionélidos presentan un mejor estado de conservación, lo que permite en algunas ocasiones observar la lorica con su espesor real. La asociación de calpionélidos para esta formación es coincidente con la propuesta por Blauser y McNulty (1980) y Blauser (1981). El Berriasiano de Huizachal está representado por las zonas de Calpionella (subzona C. elliptica) y Calpionellopsis (subzonas Cs. simplex y la base de Cs. oblonga).

Sobre el conglomerado y la superficie de erosión de la Formación La Casita, en la base de la Formación Taraises se presenta Calpionella ellipticaC. alpina isométrica, y Crassicollaria massutiniana, con un ejemplar de Olcostephanidae posiblemente perteneciente a Spiticeras sp. No obstante que la litología de carbonatos de estas capas es favorable para alojar amonites, es de notar la ausencia de Berriasella (Paradontoceras) sp. (subzona jacobi). El conjunto de calpionélidos identificados en estos estratos se interpreta que pueden corresponder a la parte superior de la Zona B o inicios de la Zona C (Calpionella elliptica según las zonas propuestas por Remane en 1986 para Europa). Por esta razón se podría ubicar temporalmente a los estratos con Calpionella ellipticaC. alpina isométrica, con Crassicollaria massutiniana, en la parte superior del Berriasiano inferior al Berriasiano medio, pero cabe hacer notar aquí, que la presencia de C. massutiniana en estos estratos puede dar dos opciones, una por retrabajo que no se puede observar en el fósil, y la otra opción por diacronía en su extinción, ambos casos son dudosos aquí.

El paso litoestratigráfico abrupto entre las formaciones La Casita y Taraises, con la presencia de la superficie de erosión, se interpreta como una discordancia paralela (paraconformity), y la ausencia bioestratigráfica parcial entre la cima del Tithoniano y la base del Berriasiano inferior, sugieren una interrupción y erosión de sedimentos en la columna estratigráfica comprendida entre las zonas de calpionelidos A (parte superior) y B (en su base) de acuerdo a las biozonas según Remane (1971), Remane et al. (1986) y Reháková y Michalik (1997). De acuerdo con las evidencias que se presentan en este trabajo, limitadas por la resolución de los datos, la interrupción en el depósito pudo ocurrir antes del Berriasiano medio y la erosión pudo remover estratos de parte del Berriasiano temprano y de la cima del Tithoniano tardío. Esta hipótesis se apoya en la omisión de amonitas diagnósticas de la Zona Jacobi, así como la ausencia del registro del Acme de Calpionella alpina isométrica, primera biozona del Berriasiano. La edad más joven que se propone para esta discordancia puede situarse en la cima del Berriasiano inferior.

La Zona D1 de Remane (1971, Calpionellopsis simplex según Reháková 1995) se identifica en los estratos que tienen la presencia de Calpionellopsis simplex, Tintinnopsella longa, T. carpathica forma larga y C. alpina forma chica. Las zonas bioestratigráficas D2 (Calpionellopsis oblonga para Europa) están en estratos que contienen Calpionellopsis oblonga, Tintinnopsella longa, T. carpathica y forma chica de Calpionella alpina (Figura 3), asociadas con las amonitas Karakaschiceras sp. y otros géneros de la Familia Neocomitimidae. Las capas con fósiles descritos en el intervalo entre las zonas C – D3 (zona de Calpionellites darderi) muestran una transición y evolución normal de formas entre el Berriasiano superior al Valanginiano inferior. Los 15 metros de estratos superiores (Figura 5) sobre la columna ilustrada (no representados en la Figura 3), contienen Calpionellites sp., Calpionellites darderi, Tintinnopsella longa, Tintinnopsella carpathica y Olcostephanus sp., y pueden situarse entre la parte alta del Valanginiano inferior y el Hauteriviano inferior.

Haq et al. (1987) propusieron un límite de secuencia de segundo orden en la base del superciclo ZB–1, límite inferior del Cretácico y evento de escala global. Numerosos trabajos (Vail, et al., 1977; Aurel et al., 1994; Ogg et al., 2004; Miller et al., 2005, etc.) han reconocido la posición estratigráfica de este límite de secuencia como un hiato o discordancia en el dominio Tethys, entre el Tithoniano y el Berriasiano, así como en el dominio Boreal, entre el Volgiano medio y el superior (Callomon y Birkelund, 1982; Sazonova y Sazonov, 1979; Cope, 2007). Según Hoedemaeker (2008), la base de las "Calizas Margosas del Berrias" corresponde con la base del Berriasiano definido por Coquand (1869); esta base virtualmente coincide con una superficie de erosión, que corresponde con un límite de secuencia mayor (Be3 de Womardt, 1999) y con la base del chron magnetoestratigráfico M17r. Las amonitas, calpionélidos y belemnites muestran cambios notables sobre este límite de secuencia. La subzona S. alpina presenta gran número de nuevas especies de amonitas y extinción masiva de faunas de la Zona B. jacobi. Este límite de secuencia se relaciona con una caída del nivel del mar y con cambios paleoecológicos y paleoclimáticos, que originaron extinción de organismos, pero también la erosión en los contornos de plataformas, modificaciones paleogeográficas y otros eventos geológicos.

La presencia de caolinita en sedimentos autóctonos sobre este límite de secuencia (Zona de S. subalpina) denota un cambio notable en las condiciones ambientales, entre un clima árido y frío preexistente, que se modificó hacia un clima húmedo (Schnyder, et al., 2005; Adatte et al., 1996a). El cambio en el contenido de material carbonoso entre las formaciones La Casita y Taraises indica un cambio drástico en las condiciones ambientales de depósito (Adatte et al., 1996a). La disminución de illita y presencia de caolinita en la sucesión Jurásico–Cretácico de México y otras partes del mundo, también sugieren un cambio en las condiciones paleoecológicas y paleoclimáticas globales. Las relaciones isotópicas O/C, con disminución de los índices de C y aumento en los valores de O (Adatte et al., 1992, 1993, 1994, 2001), apoyan la idea de que este cambio pudiera correlacionarse con una caída del nivel del mar que consecuentemente propició un evento regresivo, marcado por un límite de secuencia global en la base del Cretácico Inferior (Haq et al; 1987, Ogg et al., 2004). Para Hoedemaeker (2008) el punto y sección del estratotipo Global (GSSP) para la base del Berriasiano, puede ser colocado en el límite de secuencia

El problema que plantea este límite de secuencias es la duración de su interrupción, pues la sucesión de estratos del Berriasiano en la localidad de Angles es muy incompleta entre el límite zonal B. jacobi y S. subalpina, con un hiato de considerable duración entre las zonas B. jacobi y S. occitanica.

La sección de Huizachal analizada en este trabajo ocupa una posición paleogeográfica muy conveniente para reconocer la transgresión y regresión del mar sobre el paleocontinente. Esta regresión originó la discordancia que se identifica por la variación litológica, por la superficie de erosión y por los conjuntos de fósiles presentes y ausentes. La interpretación de secuencias estratigráficas en la sección de Huizachal muestra en la cima de la Formación La Casita varios ciclos de alta frecuencia, con crecimiento granulométrico hacia la cima, que terminan con capas de conglomerado (parasecuencias). Estos conglomerados paulatinamente aumentan de espesor hacia la cima y la última capa está cortada por una superficie de erosión. Estas características estratigráficas sugieren interpretar para el Tithoniano superior un período paulatinamente regresivo, en donde la sedimentación es mayor que el espacio de acomodo, característico de un episodio que normalmente se desarrolla en un sistema de secuencias de nivel alto (HST, Highstand Systems Tract) en facies de ambiente deltaico. La discordancia paralela puede interpretarse como un límite de secuencia (SB, Sequence Boundary), cuyo orden depende de la magnitud regional del evento y su duración temporal. La litología de la Formación Taraises muestra en su base caliza de facies de ambiente de plataforma abierta y somera (tipo rampa), seguida por caliza arcillosa con abundantes organismos en un breve espesor. Estas características sugieren que hay un episodio transgresivo (TST, Transgressive Systems Tract), seguido de inundación y condensación que corresponde a un evento de máxima inundación (MFS, Maximum Flooding Surface). Los fósiles en ambos episodios sugieren una edad Berriasiano medio –Valanginiano temprano. Sobre las capas anteriores hay 15 m de la Formación Taraises que presentan facies que varían de ambiente profundo en la base, hacia ambiente somero en la cima, representadas por la variación de caliza tipo mudstone y lutita hacia carbonatos con cristales de yeso, arenisca y caliza con ostras (Eguiluz–de Antuñano, 2011). La geometría de cuñas de estratos ("onlap") y la sucesión ininterrumpida del conjunto (Figura 5), sugieren un evento nuevamente regresivo (RST, Regressive Systems Tract). De acuerdo con los conjuntos de fósiles encontrados, estas areniscas y calizas con ostras pueden corresponder a una edad Valanginiano tardío–Hauteriviano temprano.

La discordancia entre las formaciones La Casita y Taraises en este trabajo se presenta en facies relativamente someras y pone en contacto rocas de edad Jurásico y Cretácico, estas características se presentan en la periferia de masas paleocontinenteales en varias localidades de México (Imlay, 1936; Burrows, 1910; Goldhammer y Johnson, 1999, 2001; Horbury et al., 2003; Eguiluz–de Antuñano, 2011), lo que indica que la regresión fue de extensión regional. Sin embargo, en otras localidades de México, cuando las relaciones litoestratigráficas corresponden a facies de mayor profundidad y se encuentran echado abajo en la cuenca (v.gr. formaciones La Caja y Taraises, Pimienta y Tamaulipas Inferior, Pimienta y Chapulhuacán, etc.), el contacto litoestratigráfico entre las formaciones implicadas se presenta concordante y transicionalmente rápido y diacrónico con el límite Jurásico–Cretácico (López–Oliva, 1989, 1991; Adatte et al., 1994, 1996a, 1996b; Olivares–Ramos, 2006), pero sobre este límite se presentan estratos deformados con geometría de cuñas (Cantú–Chapa, 1967, en su fig. 4) o capas de conglomerado (Bondelos, 1956, pág. 126), que posiblemente reflejan en la profundidad de la cuenca, la evidencia sedimentaria de perturbación ocasionada por la regresión en la periferia de altos paleogeográficos. En estas condiciones, la discordancia que se presenta en facies someras originada por la regresión puede corresponder en las facies profundas con una concordancia correlativa (correlative conformity) en el sentido propuesto por Hunt y Tucker (1992) y por lo tanto ser éste un límite de secuencia.

Una superficie de erosión representa un proceso físico que conlleva la interrupción de depósito, así como la remoción de sedimento previamente depositado. El contenido de fósiles en las capas limítrofes a la discordancia nos da idea del lapso de interrupción, pero si la erosión elimina sedimento más antiguo, puede representar un intervalo de tiempo aparentemente mayor al lapso real que duró la interrupción. Los fósiles presentes en los estratos que están sobre la base de la discordancia nos proporcionan la edad en que se restableció el depósito sobre la cima de la capa socavada, pero los fósiles en los estratos inferiores no necesariamente indican la edad cuando se suspendió el depósito. Una posibilidad de conocer cuál fue la edad del depósito más joven bajo la discordancia y además conocer el tiempo real de la interrupción en el depósito se puede obtener en caso de que existan fósiles removidos por la erosión y ocasionalmente estén redepositados en sedimentos sobre la discordancia, en donde los organismos más jóvenes se intercalan con formas redepositadas de edades incompatibles entre sí. Este posiblemente pudiera ser el caso para encontrar Crassicollaria massutinata y C. elliptica en la sección de Huizachal.

Los datos presentados en este trabajo adolecen de mayor resolución, pero permiten hacer algunas observaciones generales viables. En la sección de Huizachal, la presencia de estratos con C. alpina y C. elliptica en contacto con estratos que contienen Durangites y C. massutiniana es significativamente anómala, pues la ausencia de asociaciones de calpionélidos característicos de las zonas A3, la ausencia de la explosión de Calpionella alpina de la zona B de Remane (1971) y la ausencia de Berriasella sp. pueden indicar la interrupción en el depósito, así como su posible duración. Esta hipótesis requiere ser sustentada con estudios adicionales de mayor resolución, el apoyo de magnetoestratigrafía, análisis geoquímicos e inclusión de otros grupos de fósiles son necesarios para confirmar la hipótesis que aquí se propone. El estudio de secciones estratigráficas en posición más profunda de la cuenca permitirá identificar lo que se propone en este trabajo.

Los estratos de las formaciones La Casita y Taraises separados por la superficie de erosión se observan paralelos entre sí, por lo tanto, se considera que este contacto litoestratigráfico no tiene un control tectónico local y no representa una discordancia angular.

Los cambios de contenido orgánico, tipo de arcillas y relaciones de isótopos O/C mencionados en otros trabajos (Adate et al., 1992), revelan un cambio en las condiciones paleooceanográficas, por lo que se sugiere que la discordancia descrita en este trabajo, pudo obedecer a cambios climáticos y descenso del nivel del mar sobre los continentes. La distribución regional y relativamente isócrona de este suceso puede correlacionarse e interpretarse como un límite de secuencia de baja frecuencia, posiblemente de 2° orden como fue sugerido por Haq et al. (1987).

Los datos bioestratigráficos limitados sobre amonitas en México y la resolución de los datos aportados en este trabajo, no permiten tomar una decisión para ubicar el límite Jurásico–Cretácico entre las zonas B. jacobi o S. occitanica, como lo propone Hoedemaeker (1987) para retomar su límite original. Sin embargo, la posición de la discordancia de este trabajo presenta estrecha correlación con el límite de secuencia Be 3 de Womardt (1999) de extensión en los dominios Tethys y Boreal, mencionado en el desarrollo de este trabajo.

 

CONCLUSIONES

Las formaciones La Casita y Taraises en el área de Huizachal presentan entre sí un contraste litológico brusco entre conglomerado y caliza respectivamente. La superficie de contacto se observa irregular entre ambas formaciones, por lo que se interpreta como una superficie de erosión. Esta superficie delimita arriba y abajo de ella estratos paralelos entre sí y por consecuencia se considera como una superficie de erosión paralela y sin truncamiento angular; por las características litológicas se reconoce este límite como discordancia paralela. Las evidencias paleontológicas ponen estratos con Durangites y Crassicollaria brevis como fósiles del Tithoniano superior (parte media de la Zona A de calpionélidos), en contacto con capas que contienen C. alpina y C. elliptica como fósiles del Berriasiano medio (cima de la Zona B y base de la Zona C de calpionélidos). La ausencia de la zona A3 (Crassicollaria párvula / C. massutiniana o C. colomi) y la base de la Zona B (explosión de Calpionella alpina), con la ausencia de Berriasella sp., sugieren un hiato o erosión, marcado por la ausencia de fósiles diagnósticos de la cima del Tithoniano tardío y del Berriasiano temprano. Las características del conjunto litológico y paleontológico definen estratigráficamente una discordancia paralela. Esta discordancia paralela se reconoce en las márgenes de altos paleogeográficos y tiene una distribución regional en el noreste de México, en la Cuenca de Tampico–Misantla y en otras partes del país.

Los calpionélidos contenidos en la base de la Formación Taraises (Zona de Calpionella elliptica) sugieren su correlación con la base de la Zona S. occitanica (Tabla 1), de ser verificada esta observación por trabajos futuros, entonces la discordancia descrita en este trabajo es un límite de secuencia, que coincide con el criterio de Hoedemaker (1987) para ubicar sobre este límite físico la base del Berriasiano, y por lo tanto con el criterio de Coquand (1869) para definir tanto la base del Berriasiano, como la base del Cretácico. La posición estratigráfica de la discordancia en Huizachal puede correlacionarse preliminarmente con el límite de secuencia Be 3 de escala global, pero se requiere de apoyos suplementarios para confirmar este postulado.

 

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecemos la valiosa colaboración en la determinación de amonitas y comentarios del Dr. Abelardo Cantú Chapa, así como la meritoria opinión para mejorar este trabajo sobre alcance de calpionélidos de Rodolfo Guerra T., Julieta Martínez, Baltazar Hernández y Graciela Ramírez Villaseñor. A la Dra. Barbara Martini y al Biólogo Luis Puente Fragoso por su esmerada revisión para mejorar este trabajo. Al Dr. Ricardo Barragán Manzo por sus apreciables sugerencias, al Dr. Rubén López–Doncel, al Dr. Timothy Lawton, revisor y editor respectivamente del trabajo, por sus acertados comentarios y valiosas opiniones, así como a los revisores anónimos que intervinieron para mejorar este trabajo. A la Dra. Susana Alaníz y al Dr. Timothy Lawton por sus sugerencias y apoyo para incluir en las páginas de esta Revista las ideas aquí expresadas. A la Dra. Teresa Orozco, editora técnica de la Revista por su esmerado trabajo para plasmar las ideas de los que en este trabajo con entusiasmo hemos participado en pro del conocimiento geológico de México.

 

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