A Carboniferous to lower Permian cratonic sequence exposed in El Tule hills, northeastern Sonora, Mexico

Blanca Estela Buitrón–Sánchez¹, Daniel Vachard², Emilio Almazán–Vázquez^3† y Juan José Palafox³

¹ Universidad Nacional Autónoma de México. Instituto de Geología. Departamento de Paleontología, Ciudad Universitaria, C.P 04510. México D.F., México.

² Université de Lille 1, UFR Sciences de la Terre, FRE CNRS 3298 Géosystèmes, bâtiment SN5, 59655, Villeneuve d'Asq Cédex, Francia.

³ Universidad de Sonora. División de Ciencias Exactas y Naturales. Departamento de Geología, Blvd. Luis Encinas y Rosales. CP 83000. Hermosillo, Sonora, México. *blancab@unam.mx.

RESUMEN

Los cerros El Tule, localizados en la región noreste del estado de Sonora, noroeste de México, revelan una secuencia carbonatada que abarca desde el Misisípico Inferior hasta la base del Pérmico. Se presentan los resultados de la litoestratigrafía y la bioestratigrafía de una investigación sobre foraminíferos y algas calcáreas. Las zonas identificadas de fusulínidos de Wilde son: M2, A4, DS1, DS2, MC1/2, VC2/3y PW1/2. El contenido de macrofósiles en las rocas sedimentarias que constituyen las secuencias del Misisípico y del Pensilvánico es abundante, reduciéndose significativamente en los sedimentos del Pérmico. Se presenta, además, una reflexión sobre las relaciones genéticas y climáticas con los ciclotemas del Mesocontinente de Estados Unidos de América (EUA) y la glaciación de la Edad de Hielo del Paleozoico Tardío (LPIA, por sus siglas en inglés) de Gondwana. Se especula que el paleoclima fue similar al del resto del cratón Norteamericano y que una tectónica sinsedimentaria local pudo haber dominado en los cerros El Tule.

Palabras clave: Bioestratigrafía, fauna, flora, Pensilvánico, Misisípico, Pérmico, Sonora, México.

ABSTRACT

El Tule hills, located in the northeastern part of Sonora, northwestern Mexico, reveal a predominantly carbonate sequence that ranges from LowerMississippian to the base of the Permian. The results of lithostratigraphy and biostratigraphy, based on a foraminifer and calcareous algae study, are presented. The following fusulinid zones of Wilde are identified M2, A4, DS1, DS2, MC1/2, VC2/3 and PW1/2. Macrofossils are abundant in the Mississippian and Pennsylvanian limestones but less common in the Permian rocks.

Key words: Biostratigraphy, fauna, flora, Pennsylvanian, Mississippian, Permian, Sonora, Mexico.

INTRODUCCIÓN

En la porción noreste del estado de Sonora, distribuidas en una superficie que abarca unos 15000 km², están expuestas diferentes secuencias del Paleozoico, que comprenden los períodos del Cámbrico, Devónico, Misisípico, Pensilvánico y Pérmico.

Diversos trabajos han reportado, de manera general, series sedimentarias paleozoicas, señalando su contenido de macro– y microfauna, sin embargo carentes de las precisiones suficientes que pudieran permitir realizar correlaciones entre las distintas localidades o de precisar las zonas faunísticas índices, entre otros aspectos fundamentales de la bioestratigrafía. La falta de imágenes de los fósiles más importantes en estos depósitos sedimentarios también limita estudios regionales precisos o suficientemente confiables.

La localidad de los cerros El Tule (Figura 1), estudiada por otros investigadores (González–León, 1986; Peiffer–Rangin, 1987; Gómez–Espinosa et al, 2008), puede compararse con diversos afloramientos del Pensilvánico descritos en Arizona (EUA) y que también están expuestos en la cuenca denominada Pedregosa, la cual fue estudiada por Kottlowski (1958, 1960, 1962). La cuenca Pedregosa se ubica en la región norte del estado de Chihuahua, se extiende hasta el suroeste de Nuevo México, EUA (Kottlowski, 1962; Zeller, 1966; Ross, 1973) y aunada a la cuenca Orogrande, constituyen las cuencas más importantes rodeadas por las "Montañas Rocallosas Ancestrales " (Mack et al., 1979; Kluth y Coney, 1981; Soreghan, 1994; Soreghan et al., 2002; Barbeau, 2003). Kottlowski (1962) también señala que el mar pensilvánico transgredió desde el sur hacia el norte. Otra unidad estructural regional importante es el cinturón orogénico Marathon–Ouachita (Soreghan, 1994), (Figuras 2 y 3).

La serie estratigráfica del Paleozoico superior en Arizona, se compone de las siguientes formaciones: Caliza Escabrosa (Misisípico Inferior); Caliza Paradise (Black Prince del Misisípico Superior); Formación Horquilla (Pensilvánico), Formación Earp (principios del Pérmico Inferior) y Formación Colina (finales del Pérmico Inferior) las cuales fueron estudiadas por Stoyanow (1936); Sabins (1957); Kottlowski (1958, 1960, 1962); Sabins y Ross (1963); Ross y Sabins (1965); Ross y Tyrrell (1965); Ross (1969b, 1972, 1973); Greenwood et al. (1977); Armstrong y Mamet (1988); Connolly y Stanton (1990); Lyons (1990); Wilt (1990) y Spencer y Ross (1997).

Esta nomenclatura se extiende a formaciones estratigráficas de Nuevo México (EUA) con los trabajos de Zeller (1966), Toomey y Windland (1973), Thompson y Jacka (1981) y Wilde (2006), y a las del estado de Chihuahua (México) con los trabajos de Wilson et al. (1969), Téllez–Girón (1979) y Vachard y Téllez–Girón (1986). Además, es posible comparar las microfaunas de fusulínidos de Texas, del Mesocontinente y de los Apalaches en los Estados Unidos de Norteamérica, con los trabajos de Ross (1965 y 1969b); Toomey (1983); Douglass (1987) y Groves (1991). Las series en el sureste de Arizona son particularmente importantes en estratigrafía de secuencias, porque ahí fue el sitio donde las definieron Ross y Ross (1987, 1988). El trabajo paleoecológico en la Caliza Leavenworth (Gzheliano = Virgiliano) del Mesocontinente de EUA puede servir de referencia para este tipo de calizas (Toomey, 1983).

La región de Cananea fue primeramente estudiada por Peiffer–Rangin (1987), quien comparó las formaciones locales con las expuestas en Arizona. Un estudio más reciente, elaborado por Blodgett et al. (2002), trata de las macrofaunas del Pérmico inferior.

La intención del presente trabajo es la de describir e ilustrar los aspectos más sobresalientes de las rocas sedimentarias depositadas entre el Misisípico y el Pérmico. Primero se describe la microfauna que permite identificar los pisos de esas series en los cerros El Tule, usando la clasificación de Heckel y Clayton (2006) y las edades radiométricas de Menning et al. (2006), Ramezani et al. (2007) y Davydov et al. (2010). El segundo objetivo es ilustrar los organismos índices estratigráficos.

Se presenta una discusión para entender las diferencias paleoambientales entre el Mesocontinente de los EUA, donde predominan los ciclotemas, y los cerros El Tule. Además, se especula sobre ciertas características climáticas ocurridas durante el paroxismo de la LPIA, y algunas migraciones tardías de foraminíferos desde el mar Tethys hasta América del Norte.

Localización

El área de estudio se ubica en la región central–norte del estado de Sonora; particularmente el rancho El Tule se ubica a 35 km al NNE de la ciudad de Cananea (Figura 1).

Para acceder a la zona donde aflora la secuencia del Paleozoico, se llega a la ciudad de Cananea por la carretera federal no. 2, y se transitan unos 45 km de terracería que conducen a los cerros El Tule, que tienen una altitud de 1490 m s.n.m.

Los cerros El Tule cubren un área de 1 km², en donde aflora una serie de rocas sedimentarias, cuya edad varía desde finales del Misisípico hasta el Pérmico temprano. Esta secuencia se encuentra expuesta a partir de la cota 1500 y hasta la cima que alcanza una altitud de 1620 m s.n.m.

BIOESTRATIGRAFÍA

La secuencia estratigráfica expuesta en los cerros El Tule, comprende desde el Misisípico hasta principios del Pérmico y su espesor alcanza 680 metros.

Misisípico

Tournaisiano (Kinderhookiano–Osageano inferior)

Los primeros 70 m de la columna estratigráfica incluyen rocas del Misisípico (Tournaisiano), las cuales están limitadas en su borde oriental por una falla de gran ángulo. Los 30 m del inicio de la columna estratigráfica corresponden a caliza de color gris oscuro y textura fina, constituidas por calcita microcristalina, en estratos que varían en espesor desde 30 cm hasta 1.5 m y con una densa red de vetillas de calcita. Localmente se encuentran cuerpos irregulares de pedernal, con tonalidades rojizas en superficies de intemperismo, los cuales son paralelos a la estratificación. Por otra parte, son numerosas las estructuras de laminación en forma de una alternancia de capas milimétricas oscuras y claras. Algunos niveles de roca presentan una textura moteada probablemente ocasionada por procesos de dolomitización.

Entre los 30 y 50 metros de la columna, los estratos presentan un menor espesor, variando desde 10 hasta 20 cm, asociados a numerosas estructuras de laminación. Los siguientes 20 m están compuestos por caliza con estratificación de gruesa a masiva, similar a la base de la columna estratigráfica, con gran abundancia de placas articulares de crinoides, que forman encrinita. Además, diversos horizontes litológicos contienen corales zafréntidos y escasos braquiópodos.

En general, la litología se caracteriza por la presencia de calizas de 40 cm de color gris claro en superficie de intemperismo y gris oscuro en superficie fresca, textura fina que corresponden a packstone–grainstone bioclásticos con algunos foraminíferos endotíridos, briozoarios fenestélidos, corales solitarios zafréntidos y coloniales del género Syringopora, esponjas coralinas (Chaetetes), escasos braquiópodos espiriféridos (Crurithyris y Cleiothyridina), abundantes placas articulares de crinoides y bivalvos (Conocardium).

Entre los microorganismos diagnósticos del Tournaisiano (Armstrong y Mamet, 1988; Brenckle, 1991; Brenckle y Groves, 1987; Skipp, 1969) se encontraron los foraminíferos Earlandia minor (Rauzer–Chernousova, 1948), Tuberendothyra safonovae Skipp, 1969 (Figura 6.1), Inflatoendotothyra parainflata (Bogush y Juferev, 1970), (Figura 6.2) y Urbanella? sp. (Figura 6.3).

Los depósitos carbonatados parecen haberse depositado en condiciones de tormenta a profundidades muy someras, las que pudieron variar alrededor de los 10 m.

Viseano–Serpukhoviano (Osageano superior–Chesteriano)

Los siguientes 70 m corresponden a los depósitos de la parte terminal del Misisípico (Viseano–Serpukhoviano) cuya edad es inferida por la superposición de los estratos entre el Tournaisiano superior y el Bashkiriano, ambos bien caracterizados (Figura 5).

Pensilvánico

Bashkiriano (Morrowano)

Durante el inicio del Pensilvánico (Bashkiriano) la sedimentación carbonatada en los niveles comprendidos entre 140 m y 180 m (Figura 5), se caracteriza por estratos delgados que varían entre 30 y 80 cm de espesor. La caliza, en superficie fresca, tiene color gris oscuro e intemperiza en color gris claro; se observa una densa red de vetillas de calcita. La característica más distintiva de esta parte de la columna sedimentaria, es que con frecuencia las rocas presentan una textura moteada, debido a procesos de dolomitización. Los 40 m de caliza se ven interrumpidos por niveles delgados de lutita y limolita calcáreas. El contenido faunístico consistió en escasos gasterópodos tylostomados (Figura 7.4) placas articulares de crinoides que se identificaron como Cyclocaudex jucundus Moore y Jeffords, 1968 (Figura 7.18) y Preptopremnum laeve Moore y Jeffords, 1968 (Figura 7.20) que forman un 2% del volumen de la roca y están asociadas a intraclastos con fragmentos de estromatolitos retrabajados y escasos braquiópodos prodúctidos.

La composición de las rocas sugiere un paleoambiente de plataforma interna somera o un ambiente marino muy somero, próximo a una zona de intermarea, con pequeñas grietas de desecación que pueden ser comparadas con las ilustradas por Ainardi y Champetier (1976) y Thériault y Desrochers (1994). Es decir, es un depósito marino somero que evolucionó en un vertic calcisol (Mack et al, 1993). La caliza contiene fusulínidos de la especie Millerella pressa Thompson, 1944 (Figuras 6.4, 8.10), que es contemporánea de Millerella marblensis Thompson, 1942, indicativa del Morrowano tardío y de la zona superior de Eostaffella–Millerella M2 (Wilde, 1990). Este fusulínido también es abundante en la Formación Horquilla, expuesta en el estado de Chihuahua (Téllez–Girón, 1979). Además la edad se confirma por Asteroarchaediscus postrugosus (Reitlinger, 1949) identificada por Peiffer–Rangin (1987).

Parte inferior del Moscoviano superior (Podolskiano = Atokano superior)

Los siguientes 100 m de la columna estratigráfica (180–280 m; Figura 5), corresponden a la parte inferior del Moscoviano superior y consisten en calizas gris oscuro que en superficie intemperizada tiene un color gris blanquecino, con una densa red de vetillas de calcita y estratos que varían en espesor desde 40 cm hasta 2 m. Localmente, en la columna hay capas de caliza, de 10 a 20 cm de espesor, que abarcan tramos en la columna de 2.5 a 3 m. La roca presenta textura gruesa por su alto contenido de fragmentos de crinoides que permite clasificarla como grainstone. Los planos de estratificación de la caliza son irregulares y mal definidos, sin embargo es posible determinar que el rumbo de los estratos es NW–SE, con fuertes buzamientos hacia el suroeste. La secuencia ha experimentado diastrofismo local, el cual no permite disitnguir fácilmente los planos de estratificación. Entre los niveles 220 y 250 m, se encontraron numerosos cuerpos irregulares, laminillas paralelas a la estratificación y estructuras arriñonadas de pedernal que al intemperismo presentan superficies café amarillentas.

Las calizas contienen numerosas placas articulares de crinoides que se identificaron como Lamprosterigma erathense Moore y Jeffords, 1968 (Figura 7.16), L. mirificum Moore y Jeffords, 1968 (Figura 7.17), Cyclocrista martini Moore y Jeffords, 1968 (Figura 7.19), Preptopremnum rugosum Moore y Jeffords, 1968 (Figura 7.21), Cycloscapus laevis Moore y Jeffords, 1968 (Figura 7.22), Barychyr anosus Moore y Jeffords, 1968 (Figura 7.23), Pentadirica rothi Moore y Jeffords, 1968 (Figura 7.24) y Cyclocaudex costatus Moore y Jeffords, 1968 (Figura 7.25) y numerosos fusulínidos. La biota asociada es abundante, variada y distintiva del Pensilvánico: se encontraron braquiópodos terebratúlidos, prodúctidos y espiriféridos como Neospirifer (Figura 7.7) y Punctospirifer (Figura 7.8), escasos corales solitarios zafréntidos y otros coloniales (Syringopora), escasas esponjas coralinas como Chaetetes (Figura 7.2), briozoarios fenestélidos y criptostomados (Figura 7.6) y escasos gasterópodos y algas.

Algunas capas de caliza se clasifican como grains–tone por su contenido de fragmentos de braquiópodos, oolitos y algunas conchas de invertebrados, que muestran en la superficie costras de cianobacterias. Otras calizas se identifican como wackestone y packstone, en las que se encontraron micropellets, rizomorfos, ostrácodos, bivalvos, crinoides, fragmentos de trilobites y estructuras birdseyes o fenestrales. En consecuencia se trata de depósitos originados en el límite entre ambientes de intermarea y supramarea.

Los fusulínidos, como Fusulinella sp. (Figura 6.7) fueron depositados por marea alta (Hippensteel y Martin, 1999). Los microorganismos identificados en estos niveles son Endothyra sp., Fusulinella sp. y Globivalvulina sp.. También se observaron pequeños foraminíferos como Planoendothyra sp., Bradyina magna Roth y Skinner, 1930, y otros de gran tamaño como Climacammina sp.; Tetrataxis sp.; Globivalvulina minima Reitlinger, 1950; G. moderata Reitlinger, 1949; G. sp. y también algas como Komia sp.; pequeños gusanos identificados con Spirorbis sp. y fusulínidos de las especies Millerella sp. (Figura 8.14); Pseudostaffella atokaensis (Thompson, 1935); Schubertellina texana (Thompson, 1947) y Fusulinella famula Thompson, 1948 (Figuras 6.8, 8.5); este último fósil indica una edad del Moscoviano tardío (Atokano tardío) y corresponde a la zona A4 de Wilde (1990). Los ambientes son muy someros ya que Fusulinella famula está asociada con algunas oolitas radiales–fibrosas sensu Flügel (2004, p. 144), (Figura 8.5). Las capas marinas alternan con otras que contienen rizomorfos (Figura 9.1).

A continuación están expuestos 90 m (a 280–370 m de la base; Figura 5) de estratos que fueron depositados durante el Moscoviano tardío y que se caracterizan por calizas de color café amarillento, un poco arcillosas, aparentemente desprovistas de fósiles, numerosas estructuras de laminación que integran cuerpos que varían de 10 a 45 cm en espesor.

Los 20 m basales de esta parte de la columna estratigráfica son calizas de color gris oscuro, que intemperizan a gris claro, con una densa red de vetillas milimétricas de calcita, localmente con cuerpos irregulares de pedernal negro que intemperizan en tonos amarillentos debido a la oxidación del hierro que contienen. Las capas de caliza están interrumpidas, al menos, por dos cuerpos de limolita, cubiertos por suelo regolítico en espesores que varían de 2.5 a 3.5 m. En los siguientes 40 m de la sección, se encontraron fusulínidos, briozoarios fenestélidos, columnas y placas articulares de crinoides y escasos braquiópodos (terebratúlidos, espiriféridos) y algas.

La litología de los 70 m superiores consiste en calizas de grano fino, gris oscuro en superficie fresca y gris claro al intemperismo, con una marcada estructura de laminación, en estratos que varían de 10 a 20 cm, que incluyen limo y arena fina que le dan a la roca una textura granulosa. Las calizas alternan con horizontes delgados a gruesos de limolita y arenisca de grano fino. De esta última parte de la secuencia pensilvánica, la mitad superior aparentemente carece de fósiles.

Algunas calizas contienen una abundante biota constituida por esponjas coralinas como Chaetetes sp.; briozoarios fenestélidos y ramosos como Prismopora sp. (Figura 7.1) y Streblascopora sp. (Termier y Termier, 1971; Utgaard, 1983; Nakrem et al, 1991; Ernst, 2000; Legrain, 2006); fusulínidos de la especie Beedeina cf. distenta (Roth y Skinner, 1930), (Figura 9.2–9.6), fragmentos de crinoides, braquiópodos terebratúlidos, prodúctidos, estrofoménidos y espiriféridos y restos de algas como Eugonophyllum sp. Diversos horizontes de calizas muestran una concentración de conchas fragmentadas, frecuentemente de braquiópodos, que sugieren depósitos de tormenta (tempestitas).

La porción superior de las rocas del Moscoviano está cubierta por material de pie de monte que impide observar la litología. Las rocas presentan abundantes foraminíferos pequeños de las especies Eotuberitina reitlingerae Miklukho–Maklay, 1958; Endothyra sp.; Planoendothyra sp.; Bradyina magna; B. sp.; Climacammina moelleri Reitlinger, 1950 (Figura 6.6); C. sp.; Deckerella sp.; Tetrataxis sp.; Polytaxis sp.; Globivalvulina minima Reitlinger, 1950; G. sp.; Syzrania bella Reitlinger, 1950; microalgas (sensu lato) como Bevocastria sp.; Fourstonella johnsonii (Flügel, 1966 sensu Vachard en Massa y Vachard, 1979) emend. Vachard y Cózar, 2010; Komia cf. abundans Kordé, 1951 (Figura 8.3) y fusulínidos identificados como Schubertellina sp.; Eostaffella grozdilovae Maslo y Vachard, 1997; Pseudostaffella atokaensis (Thompson, 1935) (Figura 8.6); Wedekindellina euthysepta (Henbest, 1928) (Figura 6.9, 6.13); Beedeina arizonensis (Ross y Tyrrell, 1965) (Figuras 6.10–6.12, 8.1); and B. pattoni (Needham, 1937) (Figura 6.15). Estos últimos fósiles son índices del Moscoviano superior equivalente al Desmoinesiano inferior e indicativo de la zona DS1 de Wilde (1990).

El contenido de fósiles en las rocas y sus características petrográficas pueden indicar que los sedimentos se depositaron en una plataforma interna, cuya profundidad pudo haber variado entre los 10 y 20 m. Las especies Wedekindellina euthysepta, Beedeina arizonensis (Ross y Tyrell, 1965), B. pattoni, B. cf. distenta (Roth y Skinner, 1930) (Figuras 7.14, 9.2) y B. rockymontana (Roth y Skinner, 1930) (Figuras 7.16–7.18, 8.2), numerosas en algunas capas suprayacentes, son indicativas de las zonas inferior y media, DS1 y DS2, de Beedeina y de las zonas inferior y superior de Wedekindellina (Wilde, 1990), y representan un lapso comprendido entre 309 y 304.5 Ma que corresponde a la parte inferior y media inferior del Desmoinesiano. Komia es rara en el Moscoviano superior (Atokano y Desmoinesiano) de México (Téllez–Girón, 1979; Almazán–Vázquez et al., 2007a; Gómez–Espinosa et al., 2008).

En los niveles de 330 a 370 m se observan diversos depósitos de bindstone o tempestitas, con briozoarios algunos de ellos fenestélidos (Figura 6.12), braquiópodos y fragmentos de crinoides predominantemente. Estas capas pueden corresponder a la parte superior del Desmoinesiano medio (DS3), ya que algunas de estas tempestitas contienen únicamente Beedeina cf. B. distenta (Roth y Skinner, 1930) (Figura 9.2) asociadas a abundantes crinoides y briozoarios como Prismopora y Streblascopora (Figura 9.5). En este caso, el Desmoinesiano superior (DS4–DS5) pudo no haberse depositado, debido a que la superficie estuvo bajo los efectos de la erosión durante el Missouriano. Este hiato es local, ya que el límite Desmoinesiano–Missouriano no parece presentar ninguna interrupción estratigráfica en América del Norte (Falcon–Lang et al., 2011). El nivel de tempestitas de los cerros El Tule se correlaciona, sin duda alguna, con la unidad 21 de González–León (1986).

Las tempestitas del Desmoinesiano (Figura 9.2–9.6) y las estructuras sedimentarias que contienen briozoarios pueden ser comparadas con las de Flügel (2004). En los mares actuales, los briozoarios dominan las comunidades bentónicas, con una proporción de hasta el 80 %, en aguas frías y templadas frías, es decir, en temperaturas inferiores a 20 °C (Waas et al, 1970; Nelson et al, 1982; James et al., 1992; Hageman et al, 1997; Smith et al, 1998; Taylor y Allison, 1998; Amini et al., 2004; Reid et al., 2007); por ello, las asociaciones donde se presentan los briozoarios, es decir, bryomol, bryonoderm o hererozoans, pueden ser utilizadas para caracterizar a los sedimentos carbonatados depositados en mares fríos (Reid et al., 2007). El descenso de la temperatura en los mares pudo haber sido el resultado de un clima continental más frío, de elevaciones glaciales–eustáticas del nivel del mar, de un aumento en la profundidad de los ambientes de depósito, debido a fenómenos tectónicos globales o a una subsidencia general, o a breves fases de elevaciones de agua marina fría hacia la superficie oceánica (Samankassou, 2002). Sin embargo, las conchas de calcita, bajas en contenido de magnesio, dominan ampliamente la fauna y microfauna en las secuencias del Desmoinesiano de los cerros El Tule, lo cual es característico de una época de invernadero (Martin, 1995; Pomar y Hallock, 2008); que es apoyado por Kidder y Worsley (2004) quienes indican que "...el calentamiento por sí mismo sugiere un incremento de la frecuencia e intensidad de ciclones tropicales". Para esta época, se puede proponer un clima estacional, con intervalos húmedos y secos.

El modelo para el Desmoinesiano de los cerros El Tule parece estar constituido por las colonias de briozoarios de "plataforma interna A" de Hageman et al. (1997) que se sitúa entre los 40 y 70 m de profundidad. Del mismo modo, otra comunidad semejante se encuentra en la "plataforma media", entre los 80 y 110 m de profundidad, de Amini et al. (2004). Otros argumentos para estos depósitos corresponden a las microfacies de tempestitas distantes (Flügel, 2004) que se han observado (Figura 9.2) y las secuencias que pueden definirse (Figura 10) y que indican bajas tasas de sedimentación, con eventos de crecimiento bastante rápidos que no permitieron el desarrollo de otro tipo de incrustantes o de crusta, como fue la cianobacteria Claracrusta. Otro modelo lo constituyen las láminas de briozoarios (Scholz y Hillmer, 1995) que corresponde más a una invasión rápida de un nuevo substrato, lo que parece ser el caso en los cerros El Tule.

Kasimoviano (Missouriano)

Enseguida se encuentran expuestos 40 metros (370410 m; Figura 5) de rocas sedimentarias depositadas durante el Kasimoviano, de las cuales los primeros 20 m son una alternancia de capas delgadas de limolita que alternan con calizas, cuyos espesores varían desde 20 hasta 70 cm. Las calizas presentan textura fina, constituida por lodo calcáreo de coloración frecuentemente gris clara. Como parte de la composición de las rocas carbonatadas es posible encontrar escasos ejemplares silicificados de crinoides, corales solitarios zafréntidos y braquiópodos terebratúlidos.

En esta parte de la secuencia estratigráfica son numerosas las capas de tempestitas (Figura 7.14), en donde se muestra una fuerte proporción de fragmentos de columnas de crinoides mal conservados, así como braquiópodos, briozoarios y algas, entre otros organismos, visiblemente fragmentados y alineados de acuerdo a las corrientes de depósito. La sedimentación de la mitad superior del Kasimoviano es predominantemente clástica: varía de limo–lita a arenisca de grano fino y localmente hay conglomerados con gravas de 1 cm de diámetro, que han derivado de la erosión de calizas fluviales y lacustres (Figura 9.14–9.16), con algunos otros fragmentos de pedernal y cementadas por carbonato de calcio.

En el nivel 370 m de la columna estratigráfica, la base del Kasimoviano, aflora una estructura de erosión rellenada por un conglomerado (Figura 7.15) constituido por fragmentos arredondados de calizas y dolomías, de diámetro que varía de 2 mm a 5 cm; predominan los clastos de 3 cm. El espesor máximo del estrato conglomerático es de 45 cm, adelgazándose rápidamente, de manera lateral, a espesores de 5 cm. Sin embargo, a lo largo de una distancia de unos 400 m es posible seguirlo como una capa de referencia. Los fragmentos se encuentran inmersos en una matriz arenosa, de grano grueso y cuya composición también proviene de rocas carbonatadas. La roca tiene una excelente litificación y se encuentra cortada por numerosas vetillas de calcita de 1 a 2 mm de espesor. Una significativa cantidad de los cantos parecen oncoides de tipo tufa o estromatolitos fluviales o lacustres, similares a los mencionados por otros autores como Bradley, 1929; Bertrand–Sarfati et al., 1966; Crouzel et al, 1972; Donsimoni y Giot, 1977; Durand et al., 1984; Freytet y Plet (1991); Rouchy et al., 1996; Freytet et al., 1999; Flügel, 2004; Eberth y Berman, 2005; Arenas et al., 2007. Probablemente estas bioconstrucciones fueron algas Rivulariacae. Únicamente el foraminífero Globivalvulina mosquensis Reitlinger, 1950 es la prueba de la existencia de sedimentos marinos; por lo tanto, la base de la secuencia caracterizada por una estructura erosiva, es testimonio de una emersión y un depósito durante un nivel del mar bajo.

El depósito transgresivo inmediatamente posterior, está formado por calizas microcristalinas que alternan con wackestone que presentan escasos braquiópodos espiriféridos, corales zafréntidos y fragmentos de crinoides; sin embargo, los fusulínidos son numerosos. Los niveles estratigráficos ricos en microorganismos contienen especies de microalgas (sensu lato) como Bevocastria sp.; Fourstonella johnsoni y Paraepimastopora kansasensis (Johnson, 1946) Roux, 1989; pequeños foraminíferos de las especies Bradyina lucida Morozova 1949; B. sp.; Climacammina sp.; Globivalvulina bulloides (Brady, 1876); G. minima; G. moderata; G. sp.; Polytaxis sp.; Tetrataxis sp.; Syzrania bella y fusulínidos que corresponden a Triticites canyonensis Wilde, 2006 (Figura 9.7) y Triticites acutuloides Ross, 1965 (Figura 8.8–8.9). Las especies mencionadas vivieron durante el Missouriano temprano y medio (Wilde, 1990), un lapso comprendido entre 293 y 296 Ma que indica las zonas primera, segunda y tercera (MC1, MC2 y MC3) de Triticites, mientras que de acuerdo a Ross (1969a), T. acutuloides puede encontrarse hasta el Missouriano tardío.

Los niveles estratigráficos que representan una inundación máxima (MFS, por sus siglas en inglés) se caracterizan por rudstone con Triticites acutuloides Ross, 1965 (muestra DV13) y que se ubican en la columna estratigráfica entre los niveles 380 y 390 m. Son numerosos los niveles carbonatados compuestos predominantemente por caliza microcristalina y granos de cuarzo del tamaño del limo, que llegan a constituir hasta un 30% del volumen de la roca.

Entre los niveles 380 y 400 m, los estratos de caliza varían de delgados a medianos y alternan con niveles muy delgados arcillosos–carbonatados. Cerca del nivel 390 metros hay un horizonte calcáreo, de 20 cm de espesor, saturado de fusulínidos; además, superpuesto aflora un estrato masivo, en donde los primeros 50 cm también están saturados de fusulínidos. Entre los niveles 380 y 410 m de la columna estratigráfica las características litológicas y su contenido de fauna fósil se resumen de la manera siguiente: en las calizas se encuentran abundantes fragmentos de crinoides, algunos braquiópodos que podrían corresponder a terebratúlidos, así como escasos corales solitarios. Un horizonte de caliza, de unos 12 cm de espesor, contiene algunos fusulínidos de hasta 3 mm de longitud. Se sitúa entre 380 y 390 m desde la base de la sección y contiene Triticites acutuloides. Hacia arriba, a partir del nivel 400 m, las rocas carbonatadas, hasta su límite con las rocas del Virgiliano, se vuelven gruesas en espesor y ciertos horizontes, en su base, presentan fragmentos de crinoides y fusulínidos bien conservados.

Las rocas se originaron en ambientes marinos someros, posiblemente hasta lagunares, y cuya profundidad pudo haberse encontrado entre 10 y 25 metros. En la parte superior de la columna estratigráfica afloran rocas carbonatadas que corresponden a floatstone y que contienen fusulínidos del género Triticites (Figura 9.12) y cuya morfología denota un cambio transicional entre T. canyonensis Wilde, 2006 y T. acutuloides Ross, 1965.

La columna estratigráfica correspondiente al Gzheliano, piso susperior del Pensilvánico, está constituida, predominantemente, por 110 m de calizas (410–520 m; Figura 5), las cuales varían de gruesas a masivas, presentan un color de gris claro a gris oscuro, textura microcristalina y fractura concoidea.

Los 20 m de la base corresponden a una secuencia de calizas, de tonalidades gris muy claro a gris oscuro, en capas que varían de 30 cm a 1.50 m de espesor, de textura fina y conteniendo escasos fragmentos de braquiópodos, algunos ejemplares de gasterópodos pequeños y fragmentos de crinoides. Consecuentemente, las calizas pueden clasificarse como mudstone o wackestone. Localmente presentan algunos fusulínidos como Triticites ex gr. beedei Dunbar y Condra, 1927 (Figura 8.4).

El nivel 410 m tiene 1 m de espesor de caliza con abundantes fusulínidos. Unos 25 m más arriba, aflora otro horizonte delgado, de 25 cm de espesor, de caliza gris café, clasificada como wackestone que contiene numerosos fusulínidos bien conservados como Leptotriticites ex gr. eoextentus (Thompson, 1954) (Figura 9.13) asociados a Eugonophyllum sp., Bradyina lucida, Climacammina sp., Globivalvulina sp. y Syzrania sp. La edad es ya Virgiliano tardío (VC–3), indicando, hasta el contacto con el Pérmico, una serie muy gruesa del Pensilvánico más tardío. Las rocas carbonatadas contienen numerosas vetillas de calcita, así como láminas y cuerpos irregulares de pedernal.

A partir del nivel 430 m y hasta el 470 m se encuentran expuestos una serie de niveles clásticos, predominantemente limolita y arenisca de grano fino, de color rojizo. La arenisca, en el nivel 466 m, tiene 10 cm de espesor, textura moteada, incluye fragmentos que varían de subangulosos a subredondeados, y tienen un diámetro predominante entre 0.1 y 0.2 cm. De manera notable, en el nivel 469 m aflora una brecha estratificada de 45 cm de espesor, y cuyos fragmentos tienen, en promedio, un diámetro de 1.5 cm; éstos provienen de calizas o son restos de pedernal contenidos en una matriz arcillosa rojiza.

El nivel 432 m es una capa de caliza con 40 cm de espesor, de textura gruesa y color gris oscuro que contiene algunos ejemplares de gasterópodos, fragmentos de crinoides y estructuras filoides, que podrían ser algas marinas. La arenisca, en el nivel 466 m, tiene 10 cm de espesor, es de textura moteada y sus fragmentos varían de subangulosos a subredondeados, con un diámetro predominante entre 0.1 y 0.2 cm.

A partir del nivel 473 m y hasta su contacto con la secuencia del Pérmico, los niveles superiores del Gzheliano son calizas con estratificación que varía de gruesa a masiva, siendo su espesor desde 70 cm hasta ligeramente superiores a 3 m; localmente hay niveles delgados de calizas con estructura laminar, interrumpidos por horizontes delgados arcillosos–calcáreos. La litología presenta un color gris oscuro en fractura fresca y color gris claro en superficie de intemperismo; el grano de las rocas es fino y se fractura fácilmente dando origen a gravas angulosas. Las rocas carbonatadas no tienenn macrofauna y únicamente es posible encontrar escasos fragmentos de crinoides y de corales solitarios. La roca se caracteriza por una densa red de vetillas de calcita y además ciertos horizontes carbonatados presentan algunas estilolitas.

El rumbo de los estratos, en el nivel 510 m, es NW25°SE. En el intervalo 514 m está expuesto un conglomerado constituido por fragmentos arredondados de calizas y dolomías, con un diámetro que varía de 2 mm a 5 cm, siendo el promedio de 3 cm. Los fragmentos se encuentran inmersos en una matriz arenosa, de grano grueso y cuya composición también proviene de rocas carbonatadas. La roca tiene una excelente litificación y se encuentra cortada por numerosas fracturas rellenas de calcita, de 1 a 2 mm de espesor. El contenido biótico de las rocas carbonatadas consiste en microalgas de las especies Eugonophyllum sp. y Epimastopora alpina (Pia, 1937; Kochansky–Devidé y Herak, 1960); fusulínidos (Nankinella sp., Triticites sp.) y otros foraminíferos como Bradyina lucida; Climacammina sp.; Globivalvulina minima; G. mosquensis; Calcivertella sp.; Syzrania sp. y Nodosinelloides shikhanica (Lipina, 1949) que indican una edad del Virgiliano. Las características petrográficas de las rocas sugieren que se formaron bajo condiciones de ambientes de plataforma interna.

Pérmico Inferior

La porción más superior de la columna estratigráfica expuesta en los cerros El Tule, es una sedimentación del Pérmico Temprano; está formada por 130 m (520–680 m; Figura 5) de rocas carbonatadas y unos 30 m de rocas clásticas.

Al microscopio, las rocas calcáreas que ocupan los niveles estratigráficos desde 520 m hasta 550 m, presentan fragmentos de crinoideos y algas; además escasos bivalvos y algunos briozoarios. Particularmente, el horizonte de caliza del nivel 523 m contiene Nodosinelloides shikhanica y numerosos restos de Epimastopora alpina; además, entre los niveles 540 m y 550 m de la columna litológica, las rocas carbonatadas contienen algas de los géneros Epimastopora, Gyroporella y Permocalculus, asociadas con pequeños foraminíferos como Calcitornella sp.

Entre los niveles 610 y 650 m, la estratificación de las calizas es menos potente, variando su espesor desde 20 hasta 60 cm y presentando una textura moteada; en estos niveles es más común la presencia de radiolas de cidáridos, placas articulares de crinoides, corales zafréntidos y braquiópodos terebratúlidos. Al microscopio, las calizas incluyen ostrácodos, briozoarios, espinas de braquiópodos prodúctidos, bivalvos, gasterópodos, crinoides, coprolitos, oncolitos y pellets.

El nivel 622 m de la secuencia presenta calizas de grano grueso, de color gris oscuro con abundantes radiolas de cidáridos, asociadas a escasos braquiópodos terebra–túlidos y prodúctidos, así como gasterópodos del género ?Euomphalus.

Numerosas calizas contienen microalgas como Epimastopora alpina, Gyroporella aff. microporosa Endo, 1956, (Figura 8.17–8.18), Permocalculus forcepinus Johnson, 1951 (Figuras 9.9, 9.10, 8.19 y 8.20), P sp. 1 y P. sp. 2; pequeños foraminíferos como Endothyra sp., Globivalvulina ex gr. bulloides (Figura 9.11), G. minima, Hemigordius sp., Nodosinelloides sp., Geinitzina postcarbonica Spandel, 1901 y G. sp., las cuales están asociadas a fusulínidos de las especies Nankinella sp., Staffella sp. 1 (Figura 9.8), a una especie indeterminada muy pequeña (Figura 8.7), a Staffella sp.2 (Figura 8.15) y a Pseudoreichelina sp. (Figura 8.16). Las rocas que contienen este género, señalan una edad del Pérmico, puesto que las ocurrencias comunes a abundantes de Geinitzina son indicadores confiables de una edad Asseliano temprano o aun más joven (Groves y Wahlman, 1997; Groves, 2000; Groves, 2002).

Los 30 m superiores de la secuencia pérmica están compuestos de limolita, de color rojizo, intensamente fracturada y, localmente, de cuerpos irregulares de conglomerado que aparentemente no incluyen macrofosiles. En el nivel 622 m aflora caliza de grano grueso, de color gris oscuro con abundantes radiolas de cidáridos, escasos braquiópodos, terebratúlidos, prodúctidos y gasterópodos del género Trachydomia (Figura 7.5).

Estas facies litológicas se ven interrumpidas por una falla de gran ángulo que las ponen en contacto con una brecha sedimentaria, formada por gravas y bloques de caliza y pedernal, incluidos en una matriz arenosa y cementados con calcita; además, fueron afectadas por rocas ígneas emplazadas durante el Terciario.

COMPOSICIÓN DE LA BIOTA

El contenido de macrofósiles en las secuencias del Misisípico y del Pensilvánico es abundante, reduciéndose significativamente en las rocas del Pérmico.

Las rocas sedimentarias que constituyen la base del Pensilvánico que corresponden al Bashkiriano–Moscoviano, están casi desprovistas de fósiles y únicamente se han encontrado placas articulares de crinoides mal conservadas. Durante el Atokano, la biota consiste de fusulínidos, braquiópodos espiriféridos, prodúctidos y terebratúlidos; escasos corales solitarios zafréntidos y coloniales del género Syringopora; una importante variedad de placas articulares de crinoides, briozoarios fenestélidos (Figura 7.6), gasterópodos y algas marinas.

Durante el transcurso de los dos tercios inferiores del Desmoinesiano, las buenas condiciones para el desarrollo de la vida marina disminuyeron con respecto a las que prevalecieron durante el Atokano. Sin embargo, es posible encontrar braquiópodos espiriféridos y terebratúlidos, esponjas del género Chaetetes; crinoides, briozoarios (Streblascoporay Prismapora), (Figura 7.1) y algas; los fusulínidos disminuyen sensiblemente. Para el tercio superior del Desmoinesiano, las rocas no incluyen macrofauna fósil.

Posteriormente, en el Missouriano las condiciones para el desarrollo de la vida marina en la paleozona de los cerros El Tule fue muy limitada, restringiéndose a escasos braquiópodos espiriféridos, corales zafréntidos, crinoides y fusulínidos que vuelven a ser organismos predominantes en los mares del Pensilvánico. Para el cierre del Pensilvánico, es decir durante el Virgiliano, las condiciones paleoecológicas se tornan aún más críticas y únicamente se encuentran escasos corales zafréntidos, gasterópodos y fusulínidos, mientras que los crinoides permanecen constantes.

En el transcurso del Pérmico temprano las condiciones son adversas para el desarrollo de la vida marina, la cual se caracteriza por una presencia más o menos constante de radiolas de equinoides cidáridos (Figura 7.3) y gasterópodos del género Trachydomia (Figura 7.5); mientras que los crinoides y braquiópodos son muy escasos.

IMPLICACIONES GEOLÓGICAS

La presencia de pequeños foraminíferos, algas, esponjas (chaetétidos) y fusulínidos, en la columna litoestratigráfica del Pensilvánico en los cerros El Tule, tiene una clara afinidad paleogeográfica con la biota de Nevada (Ross, 1997), Arizona (Armstrong y Mamet, 1988; Connolly y Stanton, 1990; Lyons, 1990; Ross, 1969a, 1969b, 1972, 1973; Ross y Sabins, 1965; Ross y Tyrell, 1965; Sabins y Ross, 1963; Schreiber et al., 1990; Stewart et al, 1997; Wilt, 1990), Nuevo Mexico (Armstrong y Mamet, 1988; Thompson III y Jacka, 1981; Wilde, 1975a, 1975b, 1990, 2006) y Texas (Toomey y Windland, 1973; Wilde 1975b, 1990) en EUA.

Las calizas oncolíticas, fundamentalmente formadas por cianolitas, son escasas en los cerros El Tule; las biopisolitas, Osagia y Ottonosia, algal biscuits de Toomey et al. (1988), también están casi ausentes. Osagia Twenhofel, 1919, sensu Vachard, 1980 (= ellesmerellites sensu Sanders y Krainer, 2006) non Roux, 1985, está constituida por foraminíferos calcivertélidos o nubeculáridos. Ottonosia Twenhofel, 1919 (= Osagia sensu Roux, 1985) y Claracrusta pertenecen a otro grupo de cianobacterias (Vachard, 1980). Todos estos bioclastos carbonatados, numerosos durante el Pensilvánico, fueron propuestos como respuesta a eventos geológicos de glaciación, según Shi y Chen (2006); sin embargo, tal hipótesis no parece ser congruente con la historia de este tipo de bioclastos durante el Paleozoico, particularmente durante el Devónico (Roux, 1985; Vachard, 1993 y Flügel, 2004).

El ambiente donde se depositaron los sedimentos de los cerros El Tule, parece haber sido una plataforma carbonatada relativamente contínua de clima subtropical árido; mientras que en el Mesocontinente de EUA había un clima mucho más húmedo, con mayor aporte de terrígenos y una marcada estratificación controlada por la columna de agua marina.

Al comparar la secuencia de los cerros El Tuli con la serie expuesta en la sierra Agua Verde, en la región central de Sonora, se aprecian diferencias grandes (Almazán–Vázquez et al., 2007a, 2007b; Buitrón–Sánchez et al, 2007 y Gómez–Espinosa et al, 2008): la secuencia del Atokano en los cerros El Tule es mucho menos gruesa que la de la sierra Agua Verde; los organismos bioconstructores difieren también, pues no se presentan arrecifes de corales o de Chaetetes, como sucede en la sierra Agua Verde. La gran escasez de chaetétidos puede explicarse debido a la poca profundidad del agua marina en la plataforma de los cerros El Tule durante el transcurso del Atokano, fenómeno que puede extenderse a los escasos corales representados por siringoporoideos y zafréntidos. Las oolitas solo se encuentran en el Atokano inferior de los cerros El Tule. A pesar de esta diferencia con la sierra Agua Verde, la secuencia en los cerros El Tule parece idéntica a aquella de la sierra Palomas, Chihuahua, México (Téllez–Girón, 1979; Vachard y Téllez–Girón, 1986) donde aparecen numerosos Asteroarchaediscus ex gr. rugosus (Reitlinger, 1949) (Téllez–Girón, 1979), Komia sp. (ibidem), Fusulinella sp., Profusulinella (ibidem), Beedeina sp. (ibidem), Nankinella sp. (ibidem) y Triticites spp. (ibidem).

Según el diagrama elaborado por Cecil (1990), la zona de los cerros El Tule conservó un clima semiárido a árido durante 60 millones de años, de acuerdo a las dataciones proporcionadas por Menning et al. (2006). Un persistente sistema de alta presión subtropical tuvo una dominancia de vientos desde el noreste (Mack et al, 1979; Algeo y Heckel, 2008). Únicamente durante el Desmoinesiano y el Missouriano inferior se presentó una alternancia de estaciones secas y húmedas.

Los datos registrados en la secuencia de los cerros El Tule comprenden todo el intervalo incluido en la curva de Stanley y Powell (2003), quienes introdujeron la abreviación LPIA (Late Paleozoic Ice Age por sus siglas en inglés) para denotar la "Edad de Hielo del Paleozoico Tardío", y cuya duración fue de 90 millones de años, aproximadamente, con una gran extensión de hielo que cubría principalmente Gondwana (Mennig et al., 2006; Isbell et al., 2008). De acuerdo a diversos autores, la LPIA tuvo su máxima intensidad durante el Desmoinesiano superior (DiMichele et al., 1996), posteriormente a los primeros episodios ocurridos durante el Misisípico (Mii et al, 2001; Buggisch et al, 2008). Por otra parte, el paroxismo de la LPIA ha sido colocado en el Asseliano–Sakmariano (West et al, 1997) o en el Gzheliano–Asseliano (Groves y Lee, 2008) lo que corresponde más a nuestras observaciones (Vachard, 1980). Según Joachimski et al. (2006), el cambio máximo en 5¹⁸O de los conodontos del Mesocontinente de EUA se puede comparar con los cambios interglaciales (alto nivel del mar) y glaciales (bajo nivel del mar) del Pleistoceno, concluyendo que fluctuaciones de más de 120 m también se observaron en el Carbonífero (Izart et al, 2003; Rygel et al., 2008).

La antigua hipótesis de Heckel (Heckel, 1977, 1986; Crowley et al., 1991; Soreghan y Giles, 1999; Poulsen et al., 2007; Tabor y Poulsen, 2008) consistente en la ausencia relativa de paleosuelos y depósitos arcillosos de mayor profundidad, sobre todo en el Desmoinesiano, parece no presentarse en los cerros El Tule; si la hipótesis de estos enormes cambios en la paleobatimetría parece no existir en los cerros El Tule, ello puede explicarse por una tectónica sinsedimentaria local intensa.

De acuerdo a los modelos de Cecil (1990), Soreghan (1997), Olszewski y Patzkowsy (2003) y Mack (2007), los sedimentos carbonatados marinos se depositaron durante los periodos más secos, mientras que la sedimentación de las lutitas y limolitas ocurrió durante los lapsos más húmedos. Solo en el Desmoinesiano y en el Missouriano inferior hubo una alternancia de estaciones secas y húmedas. La columna de agua del mar en la paleo–área de los cerros El Tule fue homogénea y no fuertemente estratificada, como el mar del Mesocontinente, con una capa subpicnoclinal que fue anóxica e intermedia en contenido sulfúrico (Algeo y Heckel, 2008).

Schreiber et al. (1990) y Connolly y Stanton (1992) han propuesto la presencia de los "ciclos Horquilla", una parasecuencia de emersión, en el Desmoinesiano de Dry Canyon, Arizona, cuyo estudio detallado permite una mejor definición de las curvas eustáticas de Heckel (1986) y Ross y Ross (1987, 1988). Soreghan (1994) ha indicado que " ..ciclos predominantemente carbonatados prevalecen en la cuenca Pedregosa, mientras que sedimentos carbonatados y siliciclásticos dominan la cuenca Orogrande".

Otro carácter importante de la serie de los cerros El Tule, en relación a la estratigrafía de secuencias, es la ausencia de ciclotemas; sin embargo la secuencia de los cerros El Tule presenta equivalentes de las formaciones Escabrosa, Paradise, Horquilla y Earp, con facies casi enteramente carbonatadas.

El comportamiento geológico de la paleozona de los cerros El Tule, con relación a los movimientos glaciales–eustáticos de los mares, difiere fundamentalmente de las áreas con ciclotemas, como Kansas e Illinois, en donde los componentes litológicos de carbón, arcillas negras, calizas, arcillas grises y areniscas corresponden a fluctuaciones mayores del clima y del nivel del mar (Mack et al, 1979; Heckel, 1986, 2002a y 2002b; Boardman et al, 1991; Ross y Ross, 1985 y 1987; DiMichele et al., 1996; West et al., 1997; Izart et al, 2002 y 2003; Olszewski y Patzkowsky, 2003; Heckel et al, 2007; Algeo y Heckel, 2008; Tabor y Poulsen, 2008).

En los cerros El Tule la sucesión marina carbonatada del Misisípico al Pérmico, con casi de 700 m de espesor, está dominada por facies de rampa interna, con menos de 100 m de espesor.

Con relación al terreno Mixteco y durante el Missouriano, se plantea una estrecha continuidad con el estado de Sonora, basada en la presencia de Triticites del grupo I de Wilde (2006) y el que probablemente es del Linaje B de Ross (1969a). Por otra parte Triticites acutuloides, que se reporta en los cerros El Tule, tiene una amplia distribución que abarca desde Texas, EUA hasta Patlanoaya, estado de Puebla (Vachard et al., 2000b), y en consecuencia las poblaciones de foraminíferos de los cerros El Tule pertenecen al cratón Norteamericano, ya que presentan apogeos sincronizados, así como los mismos aislamientos durante los mismos intervalos.

También puede suponerse alguna relación con el terreno tectono–estratigráfico llamado Oaxaquia, ya que constituye la única vía posible de la migración de foraminíferos fusulinélidos, fusulínidos y schwagerinoideos, así como chaetétidos, a través del océano Rheico, desde el suroeste de los EUA hasta Perú (Keppie y Ortega–Gutiérrez, 1995; Dickinson y Lawton, 2001; Keppie, 2004; Gómez–Espinosa et al., 2008); no obstante, la primera microfauna de América del Sur, de edad bashkiriana, está caracterizada por Millerella marblensis y Asteroarchaediscus baschki–ricus (Krestovnikov y Teodorovich, 1936; Mamet, 1996).

Aunque también faltan los foraminíferos en los terrenos mexicanos, braquiópodos del Misisípico indican la presencia de depósitos de esa edad (Navarro–Santillán et al., 2002; Sour–Tovar et al, 2005).

Los resultados que aquí se han presentado sugieren la localización del límite, en México, entre el cratón Norteamericano y los terrenos sospechosos situados más al sur. La nomenclatura de éstos es compleja, por lo que se adoptó la revisión propuesta por Keppie (2004).

Una paleogeografía regional (Figura 11) puede ser reconstruida con la integración de los trabajos de Ross (1972); Keppie y Ortega–Gutiérrez (1995); Keppie y Ramos (1999); Vachard et al. (2000b); Dickinson y Lawton (2001); Keppie y Dostal (2001); Nance et al. (2002); Keppie (2004); Krainer et al. (2005) y Keppie et al. (2008).

México estuvo situado entre las Montañas Rocallosas Ancestrales y las Montañas Apalaches (Peiffer–Rangin, 1979; Rosaz, 1989; Sosson, 1989). El límite tectónico Marathon–Ouachita se situó al frente del Pacifico oriental por medio de los lineamentos de Caltam y Texas (Tardy et al., 1989).

Los cerros El Tule estuvieron situados al noroeste de la cuenca Pedregosa, formando una secuencia de plataforma que lateralmente pasaba a una secuencia de tipo flysch en la cuenca de Chihuahua, conocida parcialmente gracias al sondeo de Villa Ahumada reportado por Armin (1987).

Los terrenos mexicanos y de América Central son probablemente de origen perigondwánico y provienen del noroeste de América del Sur (Keppie y Ortega–Gutiérez, 1995; Keppie y Ramos, 1999; Nance et al., 2002), puesto que no se han reportado foraminíferos conocidos del Misisípico en América del Sur. En cambio, sí están presentes en América del Norte, en EUA y Sonora. Incidentalmente, los primeros foraminíferos en América del Sur son de edad bashkiriana.

Diversos autores (Ross, 1986; Vachard et al., 2000b; Dickinson y Lawton, 2001; Keppie et al., 2008) consideran que los terrenos sospechosos se acrecionaron al cratón Norteamericano por yuxtaposición con el sistema Marathon–Ouachita al inicio del Pérmico.

CONCLUSIONES

1) Todas las divisiones del Pensilvánico, es decir el Morrowano, Atokano, Desmoinesiano, Missouriano y el Virgiliano, incluyen fósiles en la columna estratigráfica de los cerros El Tule.

2) Las zonas faunísticas M2, A4, DS1, DS2, MC1/2, VC2/3, PW1/2 de Wilde (1990) están presentes en los cerros El Tule.

3) Los foraminíferos característicos, sucesivamente, son: Inflatoendotothyra parainflata, Tuberendothyra safonovae y Urbanella? sp. (Tournaisiano tardío = Osageano); Millerella pressa (Bashkiriano = Morrowano); Fusulinella famula (parte inicial del Moscoviano tardío = Atokano superior); Wedekindellina euthysepta, Beedeina arizonensis, B. pattoni, B. cf. distenta y B. rockymontana (parte superior del Moscoviano tardío = Desmoinesiano inferior–medio); Triticites canyonensis y T. acutuloides (Missouriano); Triticites ex gr. beedei (Virgiliano medio); Leptotriticites ex gr. eoextentus (Virgiliano tardío); y FAD of Geinitzina (Pérmico inferior).

4) Las microfaunas de los cerros El Tule presentan las mismas sucesiones, apariciones y desapariciones locales que las del cratón Norteamericano; historia que se vuelve común con América del Sur a partir del Bashkiriano.

5) El Atokano está caracterizado por una especie de Fusulinella y el Desmoinesiano por tres especies de Beedeina y una especie de Wedekindellina, las cuales se conocen bien en los Estados Unidos de Norteamérica, pero prácticamente son especies desconocidas en el mar Tethys.

6) Se reporta por vez primera, el alga Gyroporella aff. microporosa y la FAD de Permocalculus en el intervalo del límite Pensilvánico–Pérmico de los cerros El Tule.

7) El contenido de macrofósiles en las rocas sedimentarias que constituyen las secuencias del Misisípico y del Pensilvánico son más abundantes, reduciéndose significativamente en los sedimentos del Pérmico.

9) Los resultados de este trabajo sugieren la ubicación del límite, en México, entre el cratón Norteamericano y los terrenos sospechosos situados más al sur, en el océano Rheico.

AGRADECIMIENTOS

El presente estudio estuvo sustentado, parcialmente, por el financiamiento del proyecto ECOS/ANUIES M00U06 "Estudio Bioestratigráfico, Micropaleontológico y Sedimentológico de rocas del Paleozoico Tardío de Sonora"; por el proyecto No. 49088 CONACYT "Sonora y las facies carbonatadas de plataforma de la margen austral del Cratón Norteamericano"; y por el proyecto UNAM/PAPIIT IN118209–3 "Columna bioestratigráfica de referencia de la secuencia del Pensilvánico del noroeste del Estado de Sonora". También se contó con el decidido apoyo de las autoridades del Departamento de Geología de la Universidad de Sonora y del Departamento de Paleontología del Instituto de Geología de la Universidad Nacional Autónoma de México. Particularmente se agradece a Xavier Legrain, Lucie Pille, Thérèse Vachard y Sebastián Clausen por su invaluable apoyo técnico. Así mismo, a Lucas Spencer (Albuquerque, Nuevo México, EUA) y a Timothy F. Lawton (New Mexico State University, EUA), se agradece la revisión crítica que contribuyó de manera sustancial en la mejora de este trabajo.

REFERENCIAS

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