estratigrafía jurásico-cretácica del arco de monterrey de la sierra … · 2019-11-02 · de la...

1

INTRODUCCIÓN ESTRATIGRÁFICA

Nevos datos estratigráficos han tenido avances signifi-cativos en el área que cubre esta excursión, asimismo, nuevas ideas sobre estratigrafía de secuencias, geo-cronología, bioestratigrafía y paleogeografía se intro-ducen en este trabajo. Entre los conceptos estratigrá-ficos se incluyen avances preliminares más detallados (Eguiluz, 2008) sobre modificaciones a los límites de secuencias previamente establecidos en el Noreste de México (Goldhammer, 1999), así como los conceptos actualizados de sistemas de depósito en secuencias estratigráficas (Catuneaunu, 2007). En este trabajo se separa el orden de los ciclos de depósito independien-tes a su duración absoluta como trabajos previos lo establecieron (Goldhammer, 1999; y Vail et al., 1977) y se utiliza el término de secuencia directamente re-lacionado entre el nivel base de erosión y curvas de transgresión-regresión. En este trabajo, la calibración de edades geocronológicas para las secuencias se apoyó con nuevos datos paleontológicos (Barragán y Méndez, 2005; Olivares, 2006; y Vega et al., 2007) y reportes inéditos de PEMEX (informes de pozos y geológicos diversos) con ajuste a la escala del tiempo cronoestratigráfico propuesto por Ogg et al. (2004) y actualizado por Luwoski y Ogg (2007). La importan-cia de reconocer estos límites de secuencias se utiliza para predecir características en las rocas del sistema petrolero como la existencia de rocas almacén, rocas generadoras o rocas sello. Son abordados en esta excursión nuevos con-ceptos palogeográficos (Eguiluz, 2007; y Vega et al., 2007) y aspectos sedimentarios ligados a halocinesis (Giles y Lawton, 2002 y Aschof y Giles, 2005).

Estratigrafía Jurásico-Cretácica del Arcode Monterrey de la Sierra Madre Oriental

y la Cuenca La Popa en el Golfo de Sabinas

Mario Aranda-García(1), Samuel Eguiluz-De Antuñano(2), Rolando Peterson-Rodríguez(1) y Gabriel Chávez-Cabello(3)

Para sintetizar la estratigrafía regional se pue-den establecer a grosso modo tres conjuntos litoló-gicos mayores (Tardy et al., 1974) de acuerdo a su evolución temporal (Fig. 1). La sucesión estratigráfica de la Cuenca Mesozoica del Centro de México (Ca-rrillo, 1972), de la cual forma parte la Sierra Madre Oriental (SMO) en el sector de la Saliente Tectónica de Monterrey (STM), la sucesión estratigráfica de la Cuenca de Sabinas (Humphrey, 1956) y la sucesión estratigráfica de la Plataforma de Coahuila (Garza, 1973).

Las referencias bibliográficas son una guía de consulta para los avances geológicos más recien-tes en la región.

Estratigrafía del Arco de Monterrey

En la Saliente Tectónica de Monterrey (AM) aflora una estratigrafía similar a las rocas depositadas en la Cuenca Mesozoica del Centro de México (Ca-rrillo, 1972), pero con ligeras variantes como se des-cribe a continuación (Fig. 1). Las rocas más antiguas constituyen un basamento complejo, compuesto por esquistos de clorita y edad previa al Jurásico Superior (Córdoba, 1965). Esas rocas subyacen a espesores variables de capas continentales, rocas ígneas hipa-bisales y volcánicas (Imlay et al., 1948) asignadas por isotopía (Fastowski et al., 1995) y fósiles (Mixon et al., 1959; Carrillo, 1961; Clark y Hopson, 1985 y Monte-llano et al., 1996) al Triásico, Jurásico Inferior Tardío y Jurásico Medio y cuyo origen establece que corres-ponden a depósitos de fosas tectónicas de tipo ‘‘rift’’ (Fig. 2) contemporáneos con la apertura del Golfo de México (Salvador, 1987 y Winker and Buffler, 1988).

En esta región la sedimentación marina inició con el depósito de evaporitas y carbonatos (anhidri-

(1) Pemex Exploración y Producción(2) Geólogo Consultor(3) Universidad Autonoma de Nuevo León

Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, A.C.Volumen 54, No. 1, Enero, 2009, pp. 1-58

2

ta, yeso, dolomías y posiblemente sal) que acumu-laron cientos de metros (300 a 500 m) en ambiente de extensas plataformas de sabkha y lagunares (Fig. 3) de probable edad Calloviano?-Oxfordiano (Sal-vador, 1987). A esta sucesión estratigráfica se le de-nomina formaciones Minas Viejas y Olvido, mientras que las litofacies clásticas litorales, de la misma edad, corresponden a la Formación La Gloria que está res-tringida a la periferia de los altos insulares de la pa-leopenínsula de Coahuila y paleoisla de San Carlos

Figura 1.- Conjuntos estratigráficos de las provincias geológicas del Noreste de México. La estratigrafía de la Saliente Tectónica de Monterrey-Cuenca Mesozoica del Centro de México está caracterizada por una sedimentación marina iniciada con evaporitas en el Jurásico Superior y litofacies de ambientes someros rodeando al Bloque de Coahuila. La Cuenca de Sabinas tiene una estratigrafía con numerosos cambios de litofacies hacia sus bordes NE, SW y SE. Sobre un complejo basal hay depósitos de sal en su base de posible edad Calloviano? y en su cima depósitos detríticos de edad Eoceno atestiguan una prolongada sedimentación. La Plataforma de Coahuila se instauró sobre un bloque tectónico alto, inició su sedimentación Tardía en el Aptiano, evolucionó con litofacies de plataforma evaporítica y carbonatada de ambiente somero y finalizó su sedimentación con depósitos de cuenca ‘‘foreland’’ compartidos con las cuencas vecinas. En los 3 conjuntos estratigráficos se presentan secuencias correlacionables regionalmente.

(Fig. 3). La sucesión anteriormente descrita ha sido interpretada (Goldhammer, 1999) como la primera secuencia de segundo orden (≈162-157 Ma) que inundó el ancestral Golfo de México.

Durante el Kimmeridgiano y Tithoniano la sedimentación de precipitación química anterior fue substituida por clastos silíceos y caliza mudstone arcillosa, ricos en materia orgánica (Fig. 4) con es-pesores gruesos (500 m) hacia la periferia de áreas continentales (Formación La Casita) y delgados (80

Mario Aranda García et al.

3

m) en la cuenca (Formación La Caja). En el AM estas características de cambios de litofacies son evidentes y denotan la influencia sedimentaria que ejercieron los altos paleoinsulares de Coahuila (Böse, 1923) y San Carlos, aportando sedimentos hacia el interior de la cuenca (Fig. 4). En los cañones de la Huasteca y de Cortinas la Formación La Casita se ha dividido en el miembro inferior predominantemente arcilloso (La Muralla) y el superior arenoso y conglomerático (San Pablo), dentro de este miembro se sitúa el límite de secuencia 141.0 Ma.

Figura 2.- Los rasgos paleotectónicos del NE de Méxi-co están formados por las cuencas de Sabinas (CS), Mesozoica del Centro de México (CMCM) y Chihuahua (CCH), ubicadas en fosas tectónicas. Los bloques altos de Coahuila (BC), Tamaulipas (BT) y San Carlos Cruillas (SCC) limitados por las fallas de San Marcos (SMF), La Babia (LBF), Mojave-Sonora (MS) y de Tampico-Chicon-tepec (TChF). El frente tectónico Marathon-Ouachita (M-O Fr) traslapa las cuencas y plataformas de Texas y Chihua-hua (CyP) y su continuación en México está dislocado por fallas regionales (Wilson, 1990, modificada por el au-tor). Referencias: Monterrey (M), Tampico (Ta), Torreón (T), Ciudad Victoria (CV), y San Luís Potosí (SLP).

Figura 3.- La paleogeografía del Calloviano-Oxfordiano muestra la distribución de las áreas insulares de Coahui-la (PC), Tamaulipas (PT) y Valles (IV), rodeadas por silici-clastos de ambiente litoral y la distribución de carbona-tos y evaporitas en las incipientes cuencas de Sabinas (CS), Tampico-Misantla (CTM) y Mesozoica del Centro de México (CMCM). Las flechas indican posibles rutas de in-vasión marina.

El conjunto sedimentario descrito refleja un evento transgresivo en el Kimmeridgiano de máxima inundación, posiblemente en la base del Tithoniano y regresivo en la cima del Tithoniano y base del Be-rriasiano al que se incorpora en otra secuencia de segundo orden (Goldhammer, 1999) comprendida entre 157-139 Ma, mientras que el miembro Nogales puede ser la base de un tracto transgresivo (ver Fig. 1).

La cima del miembro San Pablo pasa en transición hacia 20 m de caliza packstone con abun-dantes organismos bentónicos (corales, esponjas, equinodermos, etc.) y amonitas (Thurmanniceras, sp., Acanthodiscus sp., Neocomites sp., Leopol-dia sp., etc.) del Berriasiano?-Valanginiano Inferior (Miembro Nogales, Vokes, 1963).

Estratigrafía Jurásico-Cretácica del Arco de Monterrey de la Sierra Madre Oriental y . . .

4 En esta región el límite litoestratigráfico supe-rior de la Formación La Casita es diacrónico (Adatte et al., 1994; y Olivares, 2006).

Durante el Berriasiano y Valanginiano In-ferior inició una secuencia con tracto de nivel bajo (LST) y tracto transgresivo (TST). Echado abajo de la cuenca se instauró una plataforma del tipo de rampa constituida por caliza mudstone arcillosa y lutitas con biofacies de cuenca, esta litología pertenece a la base de la Formación Taraises, mientras que en ese inter-valo estratigráfico, echado arriba de la cuenca, en las litofacies arenosas más someras representadas por los afloramientos de la Formación Carbonera (en-tre las ciudades de Monterrey y Saltillo) se observan notables cambios de litofacies, con clastos silíceos, en ambientes litorales y deltaicos (Eguiluz, 1989; y Fortunato y Ward, 1982, Fig. 5). El límite inferior de la secuencia corresponde a un límite correlativo con-cordante (CC) o una superficie de paraconformidad secuencial (de tipo 2 de Vail et al., 1977). Las eviden-cias de este límite en las litofacies proximales (parte inferior de la Formación Carbonera) corresponden a la substitución de carbonatos pelágicos, por clásticos silíceos, de grano grueso, mientras que en las litofa-cies internas de la cuenca aparecen superficies de tipo “hardgrounds” u horizontes con calizas peletoides (calcarenitas en la base de las formaciones Taraises y Tamaulipas Inferior), ambas evidencias pudieran ser indicativas de regresión para el tiempo Berriasiano. En el AM el Valanginiano Superior se pre-senta con calizas mudstone y mudstone arcillosos con proliferación de amonitas (Discostephanus sp., y Neocomites sp.) y foraminíferos planctónicos (Loren-ziella hungarica, Tintinnopsella longa) en una suce-sión de estratos francamente transgresiva y cualitati-vamente de biofacies de mayor profundidad marina que representan un tracto de inundación (134.6 Ma,

Figura 4.- La paleogeografía del Kimmeridgiano-Tithonia-no muestra reducción de las ínsulas de Coahuila (IC), Ta-maulipas (PT) y Valles, rodeadas por areniscas y la distri-bución de clastos pelíticos carbonatados en las cuencas de Sabinas (CS), Chihuahua (CCH), Tampico-Misantla (CTM) y Mesozoica del Centro de México (CMCM).

Figura 5.- Distribución de litofacies clásticas (Formación Carbonera) y carbonatos (Formación Taraises) que caracte-rizan ambientes litorales (delta) y de plataforma abierta, respectivamente, durante el Valanginiano Inferior como LST y TST (izquierda) y Hauteriviano Inferior como HST (derecha) en la Saliente Tectónica de Monterrey.

Fi 5 Di t ib ió d lit f i lá ti (F ió

q p ( ,

Figura 4 - La paleogeografía del Kimmeridgiano-Tithonia-


5ver Fig. 1), mientras que en el Hauteriviano Inferior (biozona con Distoloceras irregulare Imlay) aparecen nuevamente litofacies regresivas (HST) con sedimen-tos de granulometría gruesa de ambientes litorales (parte superior de la Formación Carbonera) y con mayor concentración de carbonato en la cima de la Formación Taraises, ambas formaciones respectiva-mente, representantes de las litofacies echado arriba y echado abajo de la cuenca. En la STM el Hauteriviano Superior y Barre-miano están representados por carbonatos lagunares con proliferación de organismos bentónicos (Chofa-tella sp., miliólidos, pelecípodos, gasterópodos, brio-zoarios, etc.) depositados dentro de una extensa pla-taforma limitada por un complejo de promontorios orgánicos carbonatados con núcleo de boundstone de esponjas y corales (Murillo y Dorobek, 2003), pero también por acumulaciones de rudistas. En el Cañón Huasteca se aprecia la sucesión de estratos que van de la base a la cima desde litofacies y biofacies de talud, sub-arrecife, post-arrecife y la-guna de alta y baja ener-gías con ciclos rítmicos de ambientes de intramarea y submarea y con más de 600 m de espesor, a esta litología en su conjunto se le denomina Formación Cupido (Figs. 1 y 6). La parte superior de la Formación Cupido presenta una “someriza-ción” de ambiente con ciclos de muy alta fre-cuencia compuestos de parasecuencias en estratos decimétricos que varían de la base a la cima con wackestone de bioclastos y bioturbación abundan-te, grainstone oolítico y culminan con carpetas de algas, nódulos de anhi-

drita y laminaciones de lutita, todos estos paraciclos preceden a una interrupción sedimentaria marcada por una superficie de erosión y discordancia paralela regional observada en localidades tan distantes des-de la Cuenca de Sabinas (sierras de Obayos, Men-chaca, La Virgen, y La Gavia) hasta el área sur de Saltillo (Cañón de los Chorros en la Sierra de Artea-ga). Esta superficie corresponde a un límite de se-cuencia de segundo orden (Goldhammer, 1999) que se ubica alrededor de los 124 Ma (Fig. 1). Sobre la superficie de discordancia se presen-ta invariablemente una o varias capas formadas por brechas de clastos angulares principalmente de caliza, pedernal, dolomía, mudstone arcilloso laminar y yeso con estructuras de corte en la base del estrato, y con espesor variable desde 5 m hasta unos cuantos centí-metros. Sobreyacen a esta capa estratos de packstone de litoclastos y bioclastos, dolomitizados con fracturas numerosas que indican extensión contemporánea al

depósito (Hookeret al., 2002), algunas otras brechas pueden apare-cer intercaladas y hacia la cima de este con-junto litológico se pre-sentan capas de caliza mudstone, wackestone de bioclastos, nódulos de pedernal y lamina-ciones de lutitas, culmi-nando el intervalo con un cambio litológico hacia lutita negra de la Formación La Peña. El intervalo de carbona-tos descrito se denomi-na “Cupidito”, puede variar de espesor entre 50 a 150 m y se nom-bra de manera infor-mal como una unidad litoestratigráfica inde-pendiente de la Forma-ción Cupido (Wilson y Pialli, 1977).

Figura 6.- La paleogeografía del Hauteriviano Superior-Aptiano muestra mayor reducción de las ínsulas de Coahuila (IC) y Tamaulipas (PT) y el desarrollo de extensas plataformas carbonatadas y evaporíticas en las cuencas de Sabinas (CS), Chihuahua (CCH) y Plataforma de Valles (PV), limitadas por promontorios orgánicos. Las cuencas Mesozoicas del Centro de México (CMCM) y Tampico-Misantla (CTM) se extienden entre sí con el ancestral Golfo de México. La línea roja indica la ubicación de la sección de la figura 10.

de20brcelajusemdedecinaunhaFointonava50brmlitpeciPi


6 En el área a visitar se considera que ‘‘Cupi-dito’’ representa un tracto transgresivo (TST) sobre el límite de secuencia 124 Ma. Preliminarmente, el modelo sedimentario permite interpretar que el borde de la Plataforma Cupido perduró en tiempo desde el Hauteriviano Superior hasta los 124 Ma (Aptiano Inferior) y ese borde de la plataforma progradó en espacio hacia la cuenca (Fig. 6). Posteriormente, un cambio relati-vo del nivel base del mar dejó expuesta la Platafor-ma Cupido y se interrumpió la sedimentación (124 Ma) provocando la discordancia de una superficie irregular de erosión. Más tarde prosiguió una eleva-ción relativa de nivel del mar y un tracto transgresivo cambió el borde de la plataforma hacia el poniente (localidad Puerta de Cabrera sobre el Anticlinal de San Blás), depositando facies de talud en la fran-ja delimitada por la nueva ubicación del borde del arrecife y el ancestral borde de la Plataforma Cupido (Sierra de La Silla, Fig. 7). El Aptiano Inferior también está representa-do por el depósito de lutita y caliza mudstone arcillo-

sa que reciben el nemónico de Formación La Peña (Humprey, 1949). Esta litología corresponde a una superficie de inundación (123.0 Ma, ver Fig. 1) que cubrió el Noreste de México. El espesor de esta uni-dad estratigráfica es variable y depende de la ubica-ción de la posición de ambientes heredados de las unidades Cupido-’’Cupidito’’. En la zona que ocupó el talud y frente Arrecifal Cupido, la Formación La Peña tiene 120 a 150 m de espesor sobre la franja que ocuparon los arrecifes Cupido y ‘‘Cupidito’’ con su talud, el espesor se condensa y reduce a 20 m o llega a desaparecer presentando un hiato, mientras que hacia la zona donde se ubicó el post-arrecife ‘‘Cupidito’’ y su laguna, la Formación La Peña nue-vamente aumenta de espesor alcanzando 80 y 150 m (Eguiluz, 1990). En base a la zonificación bioestratigráfica (Barragán y Méndez, 2005) se presenta en la base de esta formación, Dufrenoyia sp., y en la cima Che-loniceras sp. e Hypacanthopites sp. En base a nue-vos conceptos se considera que de acuerdo a esta zonificación, el intervalo La Peña representa cuando

Figura 7.- Correlación de secciones e interpretación de ambientes sedimentarios en el intervalo ‘‘Cupidito’’ entre las localidades de Los Chorros-Presa Rompepicos. La cima de la Formación Cupido está cortada por una superficie de erosión subaérea (límite de secuencia 124 Ma) que subyace a una sucesión de estratos de un depósito transgresivo (TST) en ambientes lagunares, post-arrecifales y de talud.


7menos una parte del Aptiano Inferior (Reboulet et al., 2006; y Barragán y Méndez, 2005), mientras que la aparición de Rhytidoplites, sp., Cheloniceras sp. e Hypacanthoplites sp. corresponden por lo menos al Aptiano Medio y Superior (Fig. 8).

ción es amplia y cambia lateralmente a depósitos la-gunares restringidos en las plataformas de Coahuila y Valles (Fig. 9). Hacia el poniente del AM se distin-guen abundantes bandas de pedernal negro, carac-terísticas de la Formación Cuesta del Cura, mientras

Figura 8.- Biozonificación propuesta para la división tripartita del Aptiano. Taxa nominal: A) Dufrenoyia justinae, B) Epicheloniceras cf. subnodosocostatum, C) Acanthohoplites acutecosta, D) Acanthohoplites aschiltaensis, E) Hypa-canthoplites cf. leanzae. Biozonas: I) Dufrenoyia justinae Zona de alcance de Taxon, II) Epicheloniceras cf. Subnodo-socostatum/Acanthohoplites acutecosta Intervalo de Zona, III) Acanthohoplites aschiltaensis Zona de alcance Taxon, IV) Hypacanthoplites cf. leanzae Zona de alcance Taxon. Componentes del conjunto biozonal: 1) Dufrenoyia boesei, 2) D. durangensis, 3) D. dufrenoyi, 4) D. scotti, 5) Colombiceras spathi, 6) Paracymatocears milleri, 7) Burckhardtites nazasensis, 8) Peltocrioceras (?) sp., 9) Acrioceras (Epacrioceras) (?) sp., 10) Kazanskyella arizonica, 11) Mathoceras spp., 12) Rhytidoplites robertsi, 13) Parahoplites mexicanum, 14) Peñaceras rursiradiatus, 15) Acanthohoplites acute-costa, 16) A. potreritensis, 17) Pseudohaploceras aguilerae, 18) P. jacobi, 19) P. reesidei, 20) Cheloniceras fossae, 21) Ch. inconstans, y 22) Hypacanthoplites spp. (Barragán y Méndez, 2005).

El Albiano y Cenomaniano Inferior están constituidos en el área del AM por acumulación de caliza mudstone, con foraminíferos planctónicos, en capas gruesas a medias y con espesor que varía de 50 a 250 m. Dos tercios inferiores del intervalo corresponden a la Formación Tamaulipas Superior, mientras que en la cima de este intervalo estratigrá-fico se presentan cambios litológicos con incremento de nódulos o bandas de pedernal formadas por con-centración de radiolarios y planctónicos. Su distribu-

que en la porción oriente tiene concentraciones va-riables de pedernal en bandas o nódulos y la sección presenta el menor espesor (se asume condensada). La biozonificación de estas unidades está compuesta de la base a la cima desde Colomiella sp., Bishopella sp., y Calcispherulla inominata, mientras que en la cima hay Pithonella ovallis y P. trejoi. En el conjunto de la sucesión litológica descrita no se han reportado cambios significativos o interrupciones en su depósito y puede considerarse que en conjunto corresponde


8a un evento de nivel alto (HST) aparentemente con-tinuo para la STM, mientras que en la parte NW de la Cuenca Mesozoica del Centro de México (CMCM) en la Plataforma de Coahuila y en la Cuenca de Ma-verick o Edwards hay evidencias de posible discor-dancia (Eguiluz, 1991; y Goldhammer, 1999) con un límite de secuencia de segundo orden, ubicado en 96.2 Ma. Durante el Ce-nomaniano Superior ocurrió un cambio im-portante en las carac-terísticas sedimentarias de la región, los depó-sitos de carbonato fue-ron substituidos por in-cremento progresivo de material clástico silíceo y a su vez el incremento granulométrico de este material hacia estratos más jóvenes (Fig. 1). Las unidades estratigráficas repre-sentantes de esta evo-lución corresponden a las formaciones Indi-dura, Caracol, San Fe-lipe, Parras y el Grupo Difunta, cada una de estas unidades refleja condiciones sedimen-tarias particulares liga-das a la evolución geo-dinámica de la CMCM vinculada con la migra-ción de la deformación orogénica (Tardy et al., 1974; y Coney, 1976). Durante el Ce-nomaniano Superior y Turoniano sobre el lí-mite de secuencia 96.2 Ma se depositó la Formación Indidura constituida por capas de caliza mudstone laminar y estratos del-gados de lutita laminar, ambas con abundantes fora-miníferos planctónicos en una sucesión de estratos transgresivos (TST) que incluyen a su vez un inter-valo de inundación (93.0 Ma), en conjunto tienen 200 a 300 m de espesor. Este intervalo estratigráfico

es rico en materia orgánica y se considera generador de hidrocarburos. En el extremo oriental de la STM se identifica a la Formación Agua Nueva compuesta por capas de caliza mudstone y lutita de color negro con pedernal, lo que implica reconocer la interdi-gitación de cambios de litofacies entre las litologías potestativas de la CMCM en la STM y de la Cuenca de Tampico-Misantla. Esta interdigitación de litofa-

cies también se observa durante el Coniaciano y Santoniano representa-do por las formaciones San Felipe y Caracol, la primera compuesta por capas de arenisca, caliza mudstone, lutitas y capas de bentonita, todas fuer-temente bioturbadas con proliferación de organis-mos bentónicos, así como foraminíferos planctó-nicos, mientras que la segunda formación está constituida por areniscas, tobas y estratos laminares de lutita, ambas forma-ciones con incremento de carbonato de calcio con respecto a las unidades estratigráficas pre-conia-cianas. Los espesores de estas formaciones varían de 200 a 300 m. Los depósitos de esta edad corresponden a un ambiente de plataforma abierta, del tipo de ram-pa, con influencia de ac-tividad volcánica (tobas). En la STM no hay repor-tes que indiquen cambios relativos al nivel del mar para este periodo, sin em-

bargo, en la periferia de la Plataforma de Valles exis-ten brechas con clastos líticos que reflejan flujos de escombros hacia depósitos de cuenca dentro de una secuencia de segundo orden (Goldhammer, 1999), cuyo límite puede ubicarse en 84.2 Ma (ver Fig. 1). Las rocas más jóvenes de ambiente marino que afloran en la AM son de edad Campaniano y

Figura 9.- La paleogeografía del Albiano-Cenomania-no muestra desaparición de las ínsulas pre-existen-tes e instalación de bancos de carbonatos y evapori-tas restringidos en las plataformas de Coahuila (PC), Maverick (CM), Valles (PV) y Tuxpan (CT), rodeadas por plataformas carbonatadas abiertas en las cuen-cas de Sabinas (CS), Tampico-Misantla (CTM) y del Centro de México (CMCM) aparecen dispersos ban-cos de carbonatos de dimensiones pequeñas.


9Santoniano, pertenecen a la Formación Parras y es-tán constituidas por un espesor potente de estratos de lutita en capas laminares (+600 m) depositados en ambiente de pro-delta. La aparición de areniscas en la base de esta cubierta marca indirectamente la migración espacial y temporal del frente de deforma-ción de tiempo laramídico en estas latitudes (Tardy et al., 1974; y Eguiluz, 2007). Estas rocas muestran grado de alteración de materia orgánica que indica sepultamiento considerablemente mayor antes de ser exhumadas, pero la cubierta de rocas que pudo existir está erosionada. Lateralmente al Arco de Mon-terrey aflora el Grupo Difunta constituido por clastos silíceos de ambiente deltaico depositados en el Ma-aestrichtiano con espesor de más de 1,500 m. Estas rocas fueron depositadas en una cuenca de tipo an-tepaís ‘‘foreland’’ a la que se denomina Cuenca de Parras y es una cubierta sedimentaria que comparten el pie de montaña de la SMO, la parte suroeste de la Cuenca de Sabinas y la Plataforma de Coahuila. En el AM no hay reportes de rocas más jóve-nes al Campaniano, datos isotópicos indican que la SMO se exhumó entre 55 a 48 Ma (Grey et al., 2001) como resultado de la deformación Laramide. Datos paleomagnéticos (Kleist et al., 1984; Nairm, 1976, y Novicki et al., 1993) consideran que las rocas en el AM no están significativamente des-plazadas y el transporte tectónico de su cubierta se-dimentaria (Randall y Aranda, 1999, y Eguiluz et al., 2000) tiene un acortamiento menor a 30%. Por lo anterior, las rocas del Jurásico Superior-Neocomia-no, de ambiente litoral o deltaico, indican la proximi-dad con áreas insulares de Coahuila y San Carlos y una aloctonía conservadora para el AM.

Estratigrafía de la Cuenca de Sabinas

La Cuenca de Sabinas y el AM comparten características estratigráficas similares en la zona de unión entre ambas áreas por estar comunicadas du-rante su evolución. Las rocas más antiguas de esta cuenca son sedimentos continentales y rocas ígneas, depositados en fosas tectónicas, posiblemente gene-radas durante la apertura del ancestral Golfo de Méxi-co (Salvador, 1987; y Eguiluz, 2001), este complejo basal se correlaciona con las formaciones Huizachal y Nazas del Triásico y Jurásico Medio. Estas rocas han sido penetradas por varios pozos en la región (Egui-luz, 2001), o bien, hay vestigios exhumados en los diapiros del área de La Popa (Garrison y McMillan,

1997, 1999; y Garrison, 1998). Los depósitos con-tinentales subyacen a capas de sal, anhidrita, yeso y carbonatos de ambientes de sabkha y lagunares con espesores de más de 2,000 m (Pozo Menchaca 1 A y Minas Viejas 1), posiblemente de edad Callo-viano-Oxfordiano que reciben el nombre de Minas Viejas y Olvido (Figs. 1 y 3). Hacia los bordes de la cuenca hay sedimentos clásticos silíceos de ambiente litoral de la Formación La Gloria con espesores más reducidos y por posición estratigráfica, ubicados en el Oxfordiano. El conjunto de sedimentos marinos se ha incluido por correlación con el subsuelo de Texas (Goldhammer, 1999) en una secuencia de depósito comprendida entre 162 a 157 Ma. Durante el Kimmeridgiano y Tithoniano se depositó una potente sucesión de estratos marinos con más de 500 m de espesor, de litofacies clásticas silíceas litorales, de plataforma externa y de turbidi-tas de cuenca (Eguiluz, 2007 b), a las cuales se da el nombre de Formación La Casita, el aporte principal vino de las áreas emergidas insulares de Coahuila y Tamaulipas (Fig. 4). La fracción arcillosa son lutitas ricas en materia orgánica considerada a ser excelen-te roca generadora, con COT mayor a 2%, prove-nientes de material algáceo y leñoso, pero con índice de alteración alto (RO > 3%). La aparición de la biozona de Calpionella al-pina y desaparición de Crasicolaria sp. indican la pre-sencia del Berriasiano, el límite litoestratigráfico no es coincidente con el límite cronoestratigráfico y existen dificultades para colocar el contacto estratigráfico entre las formaciones La Casita y Menchaca que sobreyace.

La Formación Menchaca consiste de caliza mudstone y lutitas con espesor de 200 a 300 m, prolí-fica en organismos bentónicos y foraminíferos planc-tónicos. La Formación Menchaca fue depositada en una plataforma abierta de tipo rampa con cambio de litofacies clástico silíceo hacia las áreas emergidas (Formación San Marcos, ubicada en la margen NE de la Isla de Coahuila y Formación Hosston, situa-da en la margen SE de la Península de Tamaulipas), mientras que hacia el ancestral Golfo de México cambia a litofacies de la Formación Taraises. La par-te inferior de la Formación Menchaca corresponde al cierre de un ciclo regresivo (RST). La aparición de clásticos silíceos en el tercio inferior de la Formación Menchaca son probablemente correlativos en edad con el límite de secuencia de 139 Ma identificado en el AM. Sobre estas areniscas se encuentran lutitas y carbonatos pelágicos que indican un ciclo de trans-


10gresión forzada e inundación de la cuenca (134.6 Ma). La edad de estos depósitos está controlado por fora-miníferos planctónicos y amonitas de edad Valangi-niano Superior (Thurmanniceras sp., Olcostephanus sp., Calpionella alpina, C. elliptica, Globochaete alpi-na, Lorenziella hungarica, y Cadosina, sp.). Durante el Hauteriviano Inferior se deposita-ron areniscas, limolitas y capas de caliza con abun-dantes organismos bentónicos en ambiente de plata-forma externa con ciclos granocrecientes, y espesor que varía de 100 a 250 m que constituyen a la For-mación Barril Viejo. Esta litología fue cubierta por carbonatos dolomitizados, prolíficos en fauna de Toucasias sp., algas, corales, briozoarios y foraminíferos bentóni-cos (Chofatella sp.) de ambiente lagunar en capas gruesas y medias y con espesor de 150 a 200 m, al cual se denomina Formación Padilla (Fig. 1). En el Potrero de Menchaca la cima de la Formación Padilla presenta una brecha de litoclastos y una superficie de erosión subaérea que indican discordancia y con-secuente límite de la secuencia que se propone ser de tercer orden? y posiblemente en 132.6 Ma. So-bre esta brecha aparecen estratos de clastos silíceos de colores verde y rojo, granulometría arenosa y li-molítica, ambiente litoral y planicie de sabkha perte-necientes a la Formación La Mula, estos estratos se incluyen dentro de un nuevo ciclo transgresivo.

Los cambios de litofacies que ocurren lateral-mente en la formación Menchaca también suceden con las formaciones Barril Viejo, Padilla y La Mula. Durante el Hauteriviano Superior al Barre-miano, en la Cuenca de Sabinas, se estableció una inmensa plataforma evaporítica y carbonatada que se extendió hacia la Cuenca de Chihuahua. El bordede la plataforma fue restringido por una franja de biohermas de rudistas (Arrecife Cupido) que cerra-ron al oriente la circulación de agua marina normal con el ancestral Golfo de México (Fig. 6). Esta pla-taforma denominada Sistema Sedimentario Cupido (Alfonso, 1978; y Márquez, 1979) inició su evolución con el depósito de la Formación Padilla seguida por las formaciones La Mula, La Virgen y en la cima Cu-pido o ‘‘Cupidito’’ (Fig. 10). La Formación La Mula consiste de areniscas, limolitas verdes y rojas, capas de caliza dolomitizada, dolomías y evaporitas en estratos delgados y lamina-res con espesores gruesos al poniente de la cuenca (de 100 a 200 m) y cambian de facies hacia el Arreci-fe Cupido (Eguiluz, 2007 b). La Formación La Virgen consiste de cinco miembros posibles de reconocer por su firma geofísica en registros de pozos y aflora-mientos a lo largo de la cuenca (Márquez, 1979). El miembro inferior está constituido por caliza wacke-stone y packstone dolomitizadas con poco porcentaje de capas de evaporitas (20% de anhidrita en prome-

Figura 10.- Modelo del Sistema Sedimentario Cupido en la Cuenca de Sabinas (Márquez, 1979). En el siste-ma se presentan dos secuencias completas sobre una tercera secuencia Jurásico-Cretácica antecedente, el conjunto de las secuencias muestran progradación evidente.


11dio). El miembro evaporítico con alta concentración de capas de anhidrita (70% en promedio) y dolo-mías intercaladas que subyacen al miembro medio, en el cual decrecen las capas de anhidrita (aproxi-madamente 30%) y predominan los carbonatos. En el miembro calcáreo predominan carbonatos wacke-stone de organismos bentónicos lagunares, dolomi-tizado con mínimo porcentaje de anhidrita (4% en promedio) y corresponde a la mayor profundización relativa (126.6 Ma) del Sistema Sedimentario Cupi-do (Figs. 1 y 10) seguido por el miembro superior con calizas wackestone de organismos bentónicos, dolomitizadas, dolomías, grainstone de peletoides y bioclastos con porcentaje relativo de anhidrita (28%) que reflejan la pérdida relativa de profundidad ma-rina con respecto al miembro anterior (HST). El Sis-tema Sedimentario Cupido, en su conjunto, muestra un desarrollo progradante hacia la cuenca del ances-tral Golfo de México (Fig. 10). La Formación La Virgen posee espesores que varían de 500 a 1,000 m, el mayor espesor se ubica longitudinal al eje de la cuenca; hacia el no-reste decrece su espesor y los miembros inferiores se acuñan (‘‘onlapan’’) o cambian de litofacies echado arriba de la cuenca con los clásticos litorales de la Formación Hosston. Hacia la paleoisla de Coahuila sólo el miembro superior puede reconocerse, pues los otros miembros cambian a litofacies clásticas ha-cia la Formación San Marcos. La cima de la Formación La Virgen subyace a brechas de litoclastos de caliza y yeso con espeso-res variables de una localidad a otra. Algunos autores consideran esta litología como brechas de colapso por disolución (Charleston, 1973; y Márquez, 1979), mientras que otras (Goldhammer, 1999), en este tra-bajo, son identificadas como brechas removidas por erosión al presentar estructura de corte. Por distribu-ción, posición estratigráfica y litología se considera que estas brechas están sobre una superficie de ero-sión que indica el límite de secuencia (Goldhammer, 1999) de segundo orden, ubicado en los 124 Ma. La cima del Sistema Sedimentario Cupido está formada en su base por capas de brechas, caliza packstone de litoclastos y wackestone de bioclastos y organismos bentónicos hacia su parte media y cima predominan calizas mudstone con miliólidos y frag-mentos de rudistas, en su conjunto mide en prome-dio 150 m de espesor. Este paquete de estratos se denomina en la literatura tradicional como Cupido y recientemente ‘‘Cupidito’’ (Wilson and Pialli, 1977).

En la Cuenca de Sabinas el borde del Com-plejo Arrecifal Cupido retrocedió de forma similar como ocurre en el AM con respecto a la posición máxima de avance progradante que tuvo previo al advenimiento del límite de secuencia 124 Ma. La po-sición del nuevo borde retrogradó varios kilómetros paralelo respecto al borde anterior. La Formación ‘‘Cupidito’’ corresponde a un nuevo evento transgre-sivo (TST) de segundo orden (Goldhammer, 1999). El Sistema Sedimentario Cupido cambia de litofacies a calizas mudstone en ambiente de cuenca (Tamaulipas Inferior) a partir del borde del Complejo Arrecifal Cupido hacia el ancestral Golfo de México y sus espesores varían de 200 a 350 m. La sedimentación asociada sobre o en la pe-riferia de crecimientos halocinéticos ocasionó en el Sistema Sedimentario Cupido una batimetría somera representada por biofacies coquinoide de gryphaeas y litoclastos en relación discordante bajo arcillas de la Formación La Peña como se observa en la localidad Boca La Carroza. Esta circunstancia de menor bati-metría se repite de manera similar en otros niveles estratigráficos más jóvenes en el área de La Popa y otras localidades con presencia de diapiros salinos. En la Cuenca de Sabinas el Aptiano está representado por la distribución regional de arcillas carbonatadas laminares de la Formación La Peña, este intervalo corresponde a una zona de máxima inundación (123 Ma). Al igual como ocurre en el AM sobre la posición que ocupó el Complejo Arrecifal Cupido existe condensación o hiatus de la Formación La Peña (Eguiluz, 1990), mientras que los espesores de arcilla son potentes (80 a 150 m) en las zonas que ocupó el talud del Complejo Arrecifal y hacia la zona lagunar del Sistema Sedimentario Cupido. En la Cuenca de Sabinas las biozonas reco-nocidas por Barragán y Méndez (2005) en la For-mación La Peña corresponden a 4, el conjunto de taxa indican una edad continua de depósito desde la cima del Aptiano Inferior (Beduliano) y completo el Aptiano Superior (Fig. 8). Lo anterior, lleva a consi-derar que al no presentarse ejemplares de Desayesi-tes sp. en las arcillas La Peña y existir evidencias de sedimentación en transición litológica con la cima de la Caliza ‘‘Cupidito’’, se infiere que esta última uni-dad litológica puede pertenecer a la base del Aptiano Inferior como ocurre en el AM y CMCM con excep-ción de los lentiles sobre diapiros. El Albiano y Cenomaniano Inferior en la Cuenca de Sabinas está dividido en varias unidades


12estratigráficas. La base corresponde a la Formación Tamaulipas Superior compuesta por caliza mudsto-ne en capas gruesas con foraminíferos planctónicos (Colomiella recta, C. mexicana, Cacisphaerula inno-minata y Favusella sp.), y con espesor de 400 a 500 m. En contacto nítido y concordante sobreyace una terna litológica compuesta en la base y cima por 2 unidades de lutita y mudstone arcilloso laminar se-paradas por un cuerpo de caliza mudstone en estra-tos medios a la que impropiamente se conoce, en conjunto, como Formación Kiamichi. La sucesión de estratos es rica en amonitas y foraminíferos planc-tónicos que sitúan a la formación en edad Albiano Medio y Albiano Superior. El espesor de esta triada litológica es de 80 a 120 m en la mayor parte de la Cuenca de Sabinas, sin embargo, hacia el SW y NE, en las plataformas de Coahuila y Maverick, cambia de litofacies a sedimentos lagunares de las formacio-nes Acatita y McKnight, respectivamente y al SE se acuña hacia el ancestral Golfo de México y el AM. Sobreyace a la anterior litología la Forma-ción Georgetown compuesta por la sucesión de es-tratos de caliza mudstone con nódulos de pedernal en capas gruesas y de 60 a 80 m de espesor, ricas en foraminíferos planctónicos (Pithonella ovalis, P: tre-joi, Ticinella breggiensis, y T. raynaudi) que posicio-nan a esta unidad litológica en el Albiano Superior y Cenomaniano Inferior. Durante el final del Cenomaniano Inferior se depositaron las formaciones Del Río y Buda, la pri-mera compuesta por areniscas, limolitas y capas la-minares de lutita con 20 a 50 m de espesor. Sobreya-ce la Formación Buda compuesta por capas gruesas de caliza mudstone con foraminíferos planctónicos (Bonetocardiella poncedeleoni, Hedberguella delrio-ensis, y H. subcretacea) y con 30 a 50 m de espesor, ambos depósitos de plataforma abierta. Las formaciones Del Río y Buda se acuñan ha-cia la parte SE de la Cuenca de Sabinas y junto con la Caliza Georgetown pasan hacia la región limítrofe con el área de la STM para formar un grupo de unidades denominado Grupo Washita indiferenciado. Este grupo indiferenciado cambia de litofacies hacia el W-SW a am-bientes lagunares de la Plataforma de Coahuila (Fig. 9). En la cima de la Formación Buda hay repor-tes geológicos (Reynolds, 1963; y Navarro, 1963, 1965) en el área de la Serranía del Burro que indican que su contacto superior está erosionado y presenta conglomerados. En la Cuenca de Sabinas no está documentada esta discordancia, sin embargo, hay

un cambio sedimentario brusco con la Formación Eagleford y este contacto pudiera corresponder a un límite de secuencia referido anteriormente (Gold-hammer, 1999) y posicionado en 96.2 Ma. Durante el Albiano y Cenomaniano, local-mente existe influencia entre la holocinesis y la se-dimentación. En el área de La Popa (Boca La Ca-rroza) y en el subsuelo del área de Monclova (pozos Monclova 5, Rayo 1 y Rata 1) junto a las zonas de influencia salina se presentan lentes de caliza de alta energía (packstone de bioclastos y litoclastos) en la primera localidad con espesores reducidos (posi-blemente condensados) comparados con los carbo-natos pelágicos de la misma edad que los rodean, mientras que en la segunda localidad el espesor de la Caliza Monclova es más grueso, sin quedar claro si este desarrollo de banco carbonatado está relacio-nado al alto paleogeográfico de la Isla de Monclo-va, o a influencia salina en el área de las sierras de la Rata-Baluartes. Lo anterior, puede indicar que el crecimiento del diapiro fue simultáneo con la sedi-mentación y permitió sobre éste conservar un fondo marino somero que favoreció el desarrollo de ban-cos de carbonatos con biofacies y litofacies de alta energía con respecto al entorno circunvecino. Durante el Cenomaniano Superior y Turo-niano hubo un cambio en las condiciones sedimen-tarias, prevaleciendo el depósito progresivamente mayor de material arcilloso y arenoso con carbonato subordinado con espesor promedio de 300 m y no-minado Formación Eagleford. Al igual que en el área del AM este intervalo es rico en materia orgánica (ta-bla 1) y por Reflectancia de Vitrinita con un grado de alteración de 1.5 a 2% (Eguiluz, 2007 b). Se corre-laciona con la Formación Agua Nueva y cambia de litofacies a la Formación Indidura en la STM, CMCM y Plataforma de Coahuila. Este intervalo (Fig. 1) refleja características de un sistema transgresivo y de inundación seguido por la facies regresiva de nivel alto (HST) representada por la Formación Austin, rica en foraminíferos (Marginotrun-cana sigalli, Dicarinella concavata, Hedbergella planis-pira, y Whiteinella archaecretacea) del Coniaciano y Santoniano. La Formación Austin está conformada por capas de margas y cretas en estratos medios y con es-pesor promedio de 300 m. Hacia el área de Monterrey esta litología lateralmente cambia de facies a la Forma-ción San Felipe y se correlaciona con la Formación Ca-racol de la CMCM. Por biofacies y litofacies se infiere un ambiente de depósito de plataforma abierta.


13 Sobreyace a la Formación Austin una su-cesión de capas compuestas de lutita laminar de ambiente de pro-delta con espesor de 100 a 200 m (Formación Upson) y sobre ésta varios miembros compuestos por arenisca, caliza arcillosa y lutita de la Formación San Miguel con espesores de 300 m en promedio, depositados en ambiente de plataforma abierta y pro-delta. El conjunto litológico descrito se correlaciona con la Formación Parras que aflora en la zona SE de la Cuenca de Sabinas y en el AM. En el área de La Popa existen lentes de ban-cos de carbonatos de alta energía (lentes El Toro, Arista) en estrecha relación con ascenso de diapiros durante este tiempo como se describió anteriormen-te para otras unidades del Aptiano y Albiano-Ceno-maniano. A partir del Maastrichtiano medio (Giles et al., 1999 y Giles y Lawton, 1999) en la Cuenca de Sabinas se establecieron cuencas de tipo ‘‘foreland’’ (La Popa y Carbonífera de Sabinas) de edad Cretá-cico-Paleógeno. La aparición franca de areniscas en la Cuenca de Sabinas ocurrió en el Maaestrichtiano con el desarrollo de facies deltaicas (McBride et al., 1974, 1974 b) constituidas por alternancia de peli-tas y areniscas arcósicas, en depósitos cíclicos de alta frecuencia, generalmente granocrecientes (Grupo Difunta) que indican transgresiones y regresiones en sistemas de acomodo localmente agradacional con más de 1,000 m de espesor y en el conjunto regional progradantes en tiempo y espacio hacia el ancestral Golfo de México, denotando un persistente tracto de nivel alto (HST) de baja frecuencia. En la Cuenca La Popa, el Grupo Difunta se divide de la base a la cima en las formaciones El Muerto, Potrerillos con cinco miembros (Giles y Lawton, 2002), Adjuntas, Viento y Carroza (ver Fig. 1), su edad comprende desde el Maastrichtiano me-dio (zona con Coahuilites sheltoni) a cuando menos el Ypresiano (zona de Venericardia planicostata, Vega y Perrillat, 1989). En el mismo sentido, las capas más antiguas pertenecen a ambientes de frente deltaico, mientras que las capas más jóvenes son ambientes fluviales, denotando en su conjunto un periodo de regresión marina, sin embargo, ésta presenta ciclos transgresivos y regresivos de mayor frecuencia. Por ejemplo, la Formación El Muerto corresponde a un ambiente de frente deltaico en su base y varía a lagunar clástico-silíceo en su cima, mientras que el miembro de Mudstone Superior de la Formación Potrerillos, de edad Paleoceno, es de ambiente de

plataforma abierta o pro-delta pelítico (transgre-sión). De la misma forma, la cima de la Formación Potrerillos es de ambiente de frente de delta cubierta por ambiente de planicie deltaica de la Formación Adjuntas (regresión) y ésta a su vez por litofacies clásticas, de ambiente litoral de la Formación Viento (transgresión), culminando la sucesión expuesta con ambientes fluviales de la Formación Carroza (regre-sión). En el área de la Cuenca La Popa, es accesi-ble observar que los depósitos deltaicos del Grupo Difunta forman minicuencas de depósito influencia-das por tectónica salina (diapiros El Gordo, El Papa-lote, etc.). Dentro de las minicuencas prevalecen su-cesiones siliciclásticas muy gruesas, mientras que en la proximidad a los diapiros se observan cambios de espesor más delgado y litofacies de bancos de carbo-natos de alta energía constituidos por brechas, caliza packstone de litoclastos y bioclastos bentónicos de espesor relativamente reducido (lentiles El Gordo, El Papalote, San Juan, La Popa, etc.). Otra característica observada aledaña a los diapiros consiste en la presencia de cuñas siliciclásti-cas con crecimiento y deformación sin-sedimentaria, contemporánea al movimiento ascendente de sal (Giles y Lawton, 2002). Conceptos anteriores consi-deraban que esta deformación era producida como estructuras de arrastre (tipo “S”), plegadas por el movimiento ascendente de sal y no como rasgo sedimentario asociado a halocinesis (Rowan et al., 2003). Asimismo, en las proximidades de las paredes unidas por evacuación de sal (soldadura) se pueden observar litológicas consistentes en granulometrías de grano grueso depositadas por acción gravitatoria ha-cia el flanco en hundimiento de la minicuenca, aleda-ño a la pared de la soldadura donde evacuó la sal. En el área de la Cuenca Carbonífera de Sabi-nas, la aparición arenosa franca inicia con la Forma-ción Olmos y se continúa con la Formación Escondi-da (ver Fig. 1) a diferencia del área de La Popa, aquí se presentan ciclotemas con capas de carbón sub-bi-tuminoso (Robeck et al., 1956; y Eguiluz y Amezcua, 2003) dentro de un ambiente de delta en las forma-ciones Olmos, Escondido y Hermanas (adjuntas). Para alcanzar el carbón, el grado de altera-ción descrito y maduración de Reflectancia de Vitrini-ta (Ro) en carbón y pellitas con valores de 1.32 y 1.06 (Grey, comunicación personal), se asume que estas rocas pudieron estar sepultadas bajo una columna


14sedimentaria de más de 1,000 m de espesor y éste llega a ser de edad post-Maastrichtiano-Paleógeno (Eguiluz, 2001; Grey et al., 2001; y Eguiluz y Amez-cua, 2003), columna actualmente removida por ero-sión. Las secciones estratigráficas en la Cuenca Carbonífera de Sabinas (Eguiluz y Amezcua, 2003) indican que este sistema deltaico pudo ser progra-dante hacia el ancestral Golfo de México y los grupos Difunta y Navarro-Taylor se correlacionan en edad y cambian de litofacies hacia las formaciones Méndez, Midway, Wilcox, Reklaw y cuando menos Qween City (Eguiluz, 2007). Datos recientes indican que en Loma Linda, área metropolitana de Monterrey (Olivares y Muñoz, en prensa) se tienen los depósitos más orientales del Grupo Difunta y al oeste de Cuatro Ciénegas, Coah. afloran los estratos más occidentales del mis-mo (Servicio Geológico Mexicano). La sedimen-tación de rocas marinas de edad tan joven como Ypresiano es indicativa de que el plegamiento orogénico en la Cuenca de Sabinas fue poste-rior al Ypresiano o de acuerdo a datos radio-métricos entre 45 y 40 Ma (Chávez, 2005) o por evidencias estrati-gráficas en la Cuenca de Burgos pudo ocurrir esa deformación alrededor de los 39.5 Ma asociada al depósito de la For-mación Yegua (Eguiluz, 2007) en el Bartoniano-Priaboniano. La presencia de moluscos del Paleoceno e Ypresiano, en la locali-dad El Arco (Vega et al., 2007), indican que esta área permaneció con litofacies marinas, po-siblemente unidas a la Cuenca de Burgos cuan-do menos hasta el Eoce-

no Inferior. La identificación de Morozovella arago-nensis cf. en el lentil carbonatado El Arco (asociado a un diapiro), perteneciente a la Formación Hermanas o Adjuntas, puede corroborar el postulado de que las cuencas de Sabinas y Burgos estuvieron comu-nicadas (Eguiluz y Amezcua, 2003; Eguiluz, 2007; y Vega et al., 2007), extendiéndose las litofacies mari-nas de ambiente nerítico medio hasta la parte central de la Cuenca de Sabinas (Fig. 11).

Estratigrafía de la Plataforma de Coahuila

La Plataforma de Coahuila posee un basa-mento complejo, está constituido por rocas turbidí-ticas del Pérmico con oolistólitos pensilvánicos (Mc-Kee et al., 1988) y estas rocas están intrusionadas por granitos de edad permotriásico. En el subsuelo

se han perforado rocas volcánicas y capas rojas continentales; por isoto-pía sus edades absolutas varían de 168 ± 8 Ma a 236 ± 39 Ma (Eguiluz y Campa, 1982; y Egui-luz, 2001). Este conjunto de rocas constituyen un bloque tectónico y pa-leogeográfico (Figs. 1 y 2). Durante el Jurásico Superior y Neocomiano este bloque fue una fuen-te de aporte de sedimen-tos hacia las cuencas de Sabinas y CMCM, pero a su vez constituye un alto con ausencia de depósi-tos de sal. Pocos estudios ac-tualizados de estratigrafía se han realizado sobre el Bloque de Coahuila y por lo tanto, no hay ma-yor control para hacer correlaciones detalladas. La Sedimentación Mesozoica Marina sobre el Bloque de Coahuila se inició en el Aptiano Infe-rior (zona de Dufrenoyia sp.), tardíamente en rela-

Figura 11.- La paleogeografía del Eoceno (Ypresiano) muestra la distribución de cuencas de antepaís ‘‘fore-land’’, Carbonífera de Sabinas (CCS), La Popa (CLP), Bur-gos (CB) y Chicontepec (deep ‘‘foreland’’ basin, Cch). El frente tectónico emergente de la Sierra Madre Oriental (FTSMO), la posición de los bloques tectónicos sepulta-dos de Coahuila (BC), Valles (BV), Tamaulipas (BT) y una extensa planicie continental (pc).


15ción con las sucesiones sedimentarias de las cuencas que lo rodean y ‘‘onlapan’’ en sus bordes (ver Fig. 1). La Formación Las Uvas tiene espesor delgado de areniscas y limolitas (10 a 30 m) que marcan el inicio del ciclo de depósito transgresivo sobre una su-perficie discordante de primer orden sobre las rocas preexistentes. Subyace a una sucesión de estratos constituidos por wackestone de bioclastos, dolomías y nódulos de anhidrita calcificada que denotan ambien-te de planicie de sabkha (Fig. 12).

Inferior (Fig. 13) y su límite superior discordante (Fig. 1) puede ser correlativo con la cima de la Formación Buda en la Plataforma de Maverick. La Formación Indidura es un conjunto de estra-tos de caliza mudstone y lutitas laminares con espesor de 300 a 400 m y fauna de Mammites, sp., Inoceramus labiatus y foraminíferos planctónicos, cuya edad com-prende Cenomaniano Superior al Coniaciano deposi-tada en ambiente de plataforma abierta de tipo rampa. Sus características litológicas indican condiciones pro-picias para ser roca generadora de hidrocarburos.

Figura 12.- La panorámica en el Puerto de La Ventana muestra a la Formación Acatita con depósitos grue-sos de evaporitas (tonos claros) interrumpidos por espesores delgados de carbonatos dolomitizados.

Más de 600 m forman una columna de estra-tos compuestos por paquetes de evaporitas (anhidrita y yeso) con dolomías y calizas de ambiente lagunar, al cual se denomina Formación Acatita (Humphrey y Díaz, 2003), no existen reportes de halita en su-perficie o en el subsuelo (pozos Paila 1 A, Ceballos 1, y Bermejillo 1, etc.). El borde de este banco de evaporitas y carbonatos está restringido por un com-plejo de parches de rudistas y en superficie y subsue-lo hay evidencias de que este banco (Figs. 9 y 13), durante el Albiano progradó hacia la cuenca (Garza, 1974; y Eguiluz y Campa, 1982). La parte superior de este banco es colmatado por carbonatos con fora-miníferos bentónicos lagunares (rudistas, miliólidos, etc.) de grainstone y packstone dolomitizados y sin evaporitas con 200 m de espesor a los que se da el nombre de Formación Treviño (Garza, 1974). El contacto superior de esta formación es brusco con la Formación Indidura que sobreyace y es reportado discordante (Eguiluz, 1991). Por posición estratigráfi-ca el Sistema Sedimentario que compone este banco se ubica entre el Aptiano Superior al Cenomaniano

La Formación Parras sobre este bloque (po-zos Paila 1 A, Ceballos 1, etc.) posee un espesor de 400 a 800 m, consiste de caliza mudstone arcilloso y limolitas de edad Santoniano y Campaniano Inferior depositada en ambiente de pro-delta y con distribu-ción compartida por el Bloque de Coahuila, la parte SW de la Cuenca de Sabinas y la CMCM. Como consecuencia de la migración oro-génica espacial y temporal, la primera aparición de arenisca sobre el Bloque de Coahuila en el área de Parras, Coah., ocurrió en el Campaniano Tardío (Tardy et al., 1974). El establecimiento de la cuenca foreland (Cuenca de Parras) está representada por la base del Grupo Difunta constituido por alternancia de arenisca y lutita en acomodo de grano creciente y de ambiente que varían de frente de delta a lagunar (Formación Cerro del Pueblo), estas capas subyacen a clastos silíceos finos, de ambiente de planicie del-taica (Formación Cerro Huerta), los que a su vez son sepultados por cinco formaciones adicionales (en or-den cronológico ascendente Cañón del Tule, Las Imá-genes, Cerro Grande, Los Encinos y Rancho Nuevo),


16

Figura 13.- Modelo sedimentario de la Plataforma de Coahuila. Sobre un bloque alto, en el Albiano-Ceno-maniano, se depositó un extenso banco evaporítico y carbonatado rodeado por un complejo de promon-torios orgánicos que limitaron la circulación de agua marina de salinidad normal (Formación Tamaulipas Superior-Cuesta del Cura o equivalentes) hacia el interior de la laguna (Formación Acatita). La cima de la Formación Treviño indica exposición subaérea.

todas de ambiente delta, cuatro de edad Maastri-chtiano y una de edad Paleoceno (McBride et al., 1975; y Vega, 2007) en ciclos alternantes transgresi-vos y regresivos (Soegaard et al., 2003).

Al NW de Torreón y área de Parras, el Grupo Difunta es de espesor delgado y de espesor conside-rablemente mayor al W-NW de Saltillo, al margen de la STM, con la que comparte la cubierta sedimenta-ria del Cretácico Superior.

INTRODUCCIÓN DE LA EXCURSIÓNEN EL ÁREA DE MONTERREY-LA POPAA

Los afloramientos motivo de la excursión están ubi-cados en las entrañas del Cinturón Orogénico Con-traccional del Norte de México, justo donde sufre cambios su trayectoria y se une a otros cinturones de pliegues o estructuras de inversión de bloques de basamento. La figura 14 detalla la ubicación de los diferentes sectores de la Sierra Madre en el entornoregional del Cinturón Cordillerano del Oeste de los Estados Unidos.

Figura 14.- (a.) Mapa Regional del Cin-turón Cordillerano (Aranda, 1991). (b.) y (c.) Mapas Tectónicos del Norte de México.


Estados Unidos.

Figura 14.- (a.) Mapa Regional del Cin-turón Cordillerano (Aranda, 1991). (b.) y (c.) Mapas Tectónicos del Norte de México.

17

SÍNTESIS DE LAS PARADASDE LA EXCURSIÓN(25 al 27 de mayo, 2008)

DIA 1 Iniciaremos nuestra excursión geológica (Pa-rada 1-1) en el límite de dos unidades estructurales del Cinturón Orogénico de la Sierra Madre Oriental y en las estructuras inmediatas al norte de este borde tec-tónico en la porción sur de la Cuenca intra-cratónica denominada Golfo de Sabinas para tener una visión regional de la estratigrafía y estructura en cada sector. Continuaremos nuestro recorrido el mismo día hacia el norte donde tendremos oportunidad de analizar espectaculares afloramientos y relaciones de campo dentro y en los alrededores de la Sierra de García (Parada 1-2). La sal y anhidritas jurásicas en el núcleo de este anticlinal jugaron un papel im-portante en la formación de estructuras anticlinales nucleadas por evaporitas. Se mostrará cómo las di-ferencias de subsidencia de bloques de basamento durante el Jurásico Medio-Temprano controlaron la distribución de estas evaporitas en el límite del Arco de Monterrey y un ‘‘graben’’ frontal que dio origen

Figura 15.- Paradas de la Excursión

a la Cuenca La Popa en el borde sur del Golfo de Sabinas.

Visitaremos los alrededores de la Sierra de García en su periclinal oeste donde se exponen am-plios afloramientos de rocas clásticas del Cretácico Superior y Paleoceno con una clara morfología es-tructural similar a los carbonatos del Cretácico In-ferior en el buzamiento del pliegue, esta evidencia demuestra que el pliegue de la Sierra de García fue formado al menos posterior al Paleoceno aunque en el resto de las paradas de la excursión se discutirá si la deformación de los pliegues laramídicos ocurre en el Eoceno Medio, según datos de Vega-Vera (1990). Finalmente, en el primer Día de la Excursión (Parada 1-3) visitaremos espectaculares afloramientos en los cortes de minas de anhidritas en el Cerro Cara y el Cerro Cuna. Se mostrarán las relaciones tectóni-cas halocinéticas de cuerpos de evaporitas jurásicas durante la deformación contraccional en medio de un valle que debería corresponder fisiográficamente y por relaciones estructurales en su alrededor a estruc-turas sinclinales con rocas del Cretácico Superior, sin embargo, los afloramientos sub-verticales de facies de


18calizas recristalizadas de lodos micríticos, calizas arci-llosas y lutitas del Cretácico Inferior y Superior se en-cuentran atravesados por cuerpos masivos de anhi-dritas de dirección aproximada W-E. Las evaporitas son dominantemente masivas aunque existen diques brechados y cuerpos laminares y lenticulares de eva-poritas donde se reconocen pliegues y bloques gi-gantes arrastrados de lutitas negras carbonosas del Jurásico Superior que preservan su estratificación. Proponemos que la expulsión de evaporitas formó no sólo las estructuras halocinéticas de los do-mos El Gordo y El Papalote en el área de La Popa, sino que continúan hacia el este formando las “pare-des de evaporitas” de Cara y Cuna, entre otras.

DIA 2

El segundo día de la excursión iniciaremos con la visita a la porción norte del Anticlinal de Po-trero Chico (Parada 2-1) donde se enfatizará sobre la estratigrafía y estructura del anticlinal. Continuaremos la excursión hacia los aflora-mientos de una segunda estructura halocinética no reportada (Parada 2-2), ubicada al sur del Anticlinal Minas Viejas. Se visitarán afloramientos del Cretácico Su-perior, de formas ovales, dispuestos en arreglos de puertos y lomas más resistentes a la erosión repre-sentados por calizas arcillosas y lutitas del Turoniano? Esta estructura que denominamos Domo de Mina es de forma semi-circular y presenta fracturas radiales, lo que indica que no presenta efectos de la deformación contraccional al no presentar una orientación típica del patrón regional de pliegues laramídicos kilométri-cos de despegue orientados NW-SE. Por el hecho de no poder definir claramente la orientación de su eje y presentar un arreglo de fracturas radiales, considera-mos que la estructura de Mina tuvo un origen diapíri-co que puede estar relacionado a una pared a sal. Al final del segundo día concluiremos con las paradas en el área de La Popa (Parada 2-3) donde

visitaremos el Diapiro El Papalote para reconocer los principales rasgos estratigráficos en esta estructura ha-locinética. La parada final del segundo día será en la localidad del Cerro Boca de La Carroza donde se revi-sarán y darán a conocer nuevos datos de la estratigrafía y estructura de la denominada Soldadura de La Popa.

DIA 3

El último día de la excursión se dedicará a vi-sitar tres afloramientos en el Arco de Monterrey. La primera parada en “Las Microondas” (Parada 3-1) se tendrá una vista panorámica del Frente de la Sierra Madre Oriental y de pliegues desarrollados en secuen-cias arenosas del Cretácico Superior. Aquí se discutirá sobre las diferencias de estilos estructurales en la zona frontal del Arco de Monterrey. La segunda Parada será en el Cañón de Hi-gueras (Parada 3-2) que corta el núcleo del Anticlinal frontal del Arco de Monterrey, el cual buza hacia el oeste aunque el relieve estructural del anticlinal fron-tal, en esta posición, es más bajo que en la porción central del mismo, se exponen en la localidad intrusio-nes evaporíticas que afloran en una mina de anhidrita extendida en la zona nuclear periclinal del anticlinal. La coloración de anhidritas bandeadas verde y roja alternando con láminas arcillosas de color gris obscu-ro nos indica una influencia más continental, lo cual es explicado debido a que esta localidad es el aflora-miento Jurásico del Arco de Monterrey más cercano al ancestral levantamiento de la Isla de Coahuila. La última Parada del tercer día de la excursión corresponde a los afloramientos en el núcleo del An-ticlinal de Los Muertos (Parada 3-3), el cual es mun-dialmente conocido por su ejemplar exposición de elementos de la Estratigrafía Mesozoica y de pliegues de despegue de escala kilométrica. Se pretende mos-trar la conceptualización de la estratigrafía de secuen-cias y escalamiento de magnitudes de plegamiento en secciones estructurales previamente publicadas e integradas y modificadas para esta excursión.

AGENDA DE LA EXCURSIÓN DOMINGO, 25 de Mayo

Primer día √ Reunión de Bienvenida, Plática de Seguridad √ Plática de Introducción Regional del área (1 hora) Parada 1-1 Monumento La Puerta de Monterrey (1 hora) Parada 1-2 Potrero de García Parada 1-3 Cerro Cara y Cerro Cuna

AGENDA DE LA EXCURSIÓNDOMINGO, 25 de Mayo

Primer día √ Reunión de Bienvenida, Plática de Seguridad √ Plática de Introducción Regional del área (1 hora) Parada 1-1 Monumento La Puerta de Monterrey (1 hora) Parada 1-2 Potrero de García Parada 1-3 Cerro Cara y Cerro Cuna


19

DOMINGO, 25 de Mayo

LUNES, 26 de Mayo

Segundo día

Parada 2-1 Vista panorámica del Potrero Chico Parada 2-2 Afloramientos en el Domo de Mina Parada 2-3 Área La Popa (Diapiro El Papalote) Parada 2-3A Área La Popa (Soldadura La Popa)

MARTES, 27 de Mayo

Tercer día

Parada 3-1 Panorámica del frente del Arco de Monterrey (Microondas) Parada 3-2 Cañón de Higueras Parada 3-3 Cañón de la Huasteca

Vista panorámica para observar la expre-sión fisiográfica y límites entre las provin-cias de la Sierra Madre Oriental, las cuen-cas de Parras, La Popa y Sabinas.Señalar los elementos estratigráficos y es-tructurales en cada provincia como son: columna estratigráfica, estilos estructura-les, estratigrafía mecánica, y posición de los niveles regionales despegue.

√

√

Parada 1-1 Se manejarán 18.8 km al oeste por la carre-tera Monterrey-Saltillo durante 22 min, en la cual se hará la primera Parada (1-1) de la excursión donde se abordarán aspectos regionales de la Estratigrafía y la Geología Estructural del Arco de Monterrey y Cuenca de Sabinas en su sector sur conocido como Cuenca La Popa.

Los objetivos de la Parada 1-1 en el Monu-mento de la Puerta de Monterrey son:

ELEMENTOS ESTRUCTURALES-ESTRATIGRÁFICOS ENTRE EL ARCO DE MONTERREY Y LA CUENCA DE SABINAS

Figura D1-0.- Monumento de la Puerta de Monterrey

LUNES, 26 de Mayo

Segundo día

Parada 2-1 Vista panorámica del Potrero ChicoParada 2-2 Afloramientos en el Domo de MinaParada 2-3 Área La Popa (Diapiro El Papalote)Parada 2-3A Área La Popa (Soldadura La Popa)

MARTES, 27 de Mayo

Tercer día

Parada 3-1 Panorámica del frente del Arco de Monterrey (Microondas)Parada 3-2 Cañón de HiguerasParada 3-3 Cañón de la Huasteca


20

Panorámica sobre la EstratigrafíaRegional

Desde este lugar se pueden observar los ras-gos fisiográficos que tiene el terreno con elevaciones abruptas representadas por las estructuras plegadas y litologías de carbonatos o clásticos gruesos resis-tentes a la erosión (Fig. D1-1). Los valles intermonta-nos son sinclinales con litologías silícico-clásticas de grano fino y débiles a la erosión. Aquí tenemos la confluencia de tres provin-cias geológicas mesozoicas. Al sur, el Arco de Mon-terrey (AM) como parte de la Sierra Madre Oriental; al norte, la Cuenca de Sabinas y al oeste-noroeste, la Plataforma de Coahuila y las cuencas de tipo ‘‘fore-land’’ de Parras-La Popa. Cada una de estas regio-nes (Fig. 1) está individualizada por un basamento particular, una sucesión litológica característica y la deformación respectiva de acuerdo a la mecánica de sus rocas. En esta posición geográfica también con-vergen, en diferentes niveles estratigráficos, cambios

de litofacies que dificultan el uso de nomenclaturas litoestratigráficas establecidas entre las regiones geo-lógicas referidas que se describieron en la introduc-ción de esta guía. El frente de montaña de la AM está expresa-do por el flanco norte del Anticlinal de Los Muertos. Las unidades estratigráficas cronológicamente, de la más joven (en la base de la montaña) a la más anti-gua (en la cima de la montaña), son las formaciones Parras, Indidura, Cuesta del Cura, Tamaulipas Su-perior, La Peña y ‘‘Cupidito’’-Cupido. En el Potrero Huasteca, no observado desde este lugar, prosiguen las formaciones Taraises, miembro Los Nogales, La Casita (bipartita en los miembros San Pablo y Mura-lla) y la Formación Olvido-Minas Viejas. Al oriente se observa el Cerro de la Silla con sus prominentes picos resistentes a la erosión consti-tuidos por capas de caliza gruesas de biofacies arre-cifal que corresponden al borde oriente del Sistema Sedimentario Cupido (Fig. 6). En Loma Larga se ubican los estratos más dístales del Grupo Difunta,

Figura D1-1.- Imagen de Satélite (SPOT) oblícua viendo hacia el sur del Arco de Monterrey (SICORI-Google), Parada 1-1 Ubicación regional de la Sierra Madre Oriental, las cuencas de Parras, La Popa y Sabinas.


21cuya máxima expresión está aflorando en los promi-nentes cerros, ubicados al poniente de este lugar. Al norte y noreste se observan las sierras de Mitras y del Fraile donde afloran las formaciones carbonatadas del Neocomiano, Aptiano y Albiano (mencionadas para el Anticlinal de Los Muertos) y en el núcleo de los potreros García y Chico, Formación La Casita y Sal Jurásica están presentes de acuerdo a la distribución bosquejada en las figuras 3 y 4. En los valles intermontanos se encuentran cambios de litofacies en la zona de transición entre la AM, la Cuenca de Sabinas y el occidente del an-cestral Golfo de México. El Cretácico Superior pre-senta cambios entre las litofacies del Grupo Washita (formaciones Georgetown, Del Río y Buda) con la Formación Cuesta del Cura; Indidura y Eagle Ford, Austin y San Felipe, así como entre Méndez y el Gru-po Difunta. A la salida de Villa García, con dirección a las Grutas de García, se observará el flanco SW de la Sierra del Fraile con relieve alto formado por capas sub-verticales con las formaciones de la base a la cima: Tamaulipas Superior (ambiente de cuen-ca del Albiano), La Peña (mudstone arcilloso) y ‘‘Cupidito’’-Cupido (Aptiano). La altura de la sierra alcanza 1,000 msnm.

Figura D1-2.- Imagen de radar del área de Monterrey mostrando los elementos de basamento como: islas de Coahuila, Picachos y Monclova. Definición del ‘‘graben’’ de la Cuenca La Popa (en azul) según la mag-netometría de la región. Línea verde, contacto Cretácico-Terciario Cuenca de Burgos.

a 1,000 msnm.

Panorámica sobre la EstructuraRegional

En la figura D1-2 se muestra la definición de los distintos bloques que conforman la paleogeogra-fía en el área de Monterrey, así como las característi-cas estructurales en cada elemento paleogeográfico. Los límites de las líneas amarillas fueron ubicados considerando: 1) Datos de Intensidad Magnética To-tal, 2) Configuración Magnética del Basamento, 3) Columna estratigráfica de cada sector y 4) Expresión geomorfológica en la imagen de radar. La figura D1-3 muestra 3 de los principales trabajos sobre el mapeo de la Sierra Madre Oriental. El primero de ellos elaborado sobre el Arco de Mon-terrey y la Sierra Transversal de Parras (a1), fue he-cho por De Cserna en 1956, establece las bases del modelo de plegamiento de despegue (a2) y lo com-para con las Montañas Jura de Europa. El segundo trabajo regional es una tesis de posgrado (b1) de Pa-dilla y Sánchez (1980), en el que propone además del modelo de plegamiento de despegue algunos elementos adicionales (b2). El tercer trabajo regio-nal de la Sierra Madre Oriental, es el que desarrolló PEMEX (1994) en un proyecto de tecnología con la compañía AMOCO y el IMP. Este trabajo incluye


22

Fig

ura

D1-

3.- M

osa

ico

de

map

as g

eoló

gic

os

y se

ccio

nes

de

div

erso

s au

tore

s en

la C

urv

atu

ra d

e M

on

terr

ey (a

.1 y

a.2

). D

e C

sern

a, 1

956

(b.1

y

b.2

); P

adill

a y

Sán

chez

(19

80)

y (c

.1, c

.2 y

c.3

) P

EM

EX

-AM

OC

O-I

MP

(19

94).


23

Figura D1-4.- Sección transversal Am1 en el Arco de Monterrey. Los tonos verdes corresponden al Cretácico Superior e Inferior, el color azul corres-ponde a las secuencias arcillo-arenosas del Jurásico Superior y el color rosa corresponde a las secuencias anhidríticas y de calizas del Jurasico Superior, los tonos marrón y morado representan la cima y la base de secuencias tipo-rift. Las líneas rojas corresponden a fallas, de las cuales la horizontal es la superficie de despegue de los pliegues, las sub-verticales de la parte supe-rior de sección son fallas tardías tipo (pop-up) y las sub-verticales de la parte inferior de la sección representan posibles fallas jurásicas-invertidas.

todos los trabajos de varios geólogos de PEMEX y actualiza el método de cartografía con imágenes de satélite e interpretación de secciones estructurales balanceadas y un modelo tectónico coherente con la interpretación estructural, y estratigráfica. Una síntesis de este tra-bajo fue publicada por Marrett et al. (1999) para una excursión de la AAPG. En un estudio regional (1994) de la Sierra Madre Oriental, Petróleos Mexicanos docu-menta con seccio-nes balanceadas que los anticlina-les que forman el Arco de Monterrey presentan una di-ferencia impor-tante en el relieve estructural de las estructuras sincli-

nales, este hecho fue explicado con un despegue que se inclinaba y flexionaba. La interpretación de la figura D1-4 muestra que las flexuras del despegue pueden ser explicadas por medio de la inversión de fallas jurásicas normales en una etapa posterior al

plegamiento del arco cercano a la zona frontal de la cadena ple-gada. Durante el desarrollo de la excursión se reforzará la pro-puesta de que el acortamiento a nivel profun-do ocurre entre las dos provin-cias geológicas, la Sierra Madre Oriental y el Golfo de Sabi-nas mediante la inversión de fallas del synrift Jurásico.

Parada 1-2

La segunda Parada (1-2) del primer día de la excursión se encuentra a 27 min y 24 km de la primer parada. La Sierra de García que constituye uno de los mayores anticlinales en la región está ubicada al noreste del poblado de Villa de García, Nuevo León. La Parada 1-2 tiene como objetivos:

Explicar la ubicación regional de la Sie-rra de García.Reconocer afloramientos en el flanco sur del Anticlinal de García (3 min, 2.1 km).Reconocer afloramientos de rocas jurá-sicas y mostrar el estilo estructural de la Sierra de García en el núcleo del anticli-nal y su analogía con pliegues del Golfo de México (13 min, 3.7 km).

√

√

√

Estratigrafía en el Potrero de García

La panorámica de esta localidad muestra un valle al que se denomina “potrero”, circundado por prominencias altas de la montaña. En el núcleo del pliegue afloran calizas, yesos y en el subsuelo hay sal de las formaciones Olvido y Minas Viejas de edad del Calloviano?-Oxfordiano. Pozos profundos explo-tan la sal del subsuelo que es conducida disuelta en agua por tuberías hasta la planta industrial de Álcali. El Pozo Minas Viejas 1 (a 10 km al NE de esta locali-dad) perforó una sección de evaporitas de 4,500 m. En la base de la sección se encuentra un intervalo con calizas intercaladas entre evaporitas considera-das a ser correlativas en edad con la Formación No-villo del área de Huizachal, Tamps.

La Formación La Casita está parcialmente cubierta y la componen areniscas y mudstone arci-lloso con COT≈ 3% y potencial generador de hi-drocarburos. La Formación Taraises tiene calizas con material arcilloso laminar subordinado (Fig. D1-5).

GEOLOGÍA DEL PLIEGUE ANTICLINALNUCLEADO POR EVAPORITAS,

SIERRA DE GARCÍA


24

Los picos de la montaña son carbonatos lagunares dolomitizados en ambientes de perimarea e intrama-rea que forman ciclos de alta frecuencia (Figs. D1-6 y D1-7). A la salida del Potrero de García se obser-varán las características litológicas de una disconti-nuidad sedimentaria marcada por una superficie de erosión y discordancia como límite de secuencia de segundo orden (Goldhammer, 1999) que separa a las unidades Cupido y ‘‘Cupidito’’ atribuida a un cambio relativo del nivel marino, ubicado en 124 Ma. Las características litológicas de la sucesión de estratos sobre esta discordancia corresponden a una secuencia transgresiva (Formación ‘‘Cupidito’’) que prosigue con un horizonte de máxima inundación (Fig. 7) de la Formación La Peña (cubierta) y en su-cesión ascendente de estratos prosiguen capas que representan depósitos de nivel alto (HST) de edad Albiano (Formación Tamaulipas Superior). La Formación Cupido inicia su depósito con parches discontinuos de biohermas (puerta de entra-da a las grutas) y continúa su sucesión ascendente con caliza wackestone de bioclastos, grainstone de peletoides, carpetas de algas con dolomitización en ciclos alternantes que denotan alta frecuencia entre ambientes de submarea e intramarea (Figs. D1-6 y D1-7). En la cima de la formación se presentan car-bonatos con abundantes barrenos orgánicos y rose-

Figura D1-5.- Panorámica del Potrero García muestra en el valle las formaciones Olvido (Jol), La Casita (Jlc) y Taraises (Kt) y las prominencias topográficas altas constituidas por capas de la Formación Cupido (Kc).

tas de yeso calcitizadas, así como capas de yeso que son cortadas por una superficie de erosión.

La Formación ‘‘Cupidito’’ sobreyace a esta discordancia y consiste en su base de brechas de lito-clastos angulares de carbonatos y yesos calcitizados, seguidos por caliza mudstone y wackestone de bio-clastos (entre los que sobresalen rudistas) con pistas de organismos horadantes y litoclastos de granulo-metría variada. Culmina la sección con wackestone barrenado por organismos, capas de mudstone la-minar negro y nódulos de pedernal, todo en capas medias a gruesas (Figs. D1-6 y D1-7). El conjunto denota estar en un tracto transgresivo y una interfase entre talud y laguna carbonatada.

El Sistema Sedimentario Cupido (Márquez, 1979) consiste de una plataforma de ambiente lagu-nar carbonatado y evaporítico, restringida por el borde de parches sub-arrecifales, progradantes en tiempo y espacio hacia una plataforma abierta de tipo rampa hacia el ancestral Golfo de México. La cima de este sistema de depósito fue truncada por un cambio re-lativo a nivel del mar que dejó expuesta a condicio-nes sub-aéreas a la plataforma, terminando con una estadía de nivel alto (HST) e iniciando sobre esta dis-cordancia el nuevo depósito transgresivo (TST) de la Formación ‘‘Cupidito’’ (Fig. 10).


25

Figura D1-6.- En la cima de la Formación Cupido (a la derecha) se presentan ciclos de alta frecuencia constituidos por ambientes de intermareas separados por una discordancia (SB 124 Ma) sobre la cual existe una secuencia de depósito transgresiva (Formación ‘‘Cupidito’’, a la izquierda).

Figura D1-7.- Sección del flan-co sur del Potrero de García. Ciclos de segundo orden se-parados por un límite de se-cuencia (SB 124 Ma). Las foto-grafías muestran la ubicación de litologías características de la secuencia transgresi-va ‘‘Cupidito’’ (Goldhammer, 1999, modificada por los au-tores).


26

Figura D1-8.- Imagen SPOT de la Sierra de García (sur) y de Potrero Chico (norte)

Gray et al. (2001) es el primero en enfocar cualitativamente la geometría del Anticlinal de Gar-cía con una sección local restaurada, considerando el colapso del núcleo por fallamiento normal al eva-cuarse las evaporitas (Fig. D1-9b.), sin embargo, no muestra mayor detalle de la profundidad del nivel de despegue ni su relación con estructuras de despegue circundantes. Latta (2007) efectuó un análisis estructural en los anticlinales de García y Potrero Chico donde documenta a escala de afloramiento las estructuras microtectónicas que identifiquen mecanismos de deformación de los pliegues mencionados. En este

artículo también se muestran secciones transversales y longitudinales (Fig. D1-9c.) proponiendo una pro-fundidad de despegue de manera aislada para las estructuras. Acortamiento por Contracciónthin skin-thick skin laramídica

La figura D1-10 es una sección regional has-ta ahora no documentada, en la que detallamos la

Estructura en el Potrero de García

La estructura Anticlinal de García fue ma-peada por PEMEX en 1965 (Echanove) (Figs. D1-8 y D1-9a.) identificando la estructura como un anticli-nal nucleado por evaporitas, este tipo de anticlinales son conocidos como “potreros” debido a que tienen un valle interior que corresponde a la respuesta fi-siográfica de las rocas jurásicas en el núcleo de la estructura.

conexión del Arco de Monterrey y las estructuras del sur del Golfo de Sabinas, al este de la Cuenca La Popa. La sección ha sido integrada por varios auto-res y han sido criterios uniformizados de interpreta-ción estructural, pero sobre todo se han considerado las relaciones regionales entre cada tramo de sección y efectos estructurales halocinéticos e inversión de basamento que ocurren fuera del plano de la sec-ción. Esta sección regional es de suma importan-cia para entender: 1) El comportamiento regional de los estilos estructurales, 2) La estratigrafía involucra-


27

Figura D1-9.- Interpretaciones estructurales de las sierras de García y Potrero Chico de diferentes autores: 1) Echanove, 1965; Gray, 2001 y Latta, 2007.

SIERRA GARCÍA-POTRERO CHICO

da en cada estilo estructural, y 3) El reconocimiento de rasgos regionales de deformación profunda en el plano de la sección que están presentes en secciones al noroeste como resultado del acortamiento a nivel profundo.

Estratos de Crecimiento en los PlieguesLaramídicos

Ningún trabajo publicado en el área ha se-ñalado la relación cartográfica en la terminación periclinal occidental de los anticlinales de García y de Minas Viejas. La conformación de ambas narices estructurales de ambos pliegues por la serie clásti-ca maaestrichtiana-paleocena siguiendo de manera

concordante la configuración de las series cretácicas-jurásicas del cuerpo de los anticlinales, es una evi-dencia primaria de una edad mínima post-paleoceno para la deformación contraccional de los pliegues.

Sin embargo, proponemos que algunas evi-dencias de campo en las series clásticas (Fig. D1-11) del periclinal de la estructura de Villa de García, in-dican que existen acuñamientos o adelgazamientos debido al comportamiento rotacional de estratos sin-tectónicos de las secuencias del Paleoceno de la Formación Potrerillos. Esta interpretación contempla el mapeo futuro en esta zona para detallar al respec-to, y confirmar el modelo y la presencia de estratos de crecimiento en pliegues laramídicos nucleados por evaporitas.

Fi D1 9 I t t i t t l d l i d G í P t Chi d dif t t


28

Figura D1-10.- Sección compuesta modificada de: (Padilla y Sánchez) después de Gray et al., 2001 (tramo 1-2), Latta, 2007 (tramo 3-4) y Echanove, 1965 (tramos 4-5 y 6-7. Sección estratigráfica esquemática-res-taurada considerando la estratigrafía del área. El segmento 2-3 de la sección fue elaborado por los auto-res para unir las secciones y el segmento 5-6 fue adaptado del segmento de Echanove. Los segmentos: 4-5 y 5-6 no están alineados con el resto de la sección, pero fueron unidos para mostrar las relaciones geológicas regionales. Ubicación de la sección (corresponde a las secciones 2a, 2b y 2c), de la figura 13, página 66.

Figura D1-11.- Imagen Spot de la terminación periclinal del Anticlinal de GarcíaFigura D1-11 - Imagen Spot de la terminación periclinal del Anticlinal de García


29DIAPIROS EVAPORÍTICOS AL ESTE

DE LA CUENCA LA POPA

Parada 1-3

La última Parada (1-3) del primer día de la excursión se encuentra a 50 min y 39 km de la se-gunda Parada. El cordón de lomas altas de Cara y Cuna sobresalen sobre el valle que separa la Sierra de García y Potrero Chico de los cordones y mon-tañas de la Cuenca La Popa. Centraremos nuestra atención en la parte principal de las lomas que están ubicadas al sur del poblado de Mina, Nuevo León. La Parada 1-3 tiene como objetivos:

Señalar la ubicación de los afloramien-tos de los cerros de Cara y Cuna con respecto a las sierras de García y Potrero Chico. Importancia de la estratigrafía y estruc-tura de los cerros Cara y Cuna en la geología.

√

√

Figura D1-12.- Capas de packstone (Pk) de litoclastos intercaladas entre estratos laminares de lutita (L l) en la Formación Indidura.

Estratigrafía del área de las Lomasde Cara y Cuna

En esta localidad afloran carbonatos for-mados por calizas mudstone en estratos gruesos y masivos y calizas mudstone en estratos ondulantes con bandas y lentes de pedernal color negro princi-palmente, correspondientes a las secuencias del Al-biano-Cenomaniano de las formaciones Tamaulipas Superior y Cuesta del Cura, sobreyaciendo a esta úl-tima afloran carbonatos formados por packstone de litoclasto depositados en ambientes de alta energía, e intercalados entre unidades de mudstone pelítico arenoso laminar con abundantes litoclastos de grano fino de carbonatos y foraminíferos planctónicos de color gris obscuro y organizados en estratos delgados y en conjunto de gran espesor de las formaciones Indidura, y lutitas fósiles de la Formación Parras (Fig. D1-12). Con relaciones de campo discordantes, las unidades mencionadas están en contacto tectónico con anhidritas y yeso. Los cuerpos diapíricos son y y p p


30

evaporíticos en 3 minas (una de ellas inactiva) que corresponden a diapiros salinos que presentan una exposición longitudinal a lo largo de las lomas cono-cidas como Cara y Cuna. Las figuras D1-14 y D1-15 demuestran la clara expresión morfológica-estructural de los aflora-mientos sub-verticales de calizas que fueron atrave-sados por paredes diapíricas según la orientación y distribución de los lineamientos de Cara y Cuna. Las relaciones regionales coincidentes con la falla ma-peada al oriente del Diapiro El Gordo indican una posible continuidad de afloramientos diapíricos en una zona de falla o soldadura que sería una estructu-ra halocinética al oriente de la Cuenca La Popa que carece de sedimentación sin-halocinética similar a la de los diapiros de La Popa. Los cuerpos diapíricos emplazados sobre los lineamientos de Cara y Cuna corresponden a estruc-turas halocinéticas con otro estado de evolución-ha-locinética en la región y pudieran ser indicadoras de

0

Figura D1-13.- Fotografía de la mina 2 de evaporitas del Jurásico, ubicada en la porción norte del Cerro Cara. Las evaporitas están en contacto con lutitas del Cretácico Superior.

la trayectoria de evacuación mayor de sal-anhidrita a lo largo de un corredor W-E que concentra los aflo-ramientos diapíricos de evaporitas jurásicas hacia las estructuras anticlinales nucleadas por sal y calizas y anhidritas jurásicas.

En la Mina 1, señalada en la figura D1-15, las obras de explotación de evaporitas dejaron al descubierto afloramientos de bloques de decenas de metros de lutitas muy carbonosas que presentan ca-racterísticas de rocas generadoras por su excelente contenido de materia orgánica, la presencia de rocas arcillosas negras bituminosas de origen anóxico re-forzan la propuesta de que el área de La Popa tiene un origen en una fosa sin-rift-jurásica que concentró espesores considerables de roca generadora como la anteriormente mencionada, lo que significa que la prospección de hidrocarburos en el área es impor-tante, ya que existen rocas generadoras de excelente calidad.


31

Figura D1-14.- Fotografía del Cerro Cara viendo al W. Calizas pelágicas masivas de la Formación Tamau-lipas Superior en contacto con calizas pelágicas ondulantes con lentes y bandas de pedernal color negro de la Formación Cuesta del Cura.

Figura D1-15.- Imagen Spot de los cerros Cara y Cuna mostrando en marco verde la ubicación regional de los aflo-ramientos entre la Cuenca La Popa y los anticlinales García y Potrero Chico. Acercamien-to en el recuadro rojo núme-ro 1, el Diapiro El Gordo, en el recuadro rojo 2, los cerros Cara y Cuna; con línea rosa se ubican los afloramientos de anhidritas y yesos jurásicos, delimitando los cuerpos dia-píricos rodeados por relieves prominentes de calizas albia-nas (KTS) y afloramientos en el valle de lutitas del Cretácico Superior en color verde. En el recuadro azul vista en pers-pectiva de los cerros Cara y Cuna.


32 En la figura D1-16, a y b se muestran los cor-tes geológicos-regional y detallado, respectivamente, del Cerro Cara. La sección regional se muestra para referir la ubicación de la estructura respecto a los anticlinales nucleados de Minas Viejas y de García,

Figura D1-16.- Secciones transversales detalladas del Cerro de Cara y su referencia en un transecto re-gional (a y b). Fotografía viendo al oeste, Mina 1 en el flanco sur del Cerro Cara. Ubicación de la sección (corresponde a la sección 5), de la figura 13, página 66.

pero también para comparar la magnitud del ascen-so diapírico de las evaporitas Minas Viejas y el efecto de arrastre de los carbonatos cretácicos. Un tema im-portante es la aparente ausencia de sedimentos sin-halocinéticos en la pared diapírica de Cara.

FIN DEL PRIMER DÍA DE LA EXCURSIÓN,REGRESO AL HOTEL HOWARD JOHNSON


estratigrafía jurásico-cretácica del arco de monterrey de la sierra … · 2019-11-02 · de la...

Documents