Nuevos datos sobre el límite Jurásico -Cretácico en el noreste y en el centro de México

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM1993v52n1a2

Thierry Adatte¹; Wolfgang Stinnesbeck²; Hans Hubberten³; Jürgen Remane¹

¹lnstitut de Géologie, 11 rue Emile-Argand, 2007 Neuchatel, Swilzerland
²Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León, Ap. Postal 104, 67700 Linares, N.L.. México
³Alfred Wegener lnstitut Columbusstr. 2850 Bremerhaven, Germany

Tradicionalmente, se pensó que el límite Jurásico-Cretácico en México coincidía con un cambio de una litología detrítica hacia sedimentos más carbonatados, representado por el contacto entre las fotmaciones La Casita y Taraises en el noreste de México, y las formaciones Pimienta y Tamaulipas inferior en el centro (Fig. 1).

Se estudiaron detalladamente varios perfiles, incluidas estas formaciones: la sección de San Pedro de Gallo (PG) en la cuenca de Durango, las secciones Puerto Piñones (PP) y sierra de Jabalí (SJ) en la parte norte del antiguo Golfo de México, Iturbide y San Lucas en el sector norte de la Sierra Madre Oriental (Adatte et al., en prensa), y las secciones Guapotes (GP). Tehepican (TE) y Mazatepec (Ma) en la zona sur de la Sierra Madre Oriental (Fig. 1).

En el noreste, las correlaciones se establecieron por medio de la microfacies, micro y macropaleontología, los análisis de la roca completa, de las arcillas y de los isótopos estables. Los resultados muestran que el contacto litoestratigráfico es diácrono dentro del Berriasiano Inferior y Medio (Figura 2, Figura 3; comparo también Adatte et al, en prensa). Se presenta el perfil de Puerto Piñones como mejor síntesis de nuestros datos del noreste de México: la parte media y superior de la Fm. La Casita muestra microfacies fosfáticas con radiolarios (F3 hasta F7, en Figura 2), con muy escasos calpionélidos y ammonites. La secuencia de las especies de calpionelas indica que la parte superior de la Fm. La Casita pertenece posiblemente a la zona A, y seguramente a la B. Un cambio significativo hacia facies ricas en calpionelas y ammonites (F1 y F 2, en Figura 2) fue determinado en los 4 o 5 metros más altos de la Fm. La Casita (parte superior de zona B). Se observó este cambio también en los peIftles SJ, IT y SL.

Todas las especies de calpionélidos conocidas de México (Bonet, 1956; Trejo. 1960.1980) se encuentran también en Europa. En el noreste de México, el límite Jurásico-Cretácico (como se definió en 1973 por el Coloquio de Neuchatel-Lyon) no es posible determinarlo con precisión. No se encontraron asociaciones típicas de la zona con Crassicolaria (= zona A de la zona Estándar Vocontiana); sólo algunas faunas mal representadas con escasas Crassicolaria grandes (C. massuliniana o C. intermedia?) podrían pertenecer a la zona A. Calpionella alpina, por otro lado, predomina siempre (como se observa frecuentemente en la zona B) y faltan las formas grandes de esta especie típica para la A. La zona de Chitinoidella y la microfacies con Saccocoma también faltan, probablemente debido a factores paleoclimáticos o paleogeográficos. No se excluyen, sin emhargo, las posibilidades de alteraciones diagenéticas o hiatos sedimentarios como causas de esta ausencia.

Flgura 1. Localización de los perfiles estudiados: NE México, de izq. a der.: PG: San Pedro de Gallo. Durango; SJ: Sierra de Jabalí, Coahuila; PP: Puerto Piñones, Coahuila; IT: Iturbide. Nuevo León; SL: San Lucas. Nuevo León. Centro de México: de izq. a der.: TE: Tehepican, Puebla; MA: Mazatepec. Puebla; GP: Guapotes. Veracruz.

La subdivisión de la zona Estándar de Callpionella (B + C de la zonación Vocontiana) está problemática, y el límite inferior de esta zona (que corresponde al límite Titoniano-Berriasiano) no fue determinado con precisión.

Flgura 2. La sección de Puerto Piñones, de izq. a der.: Columna litológica; distribución de los ammonites comparado con las zonas de calpionélidos; evolución de las microfacies; composición de la roca completa; distribución de la dorita y de la caolinita (en CPM. fracción>2microns): evolución de los isótopos estables (δ¹⁸O Y δ¹ C, roca entera).

1. La subzona con C. elliptica (Catalano y Liguori. 1971) es difícil de aplicarla en el noreste de México. porque esta especie aparece muy esporádicamente.
2. La subzona con Remaniella cadischiana (Pop. 1986) establecida en el esle de los Cárpalos y en Cuba no puede ser utilizada por el mismo motivo.
3. La zona C (Remane. 1963. 1986) es caracterizada por un incremento rápido de Tintinopsella carpathica, en combinación con la presencia de fonnas grandes de esta especie. En todos los perfiles estudiados es difícil la determinación del límite B/C, debido a las frecuencias anormalmente altas de C. alpina. La presencia de grandes formas de Tintinopsella carparhica no puede ser establecida con precisión, por su escasa ocurrencia y mala preservación.

Todos los perfiles muestran con claridad la base de la zona de Calpionellopsis; correlaciones precisas con Europa pueden establecerse con facilidad desde la subzona con simplex (subzona D 1) hasta la siguiente zona con darderi (E) del Valanginiano.

Varias asociaciones de ammonites fueron descubiertas en horizontes desde el Titoniano medio hasta el Valanginiano. Algunos géneros han sido muy discutidos en términos de zonas europeas; por otro lado, fueron calibrados por calpionelas. Durangites e Hildoglochiceras. algunas veces considerados como típicos para el Titoniano Superior. perduran así hasta la parte basal del Berriasiano Inferior. Protancyloceras, Kossmatta, Substeueroceras (incluidas Paradontoceras) e Himalayires se extienden incluso hasta la zona C.

Desde la parte superior de la B (donde aparecen también facies típicas con abundantes calpionélidos) se encuentran también ammonites de origen mediterráneo, los que hasta el momento no se conocieron de México (por ejemplo, Delphinella obrusenodosa. Pseudosuhplanites grandis); de esta manera se mejora significativamente una correlación transatlántica con Europa.

Análisis de difracción de rayos X de la roca completa y del residuo insoluble fueron efectuados en todas las muestras de los perfiles (difractómetro Scintag XRD 2000). Se incluyen los resultados de Puerto Piftones en la figura 2. La distribución de los minerales principales (roca completa) concuerda coo las microfacies observadas. La parte superior de la zona B (aparición de las microfacies con abundantes calpionélidos. F1 y F2) se caracteriza por una reducción clara de filosilicatos y de cuarzo, y un incremento de calcita. Goelita. pirita y feldespatos esIán restringidos a la Fm. La Casita. Yeso y dolomita tienen un origen postsedimentario.

La distribución de la clorita y la caolinita (residuo insoluble, fracción<2 micrones) se presenta en la Figura 2: mientras que la clorita muestra un incremento significativo en las ronas de calpionélidos B y C, la caolinita presenta una tendencia inversa. La caolinita es más abundante en la parte inferior de la Fm. La Casita y en la subzona D1 de calpionélidos. Como en el caso de las microfacies. la distribución de estos minerales de arcilla refleja condiciones paleogeográficas y/o paleoclimáticas diferentes. La aparición (o el incremento) de la clorita corresponde a la llegada de fauna abundante de calpionélidos. Este hecho podría ser la consecuencia de un cambio importante de las fuentes detríticas, resultado de nuevas condiciones hidrodinámicas o hidrológicas (desvío de corrientes y/o clima).

En esta parte superior de la zona de Calpionélidos B la composición de los isótopos estables (análisis de los perfiles Iturbide y Puerto Piñones en las Figs. 2 y 3) muestra una tendencia hacia valores más altos, independientemente de la litología observada. El incremento del oxígeno puede estar relacionado con una disminución de la temperatura del agua durante la sedimentación de la parte más alta de la Fm. La Casita y de la parte inferior de la Fm Taraises. La elevación de los valores ¹³C, detectados en la parte superior de la zona de calpionélidos B, indica un incremento de la producción oceánica. y está relacionada con la llegada de abundantes calpionélidos (y nannocónidos). Aparentemente. el cambio en la composición de estos isótopos estables se debe al cambio paleogeográfico importante reconocido en este nivel.

En el centro de México, los perftles de Mazatepec (MA), Tehepican (TE) y Guapotes (GP, Figura 1) muestran una influencia del dominio mediterráneo más fuerte, como lo indican los microf6siles. Varios niveles con Saccocoma y la presencia aislada de Chitinoidella indican que la parte inferior de los perfiles de Tehepican y Guapotes pertenecen al Titoniano superior.

Estas cortas incursiones de fauna del dominio mediterráneo no llegaron a la parte norte de la Sierra Madre Oriental (Adatte et al., en prensa). Durante el Titoniano superior no existen sucesiones continuas de calpionelas en el cenlro de México: después de un nivel que presenta sólo pequeñas formas de Tintinopsella carpathica (muestras GP 19 y 20, Figura 4) y que indica la parte inferior de la zona A (A 1), las siguientes faunas de calpionelas muestran una composición dudosa, como fue reconocida en el norte de la Sierra Madre Oriental. La determinación precisa del límite A/B queda, por lo tanto, insegura incluso en estos perfiles.

Figura 3. La sección de lturbide: Columna litológica y evolución de los isótopos estables (δ¹⁸O y δ¹³C, roca entera).

Por otro lado, la primera aparición de Remaniella cadischiana en la parte superior de la zona B está mejor documentada en el centro de México; el problema del límite B/C fue por lo tanto resuelto: las faunas son más abundantes y mejor preservadas; así que la presencia de las primeras formas grandes de TintinopseIla carpathica (sección de Mazatepec. Fig. 4) fue determinada con precisión.

Algunas asociaciones de ammonites fueron recolectadas de los perfiles de Mazalepec y de Tehepican. Eslos se correlacionaron por medio de un horizonte fosilífero ubicado cerca del límite B/C de calpionélidos. La fauna incluye Groebericeras sp., "Subthurmannia" mazatepense Cantú y Protancyloceras sp., y corresponde a la asociación con Subthurmannia mazatepense, correlacionado por Cantú (1967, 1989) con la base del Berriasiano.

Nuestros datos del centro de México confirman la presencia del Titoniano Superior en el noreste del país. La ausencia de calpionélidos que indican este piso geológico no se debe a hiatos estratigráficos ni a alteraciones diagenéticas, sino a factores paleogeográficos. Por otro lado. el cambio paleogeográfico observado en la parte superior de la zona de caipionélidos B del noreste de México se extiende hacia el centro del país.

Figura 4. Frecuencia relativa de las especies de calpionélidos y asociaciones con base en zonas de calpionélidos de la cuenca Vocontiana, Francia. Europa (Remane, 1963, 1986). Los perfiles de Guapotes. Tehepican y Mazatepec.

Bibliografía

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