Secuencias Estratigráficas del Berriasiano-Aptiano en la Cuenca de Sabinas: su significado en el entendimiento de la evolución geológica del Noreste Mexicano. Samuel Eguiluz de Antuñano. Geólogo Consultor 197 Levenshulme, Manchester, M19 2AE, U.K. [email protected]

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RESUMEN

Columnas estratigráficas en la Cuenca de Sabinas indican que la sucesión de capas entre el Berriasiano – Aptiano no fue continua, se identifican tres discordancias mayores como límites de secuencia de segundo orden, vinculados respectivamente con tractos transgresivos, regresivos y estadías de inundación. El análisis estratigráfico de otras localidades del noreste de México observadas en la Cuenca de Chihuahua, en la margen sur de la paleoisla de Coahuila y margen occidental de la Isla de San Carlos, en el área de Huizachal y en el subsuelo de la Cuenca de Tampico, tienen correlación con las secuencias de la Cuenca de Sabinas. Con base en su posición estratigráfica los límites de secuencia e intervalos de inundación pueden correlacionarse con cambios relativos del nivel marino de escala global propuestos en trabajos anteriores y posiblemente, en donde la tectónica local posiblemente está subordinada a cambios relativos del nivel del mar de escala mayor.

ABTRACT Stratigraphic sections in the Sabinas Basin, northeast of Mexico, shown three second-order sequence boundaries between the Berriasian – Aptian age strata successions, each one of them are related with a transgressive-regressive tracts, and include a maximum flood surface. From Chihuahua to Tampico basins there are transgressive-regressive tracts placed in the same age that are correlative to the Sabinas sections. The sequences boundaries may have a subordinate tectonic component, but the sequence analysis considerate to be main related to global eustatic sea level changes mentioned by before authors.

Palabras clave: secuencias estratigráficas, Cuenca de Sabinas, oeste del Golfo de México.

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Introducción. Sloss et al. (1949) utilizaron el término de “secuencia” (Grabau, 1913), para referir una sucesión de estratos limitados por discordancias subaéreas. Sloss (1963) señaló la importancia que representan las discordancias como límites de secuencia y su relación con el control tectónico. Vail y colaboradores (1977) introdujeron el concepto de estratigrafía sísmica ligada a cambios eustáticos globales, considerando que los cambios del nivel del mar son la causa que origina ciclos de depósito y genera secuencias. Con el estudio de registro de pozos y afloramientos Posamentier et al., (1988) y Van Wagoner et al. (1990), incluyeron a las secuencias estratigráficas dentro de la estratigrafía sísmica. En el concepto de estratigrafía sísmica los cambios de impedancia vertical y lateral reflejan geometrías de los depósitos sedimentarios, estas señales son interpretadas como discordancias, conformidades correlativas, acomodo de tractos o sistemas de depósito. El modelo ciclo-estratigráfico excluye a la tectónica como causal en el control de secuencias, en controversia con el modelo tectonoestratigráfico (Winter, 1984), que considera a la deformación como la causa de estas variaciones en los sistemas de depósito. El análisis de secuencias estratigráficas es un avance en el entendimiento geológico de una cuenca y se requiere integrar los datos para considerar los factores tectónicos, eustáticos, climáticos, o la combinación de ellos, que pudieron actuar durante su evolución. Este trabajo describe las variaciones litológicas de tres secuencias sedimentarias, limitadas por discordancias regionales que ocurren en la Cuenca de Sabinas y se analizan las posibles causas que las pudieron ocasionar, como un avance para comprender la estratigrafía de otras áreas del noreste de México, vinculadas en un contexto global. Este trabajo tiene como antecedentes la sucesión de litofacies elaborada para la Cuenca de Sabinas (Eguiluz, 2001) y la evaluación del riesgo geológico en el análisis de “plays” (Eguiluz, 2007), se apoya en conceptos recientes sobre estratigrafía de secuencias (Catuneanu, 2002, 2007; Walter y James, 1992, Mancini et al, 2008), para interpretar la integración de

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datos que muestran las características de depósito de terrígenos y de carbonatos, de acuerdo a su posición relativa dentro de la cuenca, en la que se reconocen transgresiones y regresiones, en sistemas de depósitos llamados tractos, que pudieron ser provocadas por varias causas que se analizarán en este trabajo. La Cuenca de Sabinas se originó como una fosa de tipo rift, limitada por bloques paleotectónicos y paleogeográficos, el Bloque de Coahuila al suroeste y de Tamaulipas al noreste. Durante el Berriasiano – Aptiano esta cuenca se extendió longitudinalmente al noroeste y se comunicó con la Cuenca de Chihuahua, mientras que al sureste se extendió hacia el ancestral Golfo de México. La Cuenca de Sabinas tuvo subsidencia tectónica y creó el espacio para acumular sedimentos erosionados de los bloques paleogeográficos. En el intervalo de edad señalada, en la Cuenca de Sabinas se formó una plataforma de tipo rampa (Ahrn, 1973), con variación de litofacies predominantemente silícicas en sus márgenes noreste y suroeste, mientras que en su parte central predominaron carbonatos y evaporitas. El depósito de litofacies evaporíticas y carbonatos lagunares fueron favorecidos por el emplazamiento de montículos orgánicos (Murillo y Dorobek, 2003), que limitaron la circulación de agua marina de salinidad normal y favorecieron la creación del Sistema Sedimentario Cupido (Alfonso, 1978; Márquez, 1979). Los bloques paleogeográficos emergidos aportaron detritus y en sus márgenes quedaron evidencias claras de regresiones y transgresiones, mientras que en la parte axial de la cuenca, en el registro litológico hay sucesión de estratos que sugieren esas regresiones y transgresiones, éstas se reconocen por cambios de litofacies en columnas estratigráficas que pueden correlacionarse regionalmente (Figura 1). Para el Aptiano desaparecieron esas condiciones y una transgresión mayor, cubrió con sedimentos marinos a los bloques de Coahuila y de Tamaulipas. La estratigrafía del intervalo de edad señalado, está constituida de la base a la cima por las formaciones Menchaca, Barril Viejo, Padilla y La Mula (Imlay, 1940), así como La Virgen

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(Humprhey y Díaz, 2003), Cupido-Cupidito (Imlay, 1936; Wilson y Pialli, 1977) y La Peña (Humprhey, 1949). Cupidito es una unidad informal propuesta por Wilson y Pialli (1977), para referir a estratos de carbonatos, depositados en una plataforma de ambiente lagunar, que sobreyace a una discordancia paralela regional y subyace a la Formación La Peña. En la Cuenca de Sabinas esta discordancia separa a las formaciones La Virgen de Cupidito, mientras que en áreas en donde no se reconoce a la Formación La Virgen, la Caliza Cupido y Cupidito sólo se pueden separar cuando se identifica a la discordancia regional, en donde la unidad Cupido subyace a la Cupidito (Tabla 1), como ocurre en el borde del Sistema Sedimentario Cupido (Alfonso, 1978; Márquez, 1979). Las unidades estratigráficas citadas cambian lateralmente a las formaciones San Marcos (Imlay, 1940) y Hosston, marginales a la cuenca. La Formación San Marcos, en la localidad del mismo nombre, se ha subdividido en capas Las Palomas, Sierra El Granizo y Tanque Cuatro Palmas (McKee et al., 1990), de edad Jurásico Superior, mientras que en Potrero Colorado se considera que afloran la parte superior de las Capas Tanque Cuatro Palmas y las Eolianitas Colorado de la edad referida. Las rocas que sobreyacen a sedimentos jurásicos y subyacen a la caliza Cupido – Cupidito, en esas localidades, se les da el nombre de Formación San Marcos. Esta formación tienen extensión lateral echado abajo de la cuenca, se interdigita con la unidad Menchaca y se designa como Arcosa Patula (Imlay, 1938). Las formaciones descritas para la Cuenca de Sabinas cambian de litofacies y ambientes a otras localidades (Tabla 1), para correlacionarse con las formaciones Taraises (Imlay, 1936), Tamaulipas Inferior (Muir, 1936), La Carbonera (Imlay, 1940; Eguiluz, 1990 b), Navarrete (Haenggi, 1966), Las Vigas y Cuchillo (Burrows, 1910). Los primeros trabajos estratigráficos (Burrows, 1910; Böse, 1923; Burckhardt, 1930; Imlay, 1936, 1937, Humprhrey, 1949, Humphrey y Díaz, 2003) identificaron diferencias litológicas significativas entre las sucesiones estratigráficas del Berriasiano – Aptiano y opinaron que

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hubo transgresiones y regresiones, originadas por condiciones climáticas o efectos tectónicos. Trabajos recientes (Ortuño, 1985; Goldhammer, 1999; Adatte, et al., 2001) han integrado la información estratigráfica del noreste de México en un entorno de secuencias estratigráficas globales, asumiendo que estas secuencias se correlacionan en tiempo con los ciclos eustáticos propuestos por Vail y colaboradores (1977). Las dificultades para establecer secuencias estratigráficas en el intervalo Berriasiano – Aptiano en el noreste de México radican en varios aspectos: (1) la escasa información litoestratigráfica sobre discordancias, hiatus o conformidades correlativas. (2) la limitada información bioestratigráfica de resolución apropiada para ubicar límites de secuencias, zonas de inundación y tractos transgresivos y regresivos. (3) limitada biozonificación actualizada para establecer correlaciones globales. (4) limitados datos radiométricos que permitan asignar edades absolutas y su correlación con cambios eustáticos y efectos tectónicos globales. Aunado a lo anterior, las diferentes escalas geocronológicas usadas varían entre sí y dificultan comprender la correlación en edad de las secuencias estratigráficas. Este trabajo no está exento de algunas limitaciones señaladas en el párrafo anterior, sin embargo, por medio de la correlación de secciones estratigráficas de superficie y pozos, apoyada con datos y observaciones en afloramientos, registros geofísicos y sísmica, así como la integración de litofacies, biofacies, geoquímica e isotopía de trabajos previos, se pretende establecer un avance sobre el conocimiento de secuencias estratigráficas en esta región del país, y de ser posible integrar a México en un contexto global (Tabla 1), con apoyo en la escala de tiempo geológico propuesta por la Comisión Internacional sobre Estratigrafía (Gradstein et al., 2004). Métodos. Los métodos usados en este trabajo fueron observaciones de afloramientos, datos de pozos, sísmica bidimensional (2D), e integración de datos. Las propiedades de los registros de Rayos

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Gama (RG), Densidad (RHOBE) y Neutrón (NPHI), permiten identificar diferentes tipos de rocas. El registro RG es útil para considerar la presencia o ausencia de arcillas en la roca. El registro NPHI favorece identificar carbonatos, mientras que el registro RHOBE reconoce a las capas de anhidrita en función de su mayor densidad relativa. Algunos pozos tienen curvas de registros limitados, otros pozos no tienen registros, pero en todos los pozos los datos litológicos provienen de cortes de roca originados por la barrena. En la localidad Virgen la columna es compuestas con datos de superficie y del pozo. En todos los casos los registros no están normalizados y tienen irregularidad en su lectura, originado por diferentes razones, lo que provoca dificultad para interpretar un intervalo en particular, mas no es limitativa para interpretar variaciones litológicas en lo general. La combinación de estas herramientas, núcleos de pozos y las muestras de corte de roca obtenidas de los pozos, dieron el control bioestratigráfico mediante el estudio de foraminíferos, tintínidos y nannoplacton, estos grupos proporcionaron la información litoestratigráfica del subsuelo tomada de reportes inéditos de Petróleos Mexicanos (PEMEX). Con verificaciones de campo para este trabajo se obtuvieron muestras y observaciones estratigráficas, que permitieron reconocer límites de secuencias, representadas por discordancias y conformidades correlativas, así como los tractos transgresivos y regresivos bajo el concepto de análisis de secuencias (Catuneanu, 2007). La correlación de columnas de superficie y columnas de pozos con apoyo de sísmica bidimensional (2D), sustentan este análisis. Las secciones muestran la correlación de unidades y la interpretación de tractos de secuencias realizados en este trabajo (figuras 2, 3, 4 y 5), se incluyen los contactos estratigráficos de las formaciones y el apoyo paleontológico que permite asignar la edad relativa a estas unidades. Para realizar el análisis de secuencias de este trabajo se tomó como referencia inferior el límite Jurásico – Cretácico, controlado en su base por la desaparición de amonitas del Jurásico

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(Cantú, 1999) y del género Crassicollaria sp. (Remane, 1997), mientras que el límite superior de referencia es el depósito de la Formación La Peña, con la presencia de amonitas del Aptiano Inferior (Barragán y Méndez, 2005) y aparición de Nannoconus truitti Bronnimann, N. elongatus, Bronnimann, N. minutus Bronniman y Globigerinelloides ferreolensis. Regionalmente el límite litoestratigráfico inferior (Formación La Casita), es diacrónico (Addate 2001, Cantú, 1999), mientras que el límite litoestratigráfico superior (Formación La Peña), se considera sincrónico. Publicaciones previas sobre amonitas (Imlay, 1936, 1938, 1940; Humphrey y Díaz, 2003; Cantú, 1976, 2001; Contreras, 1977; Barragán y Méndez, 2005), integradas con la información señalada anteriormente, permitieron ubicar en superficie la edad de los tractos, así como la de sus límites y ubicar a estos en el entorno global, considerando su correlación en edad con la escala de tiempo geológico propuesta por la Comisión Internacional sobre Estratigrafía (Gradstein et al., 2004). Datos publicados sobre isotopía, geoquímica y paleomagnetismo (Maldovanyi y Lohmann, 1984; Addate et al., 2001; Murillo y Dorobek, 2003; González et al., 2008) apoyan la interpretación de los tractos propuestos. Las secuencias que se proponen para la Cuenca de Sabinas en el intervalo Berriasiano – Aptiano, de manera preliminar, se extrapolan a otras localidades del noreste de México, en donde parece existir congruencia para sustentarlas. Secciones estratigráficas. La Figura 1 muestra la ubicación de cuatro secciones de correlación estratigráfica ubicadas en la Cuenca de Sabinas. Las secciones 1 – 1´, 2 – 2´ y 3 – 3´ (figuras 2, 3 y 4), son transversales a la cuenca, mientras que la sección 4 – 4´ (Figura 5) es longitudinal, en la parte axial de la misma. En el intervalo Berriasiano – Aptiano de la Cuenca de Sabinas este trabajo reconoce tres discordancias mayores, con sus respectivas concordancias correlativas, que delimitan a su vez

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a tres secuencias estratigráficas. Un límite está en el tercio inferior de la Formación Menchaca, marcado por el cambio litológico entre litofacies y biofacies pelágicas de edad Berriasiano, que subyacen a depósitos terrígenos. El siguiente límite está representado por la sustitución de carbonatos de la Formación Padilla, que subyace a terrígenos de la Formación La Mula, preliminarmente situados en el Hauteriviano. El tercer límite se presenta como una superficie discordante paralela, que ocurre entre las formaciones La Virgen o Cupido y la informalmente definida formación Cupidito (Wilson y Pialli, 1977), posiblemente situada en la base del Aptiano Inferior (Tabla 1). Cada límite de secuencia tiene evidencia física en afloramientos, mientras que en registro de pozos y sísmica el conjunto de datos litológicos, paleontológicos o geofísicos sustentan su interpretación. Límite de secuencia A (SB A) En las localidades de San Marcos, Menchaca, Obayos y Huasteca (figuras, 3 y 4) aflora una sucesión de estratos con fósiles marinos jurásicos, que gradúan hacia litofacies someras, granocrecientes, estas sucesiones de estratos culminan con conglomerados o areniscas. La desaparición de fósiles marinos jurásicos y la presencia de terrígenos litorales gruesos marcan una regresión. En Obayos y Menchaca se observa que las capas de edad Jurásico, pasan en transición a estratos de caliza con amonitas Neocomites densestriatus Burckhardt, Subthurmania sp, Spiticeras uhligi Burckhardt, S. binodum, (Burckhardt, 1930, Humphrey y Díaz, 2003) y microfósiles Calpionella alpina, Calpionella elliptica con ausencia de Crassicollaria sp., de edad Berriasiano, lo que indica que los estratos de siliciclástos superiores, sobreyacen cuando menos, a una parte con rocas de edad Berriasiano. Puerto Colorado (Figura 2) es la exposición de litofacies más externa de la Cuenca de Sabinas, en esta columna se utilizó el artificio de agrupar a las Eolanitas Colorado y las Capas Tanque Cuatro Palmas, separándolas del resto de los estratos que subyacen a la Formación La

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Peña. Se considera que existe un intervalo de erosión o no depósito en esta columna, postulado por que la Formación San Marcos y las Eoleanitas de Puerto Colorado, tienen firmas de posiciones paleomagnéticas diferentes (González et al., 2008), están separados por una discordancia paralela (McKee et al., 1990) y por la correlación estratigráfica y espesores diferentes entre las columnas de Puerto Colorado y San Marcos (figuras 2 y 3). En la localidad de San Marcos, sobre las capas con Proniceras sp. y Substeuroceras sp, la sucesión de estratos es granocreciente y la litología varía de ambiente marino, a un ambiente fluvial, este acomodo indica una regresión. Los pozos Virgen 1, Barroterán 1 A, Florida 101, Cacanapo 101, Golfo 1, Forastero 1, Rayo 1, Marea 1, Gato 1 y Progreso 1, presentan en el contacto Jurásico – Cretácico una variación litológica que gradúa de lutita a caliza arcillosa y cuando se presenta Calpionella alpina y desaparece Crassicolaria sp., sobre las calizas arcillosas de la base del Berriasiano, hay una sucesión de siliciclástos de granulometría variable, gruesos y de mayor espesor hacia los bordes de la cuenca y finos y de menor espesor en la parte central. Las firmas geofísicas de los registros confirman el cambio litológico y muestran un rasgo similar y constante a través de la cuenca. Este contraste litológico regional descrito en este trabajo se identifica como el límite de una secuencia y se referirá como el “Límite de secuencia A” (SB-A). Los datos anteriores sugieren que a finales del Jurásico y en el Berriasiano Inferior hubo una regresión en la Cuenca de Sabinas; que esta regresión provocó progradación de siliciclástos en las márgenes de la cuenca y que esta progradación corresponde a un tracto de nivel alto, acompañado con erosión en las zonas más externas, mientras que echado abajo en la cuenca, se presenta como una concordancia correlativa respecto a la discordancia y por ende, esta discordancia es un límite de secuencia que se postula pudo ocurrir a finales del Berriasiano, coincidente con dos sucesos próximos en tiempo, una regresión global situada en 141 m.a. (Gradstein et al., 2004), o con el movimiento estructural de la Falla de San Marcos (González

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y colaboradores, 2008), que ocurrió entre el depósito de las capas Tanque Cuatro Palmas, del Jurásico y la Formación San Marcos, del Cretácico Inferior. En la porción profunda de la cuenca el límite de la secuencia A se ubicó sobre la cima de las sucesiones arenosas (abanicos de piso de cuenca), consideradas a ser estas como el sistema de cuña de regresión forzada y punto mas bajo en la caída relativa del nivel del mar, siguiendo el criterio de (Hunt y Tucker,1992). Tracto transgresivo A. Sobre el límite de secuencia anterior se presenta en las partes marginales de la cuenca una sucesión de estratos granodecrecientes, que gradúan de ambiente somero hacia ambiente profundo y reflejan un tracto transgresivo, al que se denominará como el “Tracto transgresivo A” (TST-A). Su contenido fosilífero es escaso, Thurmanniceras sp. (Vokes, 1963, Humprhey y Díaz, 2003), Calpionellites darderi y Lorenziela hungarica, aunado a otros fósiles, indican una edad Valanginiano Inferior (Abelardo Cantú, comunicación personal). Las columnas de superficie representativas de este evento se encuentran en Huasteca, Pájaros Azules y Menchaca. De acuerdo con la ubicación del pozo en la cuenca, con registros y litología resaltan dos escenarios de contraste (Figura 6). En la parte profunda de la cuenca (pozos Chicharra 102 A, Golfo 1, Forastero 1, Piedra 1 Popa 1 y Sierra Pájaros Azules), las calizas arcillosas y lutitas de edad Berriasiano, subyacen en probable concordancia correlativa a un espesor delgado de arenisca de grano fino, intercaladas entre pelitas, estas areniscas pueden corresponder a depósitos de piso marino. En la parte externa de la cuenca (pozos Marea 1, Gato 1, Progreso 1, Barroterán 1 A, Pecten 1, Florida 101 y Cacanapo 101), las capas de areniscas y conglomerados que sobreyacen en conformidad correlativa a las capas del Berriasiano, que representa el tracto transgresivo (TST-A), son gruesas y no tienen una firma definida en el registro (figuras 2 y 3), el contenido de fósiles es escaso y no hay una definición bioestratigráfica clara.

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Zona de inundación A. Sobre los cuerpos de areniscas referidos (TST-A) ocurre un cambio litológico gradual, de extensión regional, marcado por sucesiones granodecrecientes de siliciclástos e incremento de lutita, limolita y calizas arcillosas, aunado a biodiversidad con Dichotomites multicostatus Imlay., Olcostephanus sp., Distoloceras sp., Neocomites sp., Leopoldia crassicostata Imlay, L. truncata, L. victoriensis, Acanthodiscus magnificus Imlay y A. cf. radiatus Brugiére. (Imlay, 1940), así como la abundancia de calpionelidos, Tintinopsella carpathica, Stenosemellopsis sp., Nanoconnus globolus, N steinmanni, N. bermudezi, N. darderi, Lorenziella hungarica y otros fósiles que se concentran en estas rocas, el conjunto indica una edad Valanginiano tardío - Hauteriviano Inferior. En las columnas de superficie y subsuelo se observa este rasgo que indica la profundización de ambientes en la cuenca (figuras 2 a 5), desde la Sierra de San Marcos representado por un delgado espesor de carbonatos dolomitizados, pasando por las localidades de Sacramento, La Gavia, pozo Virgen 1, Menchaca, Huasteca, Potrero Chico, Obayos, pozo Pecten 1 y demás pozos de la zona profunda de la cuenca (Figura 7). Solamente el borde noreste de la cuenca encubre litológicamente esta respuesta, pero gracias al registro de rayos gama puede distinguirse una marca arcillosa que correlaciona este evento (pozos Marea 1, Gato 1, Progreso 1, Cacanapo 101, Florida 101 y Barroterán 1 A). La zona de mayor arcillosidad y consecuentemente con biofacies y litofacies mas profundas de este tracto, al que se denomina “Zona de inundación A” (MFZ A), representa la profundidad relativa mayor de esta secuencia (figuras 2, 3, 4 y 5). Tracto regresivo A. La zona de inundación descrita anteriormente (MFZ A), subyace a una sucesión de capas que incrementan su contenido arenoso, son granocrecientes y se ubican en la cima de la Formación Barril Viejo, se observa en columnas de superficie y en el subsuelo con el registro

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de rayos gama (sierras de Obayos y Sacramento y pozos Forastero 1, Barroterán 1 A, Popa 1, Florida 101 y Cacanapo 101). En otros pozos y en superficie la respuesta no es clara, motivado por problemas en la toma del registro, carencia de registro, por que el cambio litológico no se presenta por estar la columna en la zona profunda de la cuenca (pozos Golfo 1, Chicharra 102 A, Rayo 1, Marea 1, Piedra 1, , Myrna 1 A, Jurásico 1 A y sierras de Pájaros Azules y Menchaca), o bien por que las columnas están ubicadas hacia zonas marginales de la cuenca, cercanas a las zonas de mayor aporte de siliciclástos (localidades de San Marcos, Virgen 1, La Gavia, Gato 1, Progreso 1, Pecten 1). La Formación Barril Viejo subyace a carbonatos de la Formación Padilla, estos carbonatos se ubican en la parte inferior del Sistema Sedimentario Cupido y el comportamiento del modelo de este intervalo, muestra que es un depósito que progradó echado abajo de la rampa sedimentaria (Figura 5). El conjunto litológico de la cima de la Formación Barril Viejo y La Formación Padilla se considera que pertenecen a un tracto de nivel alto, con su límite de secuencia marcado en su cima, por una superficie de erosión o su correspondiente conformidad correlativa. A este tracto se le denomina “Tracto regresivo A” (RST A). Límite de secuencia B. La cima de la Formación Padilla está cortada por una superficie de erosión que aflora en la columna de Menchaca, esta superficie está cubierta por una brecha y conglomerado de clástos gruesos que pasan de forma granodecreciente a areniscas y limolitas, de ambiente marginal somero, que pertenecen a la Formación La Mula. Esta superficie de erosión es una discordancia paralela, en este trabajo se referirá como el “Límite de secuencia B” (SB B) y marca el límite superior de la Secuencia A, que inició en el Berriasino y culminó en la cima de la Formación Padilla. El contraste litológico brusco entre las formaciones Padilla y La Mula puede observarse con la firma geofísica y cambio brusco litológico en todos los pozos en la cuenca. En superficie, en la columna de San Marcos, la discordancia pudiera situarse

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entre un cuerpo de dolomías que subyace a conglomerados, intercalados entre secciones arenosas de la Formación San Marcos, mientras que en las localidades de Sacramento, Virgen 1, y Obayos, el contacto es nítido y brusco entre las litologías descritas (figuras 2 a 5). En la localidad La Gavia no aflora la Formación Padilla y existen varios horizontes de conglomerados, se propone que el cuerpo de conglomerados más grueso que sobreyace a la ubicación con Dichotomites, sp. (Figura 4), pudiera ser el candidato más conveniente para representar a esta regresión. Por el contrario, en otras localidades de la cuenca y su periferia (Pájaros Azules, Myrna 1 A, Jurásico 1 A, Rayo 1, Piedra 1, Popa 1, Potrero Chico, Huasteca y Minas Viejas), no se observa el contraste litológico por que los siliciclástos de la Formación La Mula se acuñan (Figura 8) y peden interpretarse varias opciones: que exista un cambio de litofacies a carbonatos indistinguibles entre las unidades que la limitan verticalmente, que no exista depósito, o bien pueda existir conformidad correlativa. En los pozos Rayo 1 y Popa 1 la firma geofísica de la cima de la Formación Padilla es clara y puede corresponder a una concordancia correlativa como se propone para los pozos Myrna 1 A y Jurásico 1 A, así como en Potrero Chico, Huasteca y Minas Viejas (figuras 3 y 4). Tracto transgresivo B. La sucesión estratigráfica entre las formaciones La mula y los cuerpos I, II y III de la Virgen es una secuencia transgresiva. La base para apoyar esta sentencia está sustentada en secciones sísmicas que muestran “onlapamiento” de los cuerpos señalados, que cubren en espacio y tiempo al Bloque de Tamaulipas (figuras 3, 4, 5 y 9). En los pozos más externos de la cuenca los miembros I y II se acuñan o no se reconocen (pozos Myrna 1 A y Jurásico 1 A). Otro apoyo para sustentar la transgresión en referencia se basa en que el bloque de Tamaulipas es cubierto por sedimentos marinos que reducen su extensión continental y la línea costera avanzó al noreste, respecto a la línea de costa del Hauteriviano Inferior (figuras 6 a 9). El borde externo del Sistema Sedimentario acrecionó y en general hubo mayor espacio de

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acomodo para precipitar un espesor potente de sedimentos (carbonatos y evaporitas). El borde noreste del Bloque de Coahuila fue abrupto y concentró depósitos siliciclástos, las columnas La Gavia, San Marcos y Puerto Colorado sugieren esta idea (figuras 3, 4, 5), mientras que las columnas de Sacramento y La Virgen muestran adelgazamiento del espesor de los miembros I, II y III, posiblemente originado por no depósito o repetidas erosiones locales. Las características litológicas anteriores sustentan la idea de proponer en este trabajo el “Tracto transgresivo B” (TST B). Zona de inundación B. El miembro IV de la Formación La Virgen se caracteriza por ser un intervalo de carbonatos lagunares, con ausencia de evaporitas respecto a los miembros antecedentes y al cuerpo V de esta formación (Tabla 2). La firma geofísica del miembro IV en todos los pozos muestra una diferencia con respecto a los otros miembros, motivo por el que se considera que el miembro IV corresponde a una zona lagunar, de sedimentación relativamente más profunda y candidata para considerarse una zona de mayor inundación en el intervalo de la Formación La Virgen (Figura 10), al que se propone designarlo como “Zona de inundación B” (MFZ B), mientras que el miembro V, por sus características litológicas y relaciones estratigráficas, representa un período de regresión. En las partes más externas de la cuenca (sierras La Gavia, San Marcos y La Virgen), existen capas de carbonatos dolomitizados y terrígenos intercalados, que se considera correlativos con las unidades IV y V de la Formación La Virgen, sin poder definir con mayor detalle sus límites. Tracto regresivo B y el Límite de secuencia C. El miembro V contiene evaporitas, dolomías y carbonatos dolomitizados y de alta energía, que indican una somerización del ambiente lagunar y culminan con una superficie de erosión, por lo tanto, representa una regresión que se nombra como “Tracto regresivo B” (RST B). La

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cima del miembro V subyece a una superficie de erosión que tiene relleno de calcarenitas y de brechas de carbonatos, evaporitas calcitizadas y fragmentos de lutitas, de granulometría variable, desde el tamaño de arena, hasta bloques de 10 a 20 cm de diámetro, el espesor de este cuerpo puede variar desde varios centímetros a 6 m de espesor. Algunos autores consideraron a estas brechas como colapso de niveles de evaporita (Charleston, 1973, Márquez, 1979), mientras que otros (Goldhammer, 1999), como el límite de una secuencia mayor. En todas las columnas de superficie de este trabajo se presenta de manera regional esta observación de discordancia. En el subsuelo se muestra la somerización litológica del miembro V, con litofacies de evaporitas y carbonatos de energía alta (pakstone y graistone), que pueden pertenecer a la base de la discordancia y cima del miembro V, que se hace de ambiente más somero bajo la discordancia indicada y por el contrario, en la caliza Cupidito, de la base a la cima se profundiza el ambiente de depósito sobre la discordancia. En la columna Minas Viejas se presenta una sección de espesor breve del borde del Sistema Sedimentario Cupido, en el tercio superior de esta columna existe una brecha que se considera independiente al talud de la plataforma lagunar y que pudiera representar a esta discordancia, a la que se denomina como el “Límite de secuencia C” (SB C). En el tercio superior de la Formación Tamaulipas Inferior no se ha reportado la presencia de discordancias y la interrupción sedimentaria señalada, puede estar representada en las litofacies de cuenca como una conformidad correlativa, en donde pudieran existir condiciones favorables para controlar su edad apoyada en organismos planctónicos. En la sierras de Symón y de Lorenzeña, Zac., existe un conspicuo cuerpo arcilloso en el tercio superior de la Formación Tamaulipas Inferior, que puede indicar la posible introducción de arcilla hacia la cuenca, producida por la erosión de áreas expuestas y por su posición estratigráfica y contenido de Pulchellia sp., edad del Barremiano, pudieran estar relacionadas con la discordancia presente hacia la cima del Sistema Sedimentario Cupido.

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Tracto transgresivo C y Zona de inundación C. La formación Cupidito se presenta con una litología heterogénea, en ocasiones son carbonatos de ambiente lagunar y en otras ocasiones son calcarenitas de energía alta, en ambos casos dependen de su posición con respecto al borde de montículos arrecifales del Sistema Sedimentario Cupido. Cupidito descansa en discordancia paralela a la superficie de erosión regional (SB C) y su litología representa un depósito transgresivo al que se denomina en este trabajo como “Tracto transgresivo C”(TST C). La cima de esta unidad pasa en contacto transicional rápido hacia la Formación La Peña, ésta le sobreyace y representa un depósito de inundación. Las columnas de superficie y subsuelo (figuras 3, 4, 5) muestran este tracto transgresivo que subyace a la “Zona de inundación C” (MFZ C). En el área de Monterrey, sobre la discordancia referida, la caliza Cupidito presenta ambientes de pre-arrecife con litofacies de packstone y arrecife con parches de boundstone de rudistas, en una posición que sugiere la retracción al oeste - suroeste del borde del Sistema Sedimentario Cupido, desde la Sierra de la Silla, hacia el oeste de la localidad Huasteca (Figura 11). Datos estructurales (Marrett y Laubach, 2001) indican que durante la sedimentación de esta unidad existieron fracturas contemporáneas al depósito, de componente de extensión general al este, congruente al modelo sedimentario que se propone. Adicionalmente, la Formación La Peña está constituida por lutitas y caliza arcillosa, con amonitas de edad Aptiano Inferior, Medio y Superior (Barragán y Méndez, 2005). En la base de la Formación La Peña se encuentra la biozona de Dufrenoyia justinae que certifica la presencia de la parte superior del Aptiano Inferior, mientras que la biozona de Hypacanthoplites sp., indica el Aptiano Superior. Esta formación tiene espesores variables, hacia la posición interna que ocuparon las litofacies lagunares de la caliza Cupidito, o en el borde externo del Sistema Sedimentario Cupido su espesor es grueso, mientras que en la posición que ocupó el borde de este sistema, su espesor se reduce o desaparece por

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condensación o hiato (Eguiluz, 1990 a). La sucesión estratigráfica entre la caliza Cupidito y La Peña es en un contacto transicional rápido, no muestra discontinuidad estratigráfica y por lo tanto, es posible que la Caliza Cupidito pudiera situarse en el Aptiano Inferior y corresponder en edad a la biozona de Deshayesites, sp., especies no reportadas en el noreste de México, por no existir aquí o por que el ambiente de depósito no fue propicio para su desarrollo. La distribución de la Formación La Peña es muy amplia y cubrió a los bloques previamente emergidos de Coahuila y Tamaulipas, por lo que la cima de esta formación representa una inundación mayor a las anteriormente descritas. Secciones estratigráficas regionales. Las tres secuencias referidas para la Cuenca de Sabinas están presentes en otras regiones del noreste de México, estas secuencias se reconocen principalmente hacia las márgenes de bloques que permanecieron paleogeográficamente altos, entre los pisos Berriasiano – Aptiano (Figura 12). Cuenca de Chihuahua. En la Cuenca de Chihuahua la cima de la Formación La Casita contiene Kossmatia aff. bifurcata y Suarites sp, (Ortuño, 1985), ambos representan estratos marinos de la cima del Tithoniano Superior, que pasan en transición a la Formación Navarrete de ambiente litoral de alta energía, y esta unidad a su vez subyace a la Formación las Vigas de ambiente fluvial y aluvial, esta sucesión estratigráfica en conjunto representan una regresión (Burrows, 1910). Ortuño (1985) agrupa a la Formación La Casita y Navarrete dentro de una megasecuencia a la que designa como Formación La Casita Inferior (A) y La Casita Superior (B) para la Formación Navarrete, además considera que el contacto con la Formación Las Vigas es discordante y esta discontinuidad separa a otra megasecuencia del Cretácico Inferior, constituida en la base por la Formación Las Vigas y en la cima por una parte de la Formación

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Cuchillo, con su base correlativa con la Formación La Virgen, su parte media con calizas posiblemente equivalentes a la formación Cupidito (mesosecuencia II.B.3) y con lutitas y carbonatos de edad y litofacies correlativas con la Formación La Peña,

subdivisiones

introducidas en informes no publicados por PEMEX. No hay datos paleontológicos para control de las edades de las formaciones Navarrete, Las Vigas, la base de Cuchillo y solamente la presencia de Dufrenoyia sp. y otras amonitas controlan su edad. Ortuño (1985) considera en la Formación Las Vigas cuatro ciclos estratocrecientes, de granulometría fina en la base y gruesa en la cima, mientras que en la sucesión de estratos de la Formación La Virgen sucede lo contrario pues los ciclos son estratodecrecientes, con su cima en contacto estratigráfico discontinuo que subyace a ltofacies equivalentes de la Formación La Peña. En la Cuenca de Chihuahua también se presenta la litofacies pelítica de distribución regional, con presencia de Dufrenoyia sp. La aproximación mayor a la que se puede llegar en esta región es a considerar entre el Berriasiano al Aptiano Inferior, un ciclo de regresión en su base representado por las formaciones Navarrete y Las Vigas, con imprecisos datos para ubicar una posible discordancia paralela entre ambas (Ortuño, 1985). Un ciclo de transgresión caracterizado con cuatro mesosecuencias, granodecrecientes hacia la cima, de la Formación Las Vigas y una sucesión de evaporita con carbonatos estratocrecientes hacia la cima de la Formación La Virgen (Cuchilo inferior). Ortuño (1985) propone que la cima de la Formación La Virgen es discordante, cubierta por carbonatos lagunares en un tracto transgresivo y cubierto por arcillas con amonitas del Aptiano Inferior dentro de una zona de inundación, sin embargo, solamente en la Sierra de Boquillas indica una brecha en la cima de esta unidad, que pudiera indicar exposición subaérea. La sucesión descrita tiene no tiene mayor control de los tractos de depósito y requiere estudios a mayor detalle. Villa Juárez, Dgo.

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En el Cañón de Maravillas y las cuestas del Carbonero y La Fortuna, al este de Lerdo, Dgo, aflora una sucesión de estratos siliciclásticos y carbonatos, que representan litofacies de litoral y ambiente somero, de edad Jurásico Superior – Aptiano, divididas en 6 unidades (Kellum, 1936). De acuerdo a trabajos posteriores (McLeroy y Clemons, 1966) y a observaciones de campo realizadas para este trabajo, la columna estratigráfica más representativa que tiene apoyo paleontológico está en el Cañón de Maravillas, en esa columna la unidad F de Kellum (1936) corresponde a lo que actualmente se conoce como Formación Nazas. La Unidad E y la parte inferior de la unidad D corresponde con la Formación La Gloria, su cima tiene areniscas cementadas por carbonato de calcio y color pardo provocado por intemperismo, estas areniscas cementadas por carbonatos se correlacionan con las capas de la caliza con Nerinea sp. (Burckhardt, 1930), que afloran en el Rancho Monterrey, cercano a Villa Juárez, Dgo. En este trabajo la parte superior del tercio inferior de la Unidad D corresponde a la Formación La Casita, la representan 50 m de areniscas de grano medio a grueso, en sucesiones granocrecientes, con incisión de canales rellenos por conglomerados, la cima tiene arcosas en estratos delgados, estratificación laminar paralela y estratificación cruzada, con un par de ciclos de 2 a 3m con limolita y lutita de color guinda a rojizo, en capas de 60 a 80 cm, manifestando el conjunto una regresión y posible exposición subaérea. De acuerdo a Kellum (1936), la Unidad D en el lado norte del Cañón de Maravillas tiene 478 metros de espesor. Sobre la Formación La Casita hay areniscas de grano medio a fino, con glauconita, conglomerados formados por areniscas retrabajadas, cementadas por sílice, con abundantes ondulitas separando las capas, en estratos lenticulares de 30 a 40 cm, que en conjunto tienen 30 m de espesor. En la Cuesta el Carbonero se identifican parasecuencias de 3 metros de espesor, que varían de limolitas en la base, hacia areniscas de grano medio y grueso, con abundantes ostras en la cima, que indican ciclos repetidos de ambiente lagunar a barras litorales. En el Cañón de Maravillas estos ciclos de areniscas subyacen a 6 m de caliza

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arenosa y caliza packstone de bioclástos, formados por conchas fragmentadas de lamelibranquios, corales, foraminíferos bentónicos, de color negro y en capas de 10 a 30 cm de espesor (Figura 12). En este horizonte de caliza de la parte media de la unidad D, Kellum (1936, colección A 16) identificó Neocomites (?) praeneocomiensis Burckhardt y otras amonitas que consideró de edad Berriasiano, en este trabajo se encontró una forma de Olcostephanidae, como posible Spiticeras sp., y otras amonitas en estudio, que apoyan para estos estratos una edad posible del Berriasiano. El cuerpo de carbonato descrito representa una inundación relativa mayor a las capas que la limitan verticalmente, este cuerpo subyace a 6 metros de estratos con areniscas que incrementan su granulometría (regresión), cuya cima es cortada por una superficie de erosión con estratificación cruzada y canales de incisión, rellenos por conglomerados amalgamados, con 4 a 6 m de espesor, formados por clástos de guijas subredondeadas y bien redondeadas, con imbricamiento bien desarrollado y dirección de transporte hacia la cuenca (al suroeste – oeste), los granos están soportados entre sí y tienen matriz arenosa de grano grueso, cementada por sílice, en color ocre, los clástos tienen pátina de intemperismo provocado por exposición subaérea y derivados del retrabajo de la arenisca subyaciente. Este conglomerado es observado en el Cañón de Maravillas y puede seguirse a lo largo de la Cuesta del Carbonero, por lo que es de distribución extensa en esta área. La sucesión de estratos en el Cañón de Maravillas, entre la cima de la Unidad E y el tercio inferior de la Unidad D (Kellum, 1936), en su conjunto corresponde a un ciclo regresivo y su discordancia superior es de importancia relevante dentro del Berriasiano (Figura 12), en este trabajo esta discordancia se correlaciona con el límite de secuencia A descrita para la Cuenca de Sabinas y posiblemente con la regresión del Berriasiano (?) para las cuencas de Chihuahua y de Sabinas. Sobre la discordancia y conglomerado señalados, en la Unidad D del Cañón de Maravillas y al sur de este, así como en la unidad C de la Cuesta del Carbonero (Kellum, 1936), existe una

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agradación de capas acumuladas en un tracto transgresivo, formado por sucesión de estratos granodecrecientes, con más de 460 metros de espesor, cuya litología forma ciclos repetidos que pasan de ambiente siliciclástico lagunar, a ambiente litoral, con Trigonia calderoni Castillo y Aguilera, T. vyschetzkii Cragin, Astarte malonensis Craguin, Arca sp, Pleuromya inconstans, Castillo y Aguilera (Kellum, 1936, colecciones A 19, J 6, A 20), así como Thurmannites, sp. y Berriasella sp. (Imlay, 1940, colección A 34, p. 133, 134), que indican una edad Valanginiano Inferior o más joven. En continuidad estratigráfica esta agradación sobreyace a la Unidad B (Kellum, 1936), compuesta por ciclos métricos de areniscas, limolitas y calizas arenosas. En este trabajo se consideró la Cuesta la Fortuna como la columna mas conveniente para observar que la unidad B es un ciclo regresivo representado por microdolomías limonitas gris obscuro, con 10 m de espesor, pasa hacia la base de la Unidad A (Kellum, 1936, Imlay, 1940) constituida por capas de microdolomías y limolitas gris obscuro, con 10 metros de espesor (tracto regresivo A), cortadas por una prominente superficie de erosión. Sobre esta discordancia paralela sobreyacen anhidritas, areniscas, areniscas conglomeráticas y limolitas de color rojizo y verde, a las que Imlay (1940, p. 124), correlacionó inconvenientemente con la Formación Las Vigas. Estas capas son correlativas con el límite de secuencia B presente en la Cuenca de Sabinas. Estas capas en ascenso estratigráfico gradúan a calizas arenosas y calizas wackestone y packestone de bioclástos, litoclástos y abundantes ostras, de correlación con el tracto transgresivo B de la Cuenca de Sabinas, en transición hacia la Formación Cupido. Las calizas de la parte media de la Unidad A de Kellum (1936), representan a la formación Cupido y las lutitas con Dufrenoyia texana a la Formación La Peña (McLeroy y Clemons, 1966; Enciso, 1963). No existen más detalles de las columnas observadas en esta área. En este trabajo se considera que la discordancia que sobreyace a las evaporitas con sus capas rojas corresponde con el límite de secuencia B, mientras que el intervalo con Dufrenoyia texana pertenece a la zona de inundación C. No hay

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datos para aseverar o negar el límite de secuencia C observado en la Cuenca de Sabinas y en el área de Saltillo. Sierra de Parras. Para este trabajo se visitaron los cañones de Taraises y Colorín en la parte oeste de la Sierra de Parras y se observa un dramático contraste litológico. En el Cañón de Taraises la Formación La Casita tiene 60 metros de espesor, la cima tiene capas lutita negra con areniscas lenticulares y subyace en cambio brusco a caliza pakstone de litoclástos y bioclástos y con arenisca de cuarzo, en color negro, con intensa bioturbación (hardground ?), en capas de 15 a 25 cm, que forman un cuerpo de 3 metros de espesor. Este intervalo subyace en contacto nítido a caliza mudstone y wackestone de bioclástos, con huellas de amonitas y nódulos ferruginosos, las capas de 30 a 40 cm. pasan en transición a caliza mudstone arcilloso y margas intercaladas, con un espesor cercano a 60 metros, ambos intervalos corresponden a la Formación Taraises. Imlay (1937, p.605; 1938, tabla 1, p. 550) indica que en la Sierra de Parras el contacto inferior de la Formación Taraises es discordante con rocas del Jurásico Superior, que la base de la Formación Taraises tiene Olcostephanus sp., de edad no mas antigua al Valanginiano y que descansan sobre estratos del Jurásico, con ausencia de estratos del Berriasiano. Por otro lado la unidad superior de esta formación en esa localidad tiene Olcostephanus astieriformis Böse, O. raricostatum (Böse), O. symonensis (Böse), Valanginites angusticoronatus Imlay, Mexicanoceras zacatecanum (Böse), Acanthodiscus magnificus Imlay, A. coahuilensis Imlay, Leopoldia bakeri Imlay, varias especies de Distoloceras sp., y otras amonitas que indican la presencia del Valanginiano Superior y Hauteriviano. Sobreyacen en transición a estos estratos una sucesión de limolitas y areniscas negras y grises, intemperizan de color ocre, en litofacies que indican ambientes de frente deltaico, que incrementan su contenido arenoso hacia la cima

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y que fueron

impropiamente denominadas como Formación Las Vigas (Imlay, 1937).

Ledesma (1967) consideró los contactos descritos como concordantes. En el Cañón Colorín se observa que la Formación La Casita tiene un espesor delgado o nulo (Imlay, 1937: lámina 4), en este trabajo menos de 10 metros de espesor de la Formación La Casita se reconocen, constituidos por arcosas de coloración verdosa y ocre, en estratos delgados, su contacto inferior está en rápida transición con la Formación La Gloria, pero su contacto superior es brusco y discordante con calizas de la Formación Taraises, que en esta localidad tiene un espesor delgado, no mayor a 40 metros, constituido en su base por capas de caliza mudstone en estratos de 30 cm., pero la parte superior es una caliza que incrementa su contenido siliciclástico. La capa de carbonato inferior tiene Tintinopsella carphatica y Calpionellites darderi y parece indicar una edad mas joven que Barriasiano, congruente con las observaciones de Imlay (1937) en el Cañón de Taraises. Su contacto superior está truncado por una superficie de incisión por erosión de conglomerados sobre las areniscas y calizas subyacientes. El conglomerado es de guijas y guijarros, con calizas y areniscas que provienen principalmente de la unidad subyaciente y que constituyen un depósito transgresivo, unidad que Imlay (1937) denominó Las Vigas. Las columnas estratigráficas descritas muestran que en ambas localidades el contacto Jurásico Cretácico es brusco y discordante, con ausencia de faunas del Berriasiano y que la base de la Formación Taraises es un tracto transgresivo, que se correlaciona con el límite de secuencia A y su respectivo tracto transgresivo (Figura 12). Por otro lado, el contacto superior de la Formación Taraises en el Cañón Colorín es discordante, pero en el Cañón Taraises es concordante y transicional con la unidad que sobreyace. Las litologías de ambas localidades indican que en el Cañón Colorín los ambientes corresponden a litofacies y biofacies proximales a la costa, mientras que en el Cañón Taraises el ambiente de depósito es comparativamente más distal de la costa. Otro rasgo observado en las localidades citadas, no

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obstante el cambio de espesor entre ellas, es que en la parte media de la Formación Taraises se profundiza el ambiente de depósito, para ser más somero en su cima, lo que conlleva a considerar un periodo de inundación y regresión posterior, correlacionable con los tractos MFZ A y RST A. La discordancia que sobreyace a la Formación Taraises en el Cañón Colorín se ubica en el Hauteriviano Inferior, mientras que en el Cañón Taraises se considera que hay concordancia correlativa hacia la base de la “Formación Las Vigas” o Carbonera (Eguiluz, 1990 b), por lo que se correlaciona con el límite de secuencia B referido para la Cuenca de Sabinas. En esas localidades las litofacies clásticas de ambiente litoral o deltaico subyacen en transición a calizas con areniscas denominadas Formación Parritas y ésta a su vez a la Caliza Cupido, que denotan una secuencia transgresiva, correlativa con el tracto TST B referido en este trabajo. Las evidencias de la discordancia C presente en la Cuenca de Sabinas no son obvias en este sector. Para este trabajo se observó en el Cañón de la Casita, Sierra de Parras, a la Formación La Peña y se correlaciona con el tracto de inundación C. Esta formación sobreyace a mudstone y wackestone de foraminíferos lagunares y bioclástos, con mas de 50 metros de espesor. A35 m debajo de la cima hay un intervalo de un par de metros con clástos de anhidrita calcitizada, asociada a una zona muy bioturbada (hardground), que pueden representar condiciones de exposición subaérea sobre la plataforma del Sistema Sedimentario Cupido y por lo tanto, pudiera ser éste horizonte correlativo con el límite de secuencia C y su respectivo tracto transgresivo, presente en la Cuenca de Sabinas y en el área de Saltillo. Boca de Arteaga. En el área al sur de Saltillo, Eguiluz (1990 b) propuso redefinir la nomenclatura de las litofacies clásticas del Neocomiano en el borde sur de la Isla de Coahuila, sin entrar en detalle de la nomenclatura para esta área, en la columna de Boca de Arteaga se reconoce en el límite

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Berriasiano – Jurásico una litofcies progradante y regresiva, formada por lutitas del Jurásico Superior que pasan a areniscas granocrecientes y lutitas con Parhabdolithus asper, Cretarhabdus sp., Cruciellipsis chiasta y Micrantholithus hoschulzi, cocolitos y nannoconus del Berriasiano (Barrier, 1997; Wilson y Pialli, 1997). La cima de la unidad tiene geometría de cuñas (top lap), truncadas por discordancia paralela correlativa con límite de secuencia A. Sobre esta discordancia hay una sucesión siliciclástica granodecreciente hacia la cima, con Olcostephanus sp., que subyece a una zona pelítica con Neocomites densicostatum, estos estratos subyacen a su vez a una sucesión siliciclástica progresivamente granocreciente a la cima, que pasa en transición a calizas de la Formación Cupido. La columna descrita y columnas aledañas indican que la transición de capas Jurásico – Cretácico prograda; que hay una superficie de erosión entre estratos de edad Berriasiano temprano; que los estratos del Valanginiano son un depósito transgresivo, que la cima Valanginiano y base del Hauteriviano Inferior es la mayor expresión de esta inundación, mientras que la culminación siliciclástica de estas columnas corresponde a un evento regresivo y progradante, en litofacies siliciclásticas de la Formación Carbonera, que gradúa a ambiente lagunar de la Caliza Cupido. Las litologías descritas revelan que en esta localidad cuando menos se reconoce, el límite de secuencia A, con su tracto transgresivo A, zona de inundación A y su tracto regresivo A, correlativo con otras columnas descritas en este trabajo (Figura 12). En esa localidad, en el tercio superior de la Caliza Cupido se observa una somerización en su depósito lagunar, con una superficie de erosión, que subyace a un espesor delgado de brechas de litoclástos de carbonatos, lutita y anhidrita calcitizada, las que a su vez pasan a carbonatos lagunares de baja energía, constituidos por mudstone y wackestone de miliólidos y bioclástos que pertenecen a la formación Cupidito. El conjunto litológico descrito subyace a la Formación La Peña, con la litofacies y biofacies características de esta unidad, por lo cual esta columna representa sobre la brecha referida, una sucesión estratigráfica transgresiva y de

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inundación respectivamente, que corresponden con el tracto regresivo B, límite de secuencia C, tracto transgresivo C y zona de inundación C, descrito en este trabajo para otras localidades del noreste de México. Galeana, N.L. En el área de Galeana y Rayones, N.L. hay estratos arenisca de granulometría variable incluidos entre de la Caliza Taraises, a los que Humphrey y Díaz (2003) designaron informalmente como formación Galeana. Al sureste de Galeana, N.L., afloran arcosas de grano grueso, con canales y laminaciones de estratificación cruzada, que gradúan hacia la cima a areniscas, limolitas calcáreas y caliza arenosa intercalada. Estas columnas fueron estudiadas por Michalzik (1988), quien considera que estas areniscas corresponden con ambientes de delta distal, prodelta y plataforma abierta, con proveniencia de la margen occidental de la paleoisla de San Carlos. La edad de las capas no es clara, los estratos inferiores a la arcosa contienen Acanthodiscus cf. ottmeri Neumays, Thurmannites, sp., Olcostephanus sp., Tintinopsella carphathica, T. longa, Calpionellopsis oblonga, C. simplex y Calpionella alpina, de alcance Berriasiano – Hauteriviano. Las capas superiores a la arcosa contienen Olcostephanus astieri d¨Orbigny, Microcalamoides confusus, Nannoconus steinmanni que pudieran ser Hauteriviano Superior, por lo tanto el depósito de la formación Galeana se interpreta como una regresión en la base y transgresión en la cima (Figura 12), correlativas en edad con la Formación La Mula de la Cuenca de Sabinas. Huizachal, Tamps. En el área de Huizachal, al oeste del túnel de la carretera Rumbo Nuevo, hay discordancia entre los estratos del Jurásico Superior y Cretácico. La sucesión de estratos jurásicos contiene conglomerados y areniscas que se repiten en escala decimétrica y forma rítmica, la capa de conglomerado arenoso superior contiene Suarites sp., que certifica la presencia de la base del Tithoniano Superior (Cantú, 1999). Las capas superiores de la Formación La Casita tienen

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truncamiento y subyacen en cambio brusco directamente a estratos de la Caliza Taraises con Tintinnopsella carpathica, Calpionella alpina y ausencia de la cima del Tithoniano Superior (zona de Paradontoceras sp) y posiblemente el Berriasiano (zona de Spiticeras sp., y Berriasella sp.). Una decena de metros sobre la Caliza Taraises hay caliza arcillosa, lutita y calizas mudstone con abundantes Karakaschiceras sp., Thurmannites sp. y Olcostephanus sp., de edad Valanginiano, estas capas en conjunto indican la profundización rápida del ambiente y por lo tanto, un tracto transgresivo y de inundación. Pocos metros en estratos superiores hay dolomías con pseudomórfos de yeso, sobre éstos reposan areniscas y calizas bio-horadadas, con lamelibranquios de ambiente lagunar, que indican una somerización del ambiente y por lo tanto, inducen a considerar una posible regresión. Estos estratos son cubiertos por caliza mudstone que vuelve a ser de ambiente profundo. El intervalo de la Formación Taraises está limitado en su base por cuñas geométricas que sobrelapan (on lap o down lap) a los estratos jurásicos, mientras que en la cima del intervalo Taraises sus capas son cuñas geométricamente traslapadas por truncamiento (top lap), con capas de caliza que pierden arcillosidad, son más gruesos y con geometría paralela. Por los datos anteriores se considera que: 1) la Formación Taraises descansa en discordancia paralela a capas del Jurásico Superior, 2) que estratos de la cima del Thithoniano Superior y Berriasiano pueden estar ausentes por no depósito o erosión, 3) que el intervalo inferior de la Formación Taraises corresponde a un tracto transgresivo, con su zona de inundación representada por la proliferación de amonitas del Valanginiano Superior, 4) que los estratos dolomitizados y con pseudomorfos de yeso, corresponden a la somerización de ambiente, confirmado por la sobreposición de areniscas y lamelibranquios, dentro de un proceso regresivo de posible edad Hauteriviano, que puede estar limitado por una conformidad correlativa (no observada en campo), 5) sobre las capas con lamelibranquios la suseción estratigráfica contiene Olcostephanus sp., y Distloceras sp., y su litofacies indica otra

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transgresión. La descripción anterior señala la presencia cercana de un alto paleogeográfico no descrito en trabajos anteriores. Estos datos sugieren que en esta área está presente el límite de secuencia A, con sus respectivos tractos transgresivo, de inundación y regresivo y que el límite de secuencia B, está presente como concordancia correlativa, con su tracto transgresivo B (Figura 12). Cuenca de Tampico. En la Cuenca de Tampico hay en la base del Cretácico un intervalo con calcarenitas, que ocupa una franja que se extiende en el subsuelo desde el área de Tuxpan, hasta Soto La Marina. Esta cuenca tuvo altos y bajos paleotectónicos en el Jurásico que influyeron en la sedimentación del Cretácico. Celestino (1976) indica que estas calcarenitas se depositaron en una cuenca con variaciones de batimetría somera y profunda, controlada por la paleogeografía, que las calcarenitas constituidas por wackestone y packstone de granos peletoides, en la base de la Formación Tamaulipas Inferior (cuerpo B), tienen un origen exógeno a la cuenca por presentar faunas bentónicas de gasterópodos, algas y ostrácodos, con rasgos diagenéticos peculiares de ambiente somero, pero transportadas a profundidad relativa por corrientes de turbidez, las cuales tienen laminaciones en mudstone y hay dolomitización de mudstone, similar a la que tienen las capas de la Formación Taraises al oeste del tunel de Huizachal. Por su contenido de Calpionellites neocomiensis, C. darderi, Tintinnopsella oblonga, T. carphatica con Calpionella alpina, C. elliptica y C. intermedia, se puede considerar a estos cuerpos olíticos en la base del Valangino con posible redepósito de fósiles del Berriasiano. Este cuerpo subyace a un horizonte de bentonitas considerado de edad Valanginiano. Por las evidencias descritas para las secciones de la Cuenca de Sabinas y las secciones regionales es posible que estas calcarenitas sean depósitos de abanicos de cuenca, alojados

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sobre una conformidad correlativa (límite de secuencia A), relacionada a la regresión regional observada en la base del Cretácico y a su correspondiente transgresión (Figura 12). Discusión. Cada discordancia o conformidad correlativa postulada en este trabajo corresponde a un límite de secuencia. En la mayoría de las columnas estudiadas se pueden reconocer dentro de las secuencias, un tracto transgresivo, un tracto regresivo y entre ambos una zona de inundación. En base a los datos paleontológicos y litológicos el límite de la secuencia A es posible ubicarlo entre la zona de Spiticeras sp y la zona de Thurmanniceras sp. y fósiles afines a estas edades. Por lo tanto se considera que este límite está situado entre el Berriasiano tardío y el Valanginiano temprano. El cambio litológico puede corresponde a un descenso relativo del nivel del mar y es coincidente con dos sucesos geológicos, por un lado un descenso eustático de escala global situado en 141 m.a. (Gradstein et al., 2004). Por otro lado, la discordancia coincide en edad con el movimiento estructural de la Falla de San Marcos, que se propone ocurrió entre el depósito de las capas Tanque Cuatro Palmas, del Jurásico, y la Formación San Marcos, del Cretácico Inferior (González y colaboradores, 2008). En el caso de un cambio relativo del nivel del mar el evento está documentado alrededor del mundo (Vail et al., 1977; Haq et al., 1988; Gradstein et al., 2004) y las evidencias mostradas indican que el norte de México esta incluido en este evento global. Imlay (1936) considera que la disminución de lutitas durante este tiempo tiene un significado climático y lo atribuye a condiciones de aridez. Por otro lado, en este tiempo existen movimientos tectónicos en el Sistema Cordillerano (Nevadiano y Sevier), asociados a la tectónica de placas del oeste de Norteamérica (Drewes, 1991), que pudieron influir en el movimiento de la falla de San Marcos, en este entorno geodinámico existe la disyuntiva para resolver cual de los dos eventos tuvo mayor influencia en esta regresión. En el Sistema Cordillerano también se reconoce una discordancia regional

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para esta edad (Drewes, 1991), por lo tanto es posible que el cambio relativo del nivel del mar predomina sobre la tectónica. Con base en la presencia de Thurmanniceras, sp., y fósiles afines a esta edad, el tracto transgresivo A inició en el Valaginiano Inferior. El decremento de arenosidad en la sucesión estratigráfica hacia su cima y aumento de granulometría fina, con biofacies plactónica, o bien agradación en depósitos marginales a la cuenca, indica que esta sucesión es transgresiva y está colmatada por la zona de inundación A. El contenido paleontológico de esta inundación está representado por Acanthodiscus radiatus y otros fósiles indicados en este trabajo y corresponde al Valanginiano Superior- Hauteriviano Inferior, la resolución paleontológica no permite mayor aproximación, esta inundación por correlación posiblemente se ubique en la proximidad de 134.6 m.a. (Gradstein y colaboradores, 2004). Con base a la integración de datos bioestratigráficos e isótopos de δ13 C y δ18 O, obtenidos de dos columnas de la Sierra Madre Oriental (Huasteca y San Lucas), Adatte et al., (2001) proponen que los valores máximos de δ13 C, en la parte superior de las columnas que pertenecen al Valanginiano Superior, corresponden con una elevación del nivel del mar, por el incremento de CO2 en la atmósfera. Por el contrario, para el Valanginiano Inferior los valores bajos de δ13 C, indican un enfriamiento atmosférico, asociado a descenso del nivel del mar, como consecuencia climática de varios factores, lo que pudo originar una regresión de las líneas costeras en las márgenes de las cuencas. La resolución palentológica y escalas de tiempo pueden originar discrepancias para ubicar los límites en edad de los eventos en este trabajo. Sobre la inundación arriba citada el registro litológico es granocreciente, el modelo de depósito es progradante y termina con una discordancia (limite de secuencia B). No hay bases paleontológicas para controlar la edad de esta discordancia B, solamente su posición estratigráfica pueden situarla en una posible edad Hauteriviano Superior y de ser así, podría

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corresponder a ser candidata correlativa con el descenso del nivel del mar registrado en 131.6 m.a. (Gradstein y colaboradores, 2004). Para este tiempo no existen registros de actividad tectónica en el noreste de México, por lo tanto es probable que el norte de México participo de este evento eustático global. Sobre el límite de secuencia B está un tracto transgresivo. En el borde de la plataforma Cupido la presencia del foraminífero bentónico Vercorsella wintereri y algas Salpingoporella cf. annulata sugieren una edad Hauteiviano (Murillo y DorobeK, 2003). Este tracto culmina con la zona de inundación B, ésta se reconoce dentro del tercio superior de la Formación La Virgen por un cuerpo de litofacies de carbonatos lagunares con ausencia de evaporitas (miembro IV), que está limitado por paquetes de evaporitas y carbonatos (miembros III y V). Los miembros superiores de la Formación La Virgen (IV y V) se observan en secciones sísmicas cubriendo a los altos paleogeográficos, mientras que los miembros I, II y III de la misma formación “onlapan” en forma de cuñas transgresivas a esos altos. Los organismos bentónicos contenidos en la Formación La Virgen no permiten asignar una edad a estas rocas. En este trabajo subjetivamente se ubica esta zona de inundación alrededor de los 126 m.a., tomando como base las secuencias propuestas por Gradstein et al. (2004). El ciclo sedimentario anterior termina con un tracto regresivo, los depósitos lagunares se somerizan y terminan con la discordancia C, como límite de secuencia. Con los organismos bentónicos no se tiene apoyo paleontológicos para controlar la edad de esta discordancia, pero por su posición estratigráfica se especula que pudieran tener correlación en edad con un cambios eustático propuesto a escala global en 124 m.a. (Gradstein et al., 2004). Maldovanyi y Lohmann (1984) identifican en la Caliza Cupido relaciones de isótopos de δ13 C y δ18 O, que indican condiciones de ambiente de exposición subaérea, que desarrolló ambiente vadoso en esta unidad y que pueden relacionarse con un abatimiento relativo del nivel marino. Murillo y Dorobek (2003) señalan que en la cima de la sección Cupido en el

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área de Bustamante, N.L., hay evidencias de alteración diagenética influenciada por agua meteórica, así como evidencias de exposición subaérea, que se infiere pueden relacionarse con la discordancia C, que en este trabajo y otros se ha propuesto (Goldhammer, 1999). Para este tiempo en la región no se tiene evidencia de actividad tectónica, por lo cual puede proponerse que este límite está ligado a variaciones eustáticas globales. La zona de inundación más prominente en la secuencia C la representa la Formación La Peña, con litofacies arcillosas y biofacies pelágicas, que contiene varios géneros de Dufrenoyia, sp., Colombiceras, sp., Epicheloniceras e Hypacanthoplites sp., así como Nannoconus truitti Bronnimann, N. elongatus, Bronnimann, N. minutus Bronniman, su edad se posiciona en el Aptiano Inferior tardío e incluye el Aptiano Superior. Arthur y Schanger (1979) señalan que en el Barremiano – Aptiano Inferior pudieron existir condiciones de ambiente anóxico global. Por su asociación paleontológica esta inundación puede ser de edad 123 m.a. (Gradstein, et al., 2004) y corresponde a un evento anóxico global, en donde el noreste de México queda incluido. La frecuencia de los intervalos descritos en este trabajo con duración de 8 a 10 m.a, se puede jerarquizar como secuencias de segundo orden, de acuerdo a la clasificación propuesta por Catuneanu (2002). Es motivo de trabajo adicional considerar las tasas de subsidencia tectónica que pudieron contribuir para crear el espacio de acomodo a las secuencias descritas.

Conclusiones. En la Cuenca de Sabinas se reconocen tres límites de secuencia de segundo orden, vinculados con tractos transgresivos, regresivos y estadías de inundación y por su contenido palentológico pueden situarse en edad entre el Berriasiano al Aptiano. Estas secuencias tienen correlación con sucesiones estratigráficas similares observadas en la Cuenca de Chihuahua, en la margen sur de la paleoisla de Coahuila, en la margen occidental de la Isla de San Carlos, en

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el área de Huizachal y en el subsuelo de la Cuenca de Tampico. Con base en su posición estratigráfica estos limites pueden correlacionarse con cambios relativos del nivel marino de escala global, el más antiguo se propone por correlación ubicarlo en 141 m.a., otro en 131.6 m.a. y el limite mas joven en 124 m.a. A su vez se reconocen tres zonas de inundación y por su posición y correlación estratigráfica se propone ubicar en 134.6 m.a, 126 m.a. y 123 m.a. De acuerdo a la integración de datos, la influencia tectónica local parece quedar subordinada a los cambios relativos del nivel del mar de nivel global, pero esta idea requiere más datos para poderla confirmar. El trabajo presentado plantea nuevos retos estratigráficos al considerar que varias formaciones descritas en el intervalo Barriasiano – Aptiano tienen discordancias internas, que modifican el concepto litoestratigráfico y plantean revisar su concepto para modificar a ser consideradas como aloformaciones. En el caso del limite litoestratigráfico Jurásico - Cretácico puede tener un sentido mas congruente sí consideramos que el cambio litológico puede ser afectado por la interrupción del registro geológico con el límite de secuencia A, referido en este trabajo. Agradecimientos. Este trabajo se dedica a Zoltan De Cerna como reconocimiento a su labor desarrollada en pro del conocimiento geológico de México. Al Dr. Ismael Ferrusquilla V. por motivar la difusión del presente trabajo. El autor reconoce la meritoria labor de los editores Dr. Juan Carlos Montalvo y Dr. Gabriel Chávez Cabello y agradece su invitación para participar con este trabajo como un aporte en el conocimiento geológico del noreste de México. Al Dr. Abelardo Cantú Chapa por la determinación de algunos ejemplares de amonitas, sus comentarios y diálogos constructivos que contribuyeron a mejorar este trabajo. Se agradece al Maestro Daniel Olivares por sus sugerencias y apoyo en la determinación micropaleontológica de tintínidos del intervalo Cretácico. A la Maestra Natalia Amezcua Torres por sus sugerencias

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que mejoraron el presente escrito y a Petróleos Mexicanos por facilitar los datos que sustentan este trabajo. Referencias. Adate, Thierry; Stinnesbeck, Wolfgang, Hubberten, Hans; Remane Júrgen y López-Oliva, Guadalupe, 2001. Correlation of a Valanginian Stable Isotopic Excursion in Northeastern Mexico with the European Tethys. American Association Petroleum Geologists, in C. Bartolini, R.T. Buffler, and A. Cantú-Chapa, eds., The western Gulf of Mexico Basin: Tectonics, sedimentary basins, and petroleum systems: Memoir 75, p. 371-388. Alfonso, Zwanziger J., 1978, Geología regional del Sistema Sedimentario Cupido. Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, A. C. vol. 30, p. 1-55. Ahrn, W. M., 1973. The carbonate ramp: An alternative to the shelf model: Transactions of the Gulf Coast Association of Geological Sciences, v. 23, p. 221-225. Arthur, M. A., and Schlanger, S. O., 1979. Cretaceous “oceanic anoxic events” as casual factors in development of reef-reservoired giant oil fields, American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 63, p. 870-885. Barragán- Manzo, R. y Méndez-Franco, A. L., 2005. Towards a standard ammonite zonation for the Aptian (Lower Cretaceous) of northern Mexico. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 22 (1), p. 39-47. Barrier, Janine, 1997. Study of the coccoliths and nannoconus from the Taraises-Cupido shelf margin, northern Mexico. Bureau of Economic Geology, Report of Investigations o. 89, Cretaceous Carbonates of Texas & Mexico, Applications to subsurface exploration, D. G. Bebout and R. G. Loucks, editors, p. 295-298. Böese, Emil, 1923. Vestiges of an ancient continent in northeast Mexico, American Journal of Science, 5th Series, v. 206, p. 127-136, 196-214, 310-337.

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Pie de figuras en orden de aparición: Figura 1. Localización de la Cuenca de Sabinas y ubicación de las localidades en las secciones estratigráficas 1- 1´ a 5 – 5´ y la sección sísmica de la Figura 9. Tabla 1.Tabla de correlación estratigráfica del noreste de México para el intervalo Berriasiano – Aptiano. Edad en millones de años en base a la Comisión Internacional sobre Estratigrafía (ISC, Gradstein y colaboradores, 2004). T= transgresión, R= regresión, TST= tracto transgresivo, MFZ= zona de máxima inundación, HST= tracto de nivel alto, SB= límite de secuencia. Leyenda para las secciones estratigráficas Figura 2. Sección estratigráfica 1 – 1´. Figura 3. Sección estratigráfica 2 – 2´. Figura 4. Sección estratigráfica 3 – 3´. Figura 5. Sección estratigráfica 4 – 4´. Figura 6. Distribución paleogeográfica de litofacies para la base del tracto transgresivo en el Valanginiano Inferior. Figura 7. Distribución paleogeográfica de litofacies para la zona de inundación en la cima del Valanginiano Superior – Hauteriviano Inferior. Figura 8. Distribución paleogeográfica de litofacies para el tracto transgresivo en el Hauteriviano Superior. Figura 9. Sección sísmica entre las sierras de Obayos y Peyotes. Se observan los acuñamientos transgresivos de las unidades jurásicas y del Cretácico Inferior (La Virgen) sobre el Bloque de Tamaulipas. Escala vertical en milisegundos. Figura 10. Distribución paleogeográfica de litofacies del miembro V de la Formación La Virgen, el borde del Sistema Sedimentario Cupido y su cambio a litofacies de cuenca de la Formación Tamaulipas Inferior en el Barremiano. Figura 11. Modelo de depósito para la formación Cupidito, su relación con el límite de secuencia 124 ma y la retracción del borde de la plataforma del Sistema Sedimentario Cupido. Figura 12. Sección regional con la correlación de columnas estratigráficas que muestran las discordancias que representan los límites de la secuencia A y su respectiva zona de inundación. En algunas localidades el límite de secuencia B se puede observar como otro límite de secuencia discordante o como conformidad correlativa.

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Figura 1

Tabla 1

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Leyenda para las secciones estratigráficas

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Figura 2

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Figura 3

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Figura 4

48

Figura 5

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Figura 6

Figura 7

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Figura 8

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Figura 9

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Figura 10

Tabla 2

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Figura 11

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Figura 12

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