Paleontología Mexicana

1. Introducción

El control cronoestratigráfico de las unidades litológicas que circundan el Golfo de México se apoya en la bioestratigrafía de alta resolución (abundancia, acmé, variedad, aparición y extinción de conjuntos de microfósiles) de foraminíferos bentónicos, planctónicos (Meneses, 1950; Rodríguez-Lozano, 1976; Segura et al., 2006) y de nanoplacton calcáreo (Sánchez y Salmerón, 1995). El registro de moluscos del Paleógeno en la planicie costera del Golfo de México en los Estados Unidos de América y México es escaso, no obstante, su gran abundancia. En el noreste de México pocos trabajos describen la taxonomía de moluscos para dar la edad en las unidades litoestratigráficas que afloran en la Cuenca La Popa (Vega y Perrilliat, 1989; Perrilliat y Vega, 2003; Vega et al., 2007; Perrilliat et al., 2008) y en la Cuenca de Burgos (Kane y Gierhart, 1935; Gardner, 1945; Izaguirre, 1956; Perrilliat, 1963; Hernández-Ocaña et al., 2018; Guajardo-Cantú et al., 2019).

Los afloramientos de rocas del Eoceno Tardío en la Cuenca de Burgos son escasos, el estudio de ambientes de depósito para la Formación Yegua ha sido publicado por Eguiluz (2009, 2011), pero para la Formación Jackson se restringe a bosquejos generales (Izaguirre, 1956; Echanove, 1986). Petróleos Mexicanos ha obtenido datos de numerosos pozos para interpretar con gran detalle ambientes de depósito en la Formación Jackson de esta cuenca (Reyes-Hernández, 2014; Garza-Vela y Aguirre-Castañeda, 2016), pero desafortunadamente la difusión de esta información es limitada y poco descriptiva en el contexto de análisis de secuencias estratigráficas, comparada con modelos de depósito publicados para el Eoceno Tardío de Texas, Luisiana y Alabama (Galloway et al., 1991).

La presencia de Crassostrea cf. alabamiensis reconocida en la sección estratigráfica que se describe en este trabajo es un aporte que adiciona nuevos datos a la escasa información existente de moluscos para el Eoceno Tardío de México, de la concha de este fósil se tomó una muestra para el análisis isotópico. Para establecer un estándar en considerar la edad absoluta del Eoceno se admite el consenso de la Unión Internacional de Ciencias Geológicas (IUGS, 2020) que define el dato cronológico del límite inferior del piso Priaboniano, con la edad de 37.8 ± 0.2 Ma, mientras que el límite superior de este piso corresponde a 33.9 Ma. En la Cuenca de Burgos no hay datos de isotopía para el control cronoestratigráfico de las sucesiones sedimentarias, este trabajo aporta por primera vez datos de Sr para el control de edad en una sección estratigráfica. La descripción estratigráfica que se realiza en este trabajo contribuye a una interpretación del ambiente de depósito para el miembro inferior de la Formación Jackson.

2. Antecedentes

La Formación Jackson tiene una evolución de nomenclatura compleja y el uso de este apelativo en la Cuenca de Burgos es tema de controversia. Como antecedentes cabe señalar que Conrad (1856) introdujo este nombre para referir estratos del Eoceno Superior expuestos en Luisiana, Misisipi y Alabama. Hilgard (1873) publicó una síntesis sobre la historia geológica del Golfo de México en la que describió numerosos afloramientos de la costa oriente de Norteamérica (Texas, Luisiana, Misisipi, Alabama y Arkansas), en los que agrupó como Serie Gran Golfo (Grand Gulf Series). En su trabajo empleó el nombre Jackson para identificar un grupo litológico particular y simultáneamente designar un periodo de depósito distinguible por su contenido fosilífero (Zeuglodon cetoides Owen, 1839; Venericardia planicosta Lamarck, 1801, etc.), equivalente al Eoceno Tardío de Europa, ambos conceptos (litología y edad) como sinónimos y de aplicación ambigua. Estudios estratigráficos y paleontológicos posteriores (Penrose, 1890; Dumble, 1892, 1924; Veatch, 1906; Harris, 1919; Deusen, 1924; Ellisor, 1931, entre otros) evolucionaron en el conocimiento estratigráfico en dos corrientes paralelas; unos registraron transgresiones y regresiones mayores, agrupadas como sucesiones litoestratigráficas, mientras que otros reconocieron conjuntos taxonómicos que designaron como series o pisos cronoestratigráficos, vinculados de forma natural con la estratigrafía del Cenozoico en Norteamérica, equiparables a pisos de Europa. En el caso particular, para designar a una unidad litológica como formación o grupo (Jackson) y al conjunto de fósiles que definen el lapso cronológico específico como piso (Jacksoniano). Esto ha originado una larga historia de uso impreciso, que sigue causando confusión en la actualidad (Murray y Wilbert, 1950; Eargle, 1959, 1972; Siesser, 1984; Westgate, 2012).

En Alabama, Luisiana, Arkansas y noreste de Texas, el Grupo Claiborne originalmente incluyó diversas unidades litológicas, desde la Formación Carrizo (en la base), hasta la Formación Cook Mountain y Crockett (en la cima). Su contenido fósil dio origen para establecer el piso Claiborniano en el Eoceno Medio. El nombre Jackson es reconocido en Alabama, Luisiana y noreste de Texas como un grupo que integra varias formaciones (Moody Branch, Cocoa Sand, Yazoo y Fayette), mientras que en Arkansas designa sólo a una unidad litológica (White Bluff tripartita o Formación Jackson indiferenciada en otras unidades). En el suroeste de Texas, sobre la Formación Yegua, varias unidades litológicas (formaciones Caddell, McElroy y Whitsett) integran el Grupo Jackson (Figura 1).

El intervalo cronoestratigráfico Jacksoniano se ubicó sobre el piso Claiborniano, en este piso se excluyó a las formaciones Yegua, Coockfield, Gosport y al Grupo Jackson. Estas litologías de edad jacksoniana corresponden al Bartoniano Tardío y Priaboniano de los pisos de Europa. La discusión de este tema no es trivial cuando se vincula el alcance estratigráfico de un fósil particular con la formación que lo contiene y crea incertidumbre para ubicar la edad del estrato. Mayor profundidad de este tema sale de los alcances de este trabajo y se remite al lector a fuentes apropiadas (Sellards et al., 1932; Murray y Wilbert, 1950; Eargle, 1959, 1972; Siesser, 1984).

En la Cuenca de Burgos (noreste de México) se emplea la mayor parte de la nomenclatura litoestratigráfica extrapolada de Texas y el nombre Jackson se admitió, pese a las dificultades que presenta la evolución nomenclatural que se ha descrito, aunado a los cambios litológicos y a su difícil correlación con respecto a su lejana ubicación con las secciones tipo. Las compañías petroleras que iniciaron la exploración de la Cuenca de Burgos usaron los nombres Yegua y Jackson, de manera convencional y práctica, para ubicar por posición estratigráfica a las unidades litoestratigráficas más jóvenes del Eoceno. Cervera del Castillo (1950) adoptó los nombres Yegua y Jackson como formaciones, pero esta última, con las subdivisiones informales inferior, medio y superior, propuesta que han seguido de forma tácita publicaciones diversas (Perrilliat, 1963; Servicio Geológico Mexicano, 2004; Ortíz-Urbilla y Tolson, 2004; Eguiluz, 2009, 2011, etc.). La subdivisión tripartita de la Formación Jackson en la Cuenca de Burgos se basa en cambios litológicos y contenido micropaleontológico, que identifica ciclos de transgresión y regresión de alta frecuencia (en intervalos de corto tiempo relativo), que pueden estar o no separados por discordancias como secuencias estratigráficas.

La presencia de Globigerinatheka semiinvoluta (Keijzer, 1945), Eponides yeguaensis (Weinzierl y Applin, 1929), Nonionella cockfieldensis (Cushman y Ellisor, 1933), Truncorotaloides rohri (Brönniman y Bermudez, 1953), Globigerinatheka barri (Brönnimann, 1952), distinguen bioeventos vinculados a foraminíferos bentónicos y planctónicos en las formaciones Yegua, Cockfield y Gosport (Ellisor, 1931; Rosen et al., 1994; Segura et al., 2006). La extinción de los foraminíferos anteriores y aparición de Textularia dibollensis (Cushman y Applin, 1926), así como el cambio litológico, identifica el bioevento en las formaciones Jackson inferior (Caddell, Fayette, Moody Branch y White Bluff); Textularia hockleyensis (Cushman y Applin, 1926) y Massilina humblei (Cushman y Ellisor,1932), se reconocen en el bioevento de las formaciones Jackson medio (McElroy, Fayette, Moody Branch y Yazoo); Hantkenina alabamensis (Cushman, 1924), Turborotalia cerroazulensis cerroazulensis (Cole, 1928), Marginulina cocoaensis (Cushman, 1925), Bulimina jacksonensis (Cushman, 1925), Nonionina witsettensis (Cushman y Applin, 1926), distinguen el bioevento en las formaciones Jackson superior (Witsett y Fayette). La extinción de estas últimas especies y la aparición de Pseudohastigerina micra (Cole, 1927) y Cibisidoides pippeni (Cushman y Garrett, 1938), entre otros foraminíferos, aunado al cambio litológico, definen el bioevento en la base de la Formación Vicksburg (Bernabé-Martínez et al., 2003). Discoaster lodoensis (Bramlette y Riedel, 1954), D. saipanensis (Bramlette y Riedel, 1954) y D. barbadiensis (Tan, 1927) y Nanotetrina fulgens (Martini y Stradner, 1960), como nanoplancton, caracterizan al Eoceno en la planicie costera del Golfo de México (Sánchez y Salmerón, 1995). De acuerdo con Berggren y Pearson (2005) Truncorotaloides rohri (Brönniman y Bermudez, 1953), Morozovella spinulosa (Cushman, 1927) y Morozovella crassata (Cushman, 1925b) definen la biozona de foraminíferos plactónicos E 13 (40.0 – 38.0 Ma). Eponides yeguaensis (Weinzierl y Applin, 1929), Nonionella cockfieldensis (Cushman y Ellisor, 1933) se incluyen en la cima de la biozona Globigerinatheka semiinvoluta (Keijzer, 1945) E 14 (38.0 – 35.8 Ma), en esta biozona se ubica el límite Bartoniano–Priaboniano (37.8 ± 0.2 Ma). Textularia hockleyensis (Cushman y Applin, 1926) y Massilina humblei (Cushman y Ellisor, 1932) se incluyen en la bizona Globigerinatheka index (Finlay, 1939) E 15 (35.8 a 34.3 Ma), mientras que Bulimina jacksonensis (Cushman, 1925a), Marginulina cocoaensis (Cushman, 1925) y Turborotalia cerroazulensis cerroazulensis (Cole, 1928), en la biozona Hantkenina alabamensis (Cushman, 1924) E 16 (34.3 – 33.9 Ma), en la cima del piso Priaboniano.

Varios moluscos colectados en la Cuenca de Burgos por Gardner (1945) fueron descritos por Perrilliat (1963), como Ostrea compressirostra (Say, 1824); O. contracta (Conrad, 1855) y O. contracta amichael (Gardner, 1945), los dos últimos fósiles obtenidos en la Formación Jackson (Perrilliat, 1963). Según Gardner (1945), O. contracta Conrad, s.s., es probablemente un descendiente de la subespecie amichael y O. contracta amichael fue referida impropiamente como Ostrea (Crassostrea) alabamiensis. Los ensambles paleontológicos pueden tener variaciones en distribución, alcance estratigráfico y concurrencia ocasionadas por diferentes causas (paleolatitud, paleoecología y otras razones, amén del criterio adoptado por el autor, Berggren y Pearson, 2005), o pueden ser subjetivas y dificultar asignar la edad a una litología particular.

3. Método de estudio

El trabajo que aquí se presenta consistió en la observación, descripción e interpretación de un afloramiento que pertenece a la base de la Formación Jackson. La sección litoestratigráfica se localiza a 12 km al suroeste de Ciudad Camargo, Estado de Tamaulipas. Con un posicionador satelital Garmin e-Trex, serie uno (datum WGS84), el punto de partida de la sección se ubicó al pie de la cortina del vertedero de la presa Marte R. Gómez, con coordenadas Universal Transversa Mercator (UTM) 509,096 m Este y 2 900,385 m Norte, siguiendo 1,500 m aguas abajo sobre el cauce del río San Juan (Figura 2). La medición con báculo permitió llevar el control para la toma de datos y muestras con las que se elaboró una sección estratigráfica. La descripción de textura y mineralogía de los componentes se realizó en muestra de mano con lupa (X 12), la estimación porcentual de su composición mineralógica se realizó mediante un patrón de comparación visual. Mediante el diagrama ternario de McBride (1963), que integra la suma de cuarzo, pedernal y cuarcita en un extremo y segrega al contenido de feldespato y fragmentos de líticos en extremos opuestos, se clasificó el tipo de arenisca en la sección. Las imágenes Google Earth y Google Maps, combinadas con la carta geológico-minera G14-5 del Servicio Geológico Mexicano (2004), facilitaron el control estructural y posición estratigráfica apropiada. Con cámara digital se obtuvieron en el campo imágenes que permitieron en gabinete identificar fósiles y trazas.

Un fragmento del molusco Crassostrea cf. alabamiensis colectado en la sección se empleó para los análisis isotópicos de Sr. Estos se realizaron con un espectrómetro de masas con fuente iónica térmica marca THERMO SCIENTIFIC MODELO TRITON PLUS, instalado en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS) en el Instituto de Geofísica, UNAM. El espectrómetro TRITON cuenta con nueve colectores Faraday ajustables y cinco contadores iónicos. Todas las mediciones se hicieron de manera estática. Las muestras de Sr se cargaron como cloruros sobre filamento doble de renio y se midieron como iones metálicos. En cada corrida se analizaron 60 relaciones isotópicas para Sr. El software integrado arroja outliers dependiendo de la estabilidad de la señal durante la adquisición de datos. Los valores (1sd = ±1σabs) se refieren a los errores durante la medición, en los últimos dos dígitos 1 SE (M) = 1σabs /raíz n. Todas las relaciones isotópicas de Sr se corrigieron por fraccionamiento de masas vía normalización a 86Sr/88Sr = 0.1194. Valores del LUGIS para el estándar NBS 987 (Sr): 87Sr/86Sr = 0.710253 ± 12 (±1σabs, n = 82). El blanco analítico obtenido en el tiempo de los análisis de las muestras de este trabajo resultó: 0.23 ng Sr (blanco de química).

4. Litoestratigrafía

La sección estratigráfica objeto de estudio está constituida aproximadamente por 30 metros de espesor (Figura 2). En la base hay 15 metros de arcosa lítica (FR 55%, Q+P 25%, F 20%) de grano medio, subredondeado a bien redondeado. Los constituyentes principales observados con lupa y estimación porcentual son cuarzo (Q=20%), pedernal (P=5%), líticos (FR) de caliza (30%), roca ígnea (10%), arenisca (15%) y feldespato (F=20%), con accesorios de muscovita y minerales pesados, cementados por carbonato de calcio, todo el conjunto en color crema claro. Su estratificación es en capas de 60 a 80 cm de espesor, su ordenamiento interno tiene laminación cruzada de ángulo alto, bidireccional con estratificación flaser simple, hay ondulitas, rizaduras de corriente y conjuntos individuales de capas que tienen truncamiento (Figura 3a). Esta litología se amalgama en conjuntos y simula ser masiva, contiene pistas de Thalassinoides isp. y Ophiomorpha isp. (Figura 3b) y en ella están inmersas conchas bien conservadas de ostras que se identificaron como Crassostrea cf. alabamiensis y fragmentos de éstas (Figura 4). Esta sucesión tiene porosidad intergranular y laminación que son características favorables para la permeabilidad. Intercalada en esta unidad hay cuerpos lenticulares de arenisca de grano muy grueso y conglomerado bien cementados (Figura 5), de 0.50 a 1 metro de espesor, su base corta a capas inferiores de estratos de arenisca conglomerática y los clastos flotan en soporte de arena que decrece el tamaño de grano a la cima, varias concreciones de caliza arenosa están presentes. La litología anterior subyace a un cuerpo de 1.5 a 2.0 metros de espesor de caliza arenosa de grano fino, con laminación paralela (Figura 6a) y sobre ésta, destaca un intervalo con predominio de limolita con lentes discontinuos de arenisca con laminación cruzada (estratificación flaser), de color gris obscuro, con 2.0 metros de espesor. Este intervalo subyace a un cuerpo de rizolitos (Figura 6b) con estructuras reticuladas, de 1 a 1.5 cm, con un metro de espesor, que tiene Stromatopora parvipora. En ascenso estratigráfico hay un intervalo decimétrico de caliche que subyace a una superficie irregular, sobre la que hay estratos de limolita, yeso y arenisca de grano fino a grano medio, con ordenamiento interno de laminación paralela de ángulo bajo, en capas delgadas, intercalada con posibles tobas. Todo el conjunto sobresale por su coloración rojo marrón, guinda y verde, con 8 metros o poco más espesor (Figura 5), esta coloración, litología y moluscos originó que esta unidad fuera referida como Formación Yegua, de edad Bartoniano (Kane y Gierhart, 1935), pero en este trabajo se analiza tal aseveración. La cima de la sección subyace a una superficie irregular, formada por gravas de arenisca y caliza poco consolidada, con fragmentos de madera fósil, que posiblemente pertenece a la Formación Norma del Oligoceno.

5. Discusión

5.1 Paleontología y cronoestratigrafía

Ostrea (Crassostrea) alabamiensis (Lea, 1833) no es un fósil reconocido en el piso Claiborniano (Lea, 1833; Westgate, 2008, 2012), es un molusco poco común colectado en estratos de las formaciones Gosport y Moody Branch, en Alabama (Palmer y Brann, 1965; Toulmin, 1977), Colombia (Anderson, 1920) y en Arkansas (Westgate, 2008, 2012), colectado en estratos de edad Jacksoniano. El único ejemplar mexicano de esta especie que tenemos noticia se restringe a una localidad imprecisa de la Formación Bateque (Eoceno Temprano a Tardío), en Baja California (ejemplar FI-M 610 depositado en la colección de la Facultad de Ingeniería, UNAM). El estudio morfológico comparativo de las ostras es complejo al presentar una misma especie diferencias significativas de acuerdo con el medio en donde se desarrollan. Lea (1833) definió brevemente la especie Ostrea alabamiensis s.s., a partir de una valva de concha subelíptica, crenulada en ambos lados, con una cúspide curvada hacia atrás y puntiaguda, de 52 mm (2.1”) de longitud y 32 mm (1.5”) de amplitud, con su cara externa rugosa, esta valva fue colectada en arenisca de la Formación Gosport (Bartoniano Tardío–Priaboniano Temprano). La morfología del ejemplar de Crassostrea cf. alabamiensis colectado en este trabajo corresponde a la valva izquierda de una ostra, que conserva su composición de carbonato de calcio, color gris claro a pardo, la concha es grande y gruesa, con 118 mm de alto, 65 mm de ancho y 28 mm de grosor, con forma subtriangular a espatulada y convexidad poco desarrollada. La cara externa muestra ornamentación formada por sutiles láminas de crecimiento transversal, subrectilíneas o ligeramente onduladas, con costillas ausentes (Figura 4A–D) y el umbón bien definido. El ejemplar colectado (localidad UTM 509,476 m Este; 2,900,351 m Norte) se encuentra depositado en la Universidad Nacional Autónoma de México, colección paleontológica de la Facultad de Ingeniería, con la ficha de identidad UNAM-FI-4231. Imágenes de campo obtenidas en la sección estudiada muestran valvas de ostra (Figura 4I y J) que preliminarmente presentan una gran similitud al compararse con la valva de Crassostrea alabamiensis colectada en Baja California (Figura 4 E–H). Las características morfológicas del molusco referido en este trabajo presentan ligera discrepancia con la descripción del holotipo alabamiensis referido por Lea (1833), aquí el tamaño es mayor y la forma subtriangular a espatulada de la concha sugieren considerar con razonable duda confirmar esta especie, para lo que se sugiere un trabajo taxonómico.

En estratos de las formaciones White Bluf, en Arkansas (Westgate, 2008, 2012), Gosport y Moody Branch, en Alabama (Palmer y Brann, 1965; Toulmin, 1977), se cita la presencia de Crassostrea alabamiensis vinculada al molusco Venericardia planicostata Lamarck, 1801 y vertebrados Basilosaurus cetoides Harlan (1834); Zygorhiza kochii (Carus, 1847) y Pterosphenus schucherti (Lucas, 1898), fósiles distintivos del Jacksoniano (Bartoniano Tardío–Priaboniano), pero hay incertidumbre en cuanto al rango estratigráfico que alcanza la ostra. La litología de la sección estratigráfica estudiada en este trabajo carece de foraminíferos, por lo que no es posible por este medio conocer su edad. La presencia de Crassostrea cf. alabamiensis en la sección aquí estudiada, identificada como la base de la Formación Jackson inferior, se propone en una posición estratigráfica en el Eoceno Tardío (Priaboniano) mediante la edad que el análisis de Sr aporta. Este fósil es propio de ambiente salobre o hipersalino, alojado en estuarios y lagunas protegidas del oleaje, por lo que es un buen indicador del ambiente en el que vivió.

A continuación, se compara el ejemplar aquí estudiado con otras especies de ostreidos reportadas por Gardner (1945) en la Formación Jackson del noreste de México y Norteamérica.

Ostrea contracta amichael Gardner, 1945. Tiene una concha más gruesa y pesada, su valva externa está laminada, el área de charnela más larga se fortalece con el crecimiento de la concha (Figura 7 A, B) y ha sido frecuentemente confundida con Crassostrea alabamiensis Lea, 1833 (Figura 7 C).

Ostrea contracta Conrad, 1855. La forma alargada y angosta, con su valva izquierda caracterizada con marcada convexidad hace que sea fácilmente diferenciable de Crasostrea alabamiensis.

Ostrea compressirostra Say, 1824. Perrillat (1963) describe esta especie en unidades estratigráficas más viejas a la Formación Jackson y presenta una clara diferencia en su concha por su forma orbicular y costillas concéntricas con respecto a Crassostrea alabamiensis.

Ostrea georgiana Dall, 1898. El enorme tamaño de su concha es similar a Ostrea virginica, los ejemplares jóvenes retienen la fina estructura radial epidérmica que es distintiva y característica constante en Crassostrea alabamiensis. Ostrea georgiana es un conspicuo y prominente fósil encontrado en el Eoceno Tardío de Texas y descrito en la Formación Jackson de la Cuenca de Burgos (Kane y Gierhart, 1935).

Ostrea trigonalis Conrad, 1855. Ha sido reconocida en la cima del Grupo Jackson del estado de Misisipi. La distinción de esta especie se encuentra en la estructura vermicular robusta en las márgenes frente al área de charnela, particularmente en la valva derecha y tamaño superior a Crassostrea alabamiensis.

En la Cuenca de Burgos no existen estudios publicados sobre isotopía de 87Sr/86Sr, carbón-oxígeno (δ13C/δ18O), fechamientos con zircones (U-Pb), huellas de fisión (fision track), u otras técnicas similares para el control cronológico, ambiental, o evolución de la subsidencia de las diferentes unidades litológicas depositadas durante del Cenozoico. El control para ubicar la posición estratigráfica y edad de las diferentes formaciones que afloran en esta cuenca se basa en los principios de la ley de sobreposición, relaciones de contacto estratigráfico y con los limitados estudios macropaleontológicos publicados citados en la introducción. En el subsuelo el control de edad se apoya en biozonas mediante la aparición, extinción y abundancia de conjuntos de foraminíferos y nanoplancton calcáreo. Con bioestratigrafía de alta resolución, registros geofísicos de pozos y sísmica 2D y 3D, Petróleos Mexicanos ha elaborado para esta cuenca numerosos y excelentes modelos de depósito y análisis de secuencias estratigráficas (Bernabé-Martínez et al., 2003; Eguiluz, 2009, 2011, etc.), pero hay ausencia de datos de isotopía que puede emplearse para un control cronológico adicional para registrar hiatus, discordancias, condensación de secciones, evolución volcánica y otros eventos geológicos.

La composición 87Sr/86Sr del agua marina en el registro geológico retenida en el carbonato en la concha fósil (baja en Mg), es un método que permite obtener una aproximación adecuada para establecer la edad del depósito sedimentario. Las variaciones de 87Sr/86Sr reflejan cambios en el registro de la salinidad de agua marina, originada por sistemas hidrotermales submarinos que fluyen del manto terrestre y el agua que proviene por ingreso fluvial o glacial. Estas variaciones han sido registradas durante el Eón Fanerozoico y representadas mediante curvas gráficas que sirven de patrón de comparación, obtenidas por instrumentos cada vez más sofisticados (Veizer et al., 1999; McArthur et al., 2012). Esta técnica resulta muy apropiada en el registro cronológico del Cenozoico debido al aumento pronunciado y bien definido de 87Sr/86Sr, por ser la sedimentación de una edad más joven que otras sucesiones sedimentarias en donde la muestra de análisis (concha fósil) ha sido afectada por diagénesis. La relación 87Sr/86Sr obtenida de la concha de Crassostrea cf. alabamiensis (en este trabajo) intercepta varias posibles edades: 36.75 (+2.65/-2.05), 42.60 (+1.10/-1.70), 46.35 (+1.80/-1.20) y 54.90 (+3.45/-2.05) Ma (Tabla 1, Figuras 8 y 9). De acuerdo con la posición estratigráfica de la sección estudiada y su contenido paleontológico, la edad viable seleccionada es de 36.75 (+2.65/-2.05) Ma, con un margen aceptable de -2.05 Ma, para ubicar a Crassostrea cf. alabamiensis en la base de la Formación Jackson (Figura 8). No es posible seleccionar para la muestra que aquí se analiza una edad más vieja para litologías tan diferentes como las formaciones Cook Mountain, Weches o Wilcox, aunado a la edad del molusco colectado en este trabajo.

5.2. Ambiente de depósito

Se interpreta que las litologías descritas en este trabajo corresponden a varios subambientes sedimentarios. En la base de la sección hay una sucesión de arenisca de grano bien redondeado y grano medio homogéneo, que posiblemente indica madurez avanzada y selectiva en el transporte de sus componentes. Tiene estratificación laminar cruzada de ángulo alto, bidireccional, con estratos truncados en la cima (Figura 3a) y estratificación flaser simple, que es propia de flujo hidrodinámico de energía moderada a alta, que suele ser generado por oleaje y corriente de intermarea (Reineck y Wunderlich, 1968), entre la desembocadura de canales y barras de costa (Price, 1951). Los cuerpos de arenisca de grano grueso que soportan clastos de conglomerado, con geometría lenticular y lateralmente discontinuos (Figura 5), sugieren un flujo en suspensión y tracción en cauce de canales fluviales anastomosados en la desembocadura de lagunas costeras (Plint, 2010). Las trazas de Ophiomorpha isp., Thalassinoides isp., fragmentos y ejemplares completos de conchas gruesas de Crassostrea cf. alabamiensis (Figuras 3b y 4) son comúnmente asociados a subambiente lagunar o de estuario y se vinculan con un medio salobre o hipersalino (Dalrymple y Choi, 2007; Dalrymple, 2010). La litología anterior está cubierta por limolita, arenisca calcárea, caliza arenosa con rizolitos de ambiente lagunar, que subyace a un cuerpo con predominio de limolita y rizaduras de lentes de arena (estructura flaser, Figura 6a), que se asocia a un ambiente con corriente intermitente que se genera por cambio hidrodinámico del flujo en planicies de intermarea. El cuerpo superior con rizolitos y posibles formas de Stromatopora parvipora corresponden a un medio de manglar (Figura 6b). La cima de esta sucesión pasa a capas de limolita y lutita con laminación paralela y cruzada de ángulo bajo e intervalos de caliche y yeso, con posible bentonita, de colores rojo, verde y gris. Se interpreta que estas litologías se asocian a un flujo hidrodinámico laminar de baja energía y a un ambiente fluviolacustre, formación intermitente de suelo y acumulación de material volcánico, en una planicie de inundación subaérea con posible intemperismo de arcillas y oxidación (Mial, 1985). La toba que generalmente es reportada en esta formación es producto de vulcanismo piroclástico externo a esta cuenca.

Price (1951) denominó “costas dominadas por las olas” (wave-dominated coasts), a una morfología litoral en donde la energía de las olas predomina para controlar la dispersión y depósito de sedimento. La dinámica de la corriente asociada al oleaje construye una orilla sensiblemente llana, formada por arena de playa que forma islas de barrera alargadas y paralelas a la costa, generalmente con ausencia de lagunas en un extremo de su clasificación (strand plain), o bien, morfologías variantes de esta facies que tienen lagunas y hábitats intermareales dominantes (Boyd et al., 1992). Este tipo de costas dominadas por olas generalmente las asocian a un entorno geodinámico transgresivo (Boyle, 2010), sin embargo, Price (1951) y McCubbin (1982) no excluyen a este tipo de facies de ambientes regresivos (Figura 10). Registros geofísicos de los pozos G 2 y Tin 1B (Figuras 1 y 11) muestran que la Formación Jackson inferior tiene predominio arcilloso y en general se interpreta este intervalo como un evento transgresivo (Echanove, 1986 y Eguiluz, 2011), pero en estos registros la curva de rayos gama muestra intervalos que incrementa el contenido de arenisca a la cima y disminuye la arcilla (pozos MRG 1 y Na 1), la sucesión de facies que tiene la sección estudiada tiene similar apariencia con el registro del pozo MRG 1, con un cuerpo de arenisca parcialmente limpia en la base, cubierto por arcilla en la cima (Figura 11). Las características litológicas descritas para la sección estratigráfica de la Formación Jackson inferior y su interpretación de subambientes evoluciona como un estuario hacia un delta (Figura 9) y regionalmente es congruente con un medio sedimentario costero, dominado por combinación de marea y oleaje, sin predominio fluvial, con presencia de laguna y barras como ha sido descrito por Price (1951) y McCubbin (1982), pero incluido durante un episodio de transgresión mayor, similar con el ambiente propuesto para esta formación en Texas (Galloway et al., 1991).

La litología descrita en esta sección, que incluye estratos de coloración rojiza, originalmente fue referida por Kane y Gierhart (1935) como un afloramiento asignado a la Formación Yegua, que en Texas tiene esta coloración, es de ambiente continental y de edad Bartoniano, pero debido a la presencia Crassostrea cf. alabamiensis abajo de las capas de coloración rojo marrón y la edad más probable seleccionada por isótopos 87Sr/86Sr, son consistentes con una edad más joven (Priaboniano).

La Formación Jackson inferior en el subsuelo tiene foraminíferos que ubican su ambiente de depósito en un medio nerítico interno a nerítico medio; sin embargo, el ambiente de la sección estudiada es más somero. Al oriente de la franja de afloramiento de la Formación Jackson los tres miembros adquieren un espesor mayor y ambiente de mayor profundidad, posiblemente generado por el espacio de acomodo que crearon las fallas de crecimiento, características de este tipo de cuencas (Figura 11).

Por lo expuesto en párrafos anteriores se concluye, que por la diversidad litológica de la sección estratigráfica que aflora en la boquilla de la presa Marte R. Gómez y con base en su contenido fósil e isotopía, esta unidad litoestratigráfica es propia del miembro inferior de la Formación Jackson, de edad Priaboniano, lo que contribuye a tener una cartografía geológica más apropiada y la posibilidad de tener un afloramiento adecuado y accesible para identificar un modelo de depósito como análogo de roca almacén y su sello para los yacimientos de gas de esta cuenca.

6. Conclusiones

El alcance estratigráfico que se obtiene para registrar la edad de hiatus, condensación o discordancias a partir de la aparición y extinción de foraminíferos que son usados en la Cuenca de Burgos, combinados con sísmica 3D, 2D y registros, puede ser enriquecido con el empleo de datos de isotopía para dar complemento al control de secuencias estratigráficas, y este trabajo aporta el primer dato isotópico obtenido en esta cuenca para asignar una edad cronológica en la base de la Formación Jackson. No obstante que con la relación 87Sr/86Sr de la concha de Crassostrea cf. alabamensis se obtuvieron valores en un rango de edades comprendido entre 36.75 (+2.65/-2.05), 42.60 (+1.10/-1.70), 46.35 (+1.80/-1.20) y 54.90 (+3.45/-2.05) Ma, tanto el alcance estratigráfico del fósil, como la posición de la sucesión estratigráfica, sugieren que el primer valor referido por isotopía es el más apropiado para la Formación Jackson inferior de la en la sección estudiada y se sitúa en el piso Priaboniano. La presencia de Crassostrea cf. alabamiensis en estratos de la Formación Jackson inferior contribuye al conocimiento de macrofauna asignada al Eoceno Tardío en el noreste de México. Las características litológicas aunadas a datos paleontológicos sugieren que la sección estudiada corresponde a un ambiente sedimentario costero, modelado por marea y olas, con morfología de barras y lagunas litorales, que pasan a un ambiente fluvial en la cima y el conjunto de la sección define un ambiente de estuario, para ese intervalo particular del miembro inferior de la Formación Jackson.

Agradecimientos

Este trabajo se dedica a la memoria del geólogo Juan Antonio Cuevas Leree, por su meritoria labor en la exploración petrolera de México, fallecido el 27 de octubre, 2020, que en paz descanse. Se agradece a los revisores anónimos de este trabajo por las sugerencias dadas para enriquecer lo aquí expuesto. Se agradece al Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS), del Instituto de Geofísica de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), por el financiamiento total de los análisis y al personal que intervino en la obtención de datos: Ing. Teodoro Hernández Treviño, por la ayuda en la preparación mecánica de las muestras; M.C. Gerardo Arrieta García, por las mediciones isotópicas. A la Dra. María Isabel Hernández Ocaña, por su colaboración en determinar los icnogéneros. Nuestro agradecimiento al Dr. Josep A. Moreno Bedmar, editor de esta revista, por las observaciones excepcionales dadas para mejorar el manuscrito. Al M. en C. Juan Antonio Cuevas Leree (QEPD), Dr. Alberto Segura y Biol. Graciela Ramírez, de Petróleos Mexicanos, por los valiosos comentarios al manuscrito preliminar, así como al Dr. José Jorge Aranda Gómez y al Biol. Nelson Vargas, por la revisión preliminar de este trabajo. A Natalia Amezcua por el soporte bibliográfico y comentarios expresados para mejorar lo aquí expuesto. Expresamos nuestra gratitud al trabajo de la Maestra Sandra Ramos, por su colaboración en la edición final de este trabajo

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Manuscrito recibido: Agosto 28, 2020.

Manuscrito corregido recibido: Noviembre 17, 2020.

Manuscrito aceptado: Noviembre 22, 2020.

Figura 1. Evolución de la nomenclatura estratigráfica para el Eoceno Tardío en Luisiana, Alabama, Texas y Cuenca de Burgos. Tomado de Sellards et al., 1932, modificado en este trabajo. Ver explicación en el texto.

Figura 2. Localización del área y sección estratigráfica de la Formación Jackson inferior medida en el río San Juan, Tamaulipas. Imagen tomada de Google Earth. Referencias en el texto.

Figura 3. Capas con estratificación laminar cruzada de ángulo alto (a), con abundantes trazas de Ophiomorpha isp. y Thalassinoides isp. (b). Escalas: martillo 30 cm, llave 8 cm.

Figura 4. Crassostrea cf. alabamiensis (Lea, 1833), A-D: Valva izquierda en vista ventral, interior, izquierda y derecha, respectivamente (localidad UTM 509,476 m E; 2 900,351 m N). E-H: Valva izquierda en vista ventral, interior, izquierda y derecha, respectivamente; Colección Paleontológica de la Facultad de Ingeniería, UNAM, ejemplar FI-M610. I, J: Ejemplares de Crassostrea cf. alabamiensis in situ (misma localidad indicada). Martillo (30 cm) y llave (8 cm) como escala de referencia.

Figura 5. Cuerpos canalizados segmentados de conglomerado arenoso, su base corta a arenisca con estratificación cruzada (martillo como referencia de escala). Al fondo de la imagen capas de lutita roja y verde en la cima de la sección.

Figura 6. En la base capas de arenisca gruesa con estratificación laminar cruzada de ángulo alto cubiertas por limolita y una capa gruesa de caliza arenosa (a), que pasan en contacto nítido a limolita gris obscuro con abundantes estructuras lenticulares (flaser) y termina en la cima con un cuerpo de rizolitos (b). Escala indicada en la figura.

Figura 7. Ostrea (Crassostrea) contracta amichael (Gardner, 1945). Holotipo A, B: Valva interior izquierda y exterior derecha respectivamente (ambas de diferentes individuos). Crassostrea alabamiensis (Lea 1833), Holotipo C: Vista interior y lateral.

Tabla 1. Resultados del análisis 87Sr/86Sr. Edades calculadas con LOWESS 5 Fit 26 03 13 (McArthur et al., 2012).

Figura 8. Curva de variación 87Sr/86Sr del agua de mar para el Eoceno. En rojo es el valor promedio y en verde y azul las desviaciones estándar. La línea negra horizontal obscura representa el valor 87Sr/86Sr medido y las dos líneas horizontales paralelas, en gris, su desviación estándar. De acuerdo con las observaciones estratigráfico-paleontológicas la edad probable está comprendida entre 36.75 y 54.90 Ma.

Figura 9. Ubicación de la posible variación de edad 87Sr/86Sr y alcance estratigráfico de foraminíferos bentónicos (derecha) y planctónicos (izquierda) en las formaciones de la Cuenca de Burgos. Estrellas son opciones de edad y su variación con línea cortada vertical. Línea cortada horizontal negra extinción del fósil. Estrella roja posición seleccionada para el fósil colectado. Explicación adicional en el texto.

Figura 10. Modelo de depósito en el sur de Texas (Galloway et al., 1991) y ambiente de costa dominada por olas y mareas (tomado de Heward, 1981 y Boyd et al., 1992). Costa dominada por oleaje (A), costa dominada por mareas (B), plataforma dominadas por olas y tormentas (C), plataforma dominada por mareas (D), incremento de energía por mareas (E), incremento de energía por oleaje (F). Ambientes: Laguna (1), cinturón arenoso litoral o strandplain (2), estuario (3), planicie de marea (4). Espesor de cuerpos de arena (isolitos) cada 100 pies.

Figura 11. Sección estratigráfica y estructural entre los pozos MRG 1 y Tin 1 B. Formaciones Queen City (Qc), Weches y Cook Mountain (W-Cm), Yegua inferior (Yi), Yegua medio y superior (Ym-s), Jackson inferior (Ji), Jackson medio (Jm), Jackson superior (Js), Vicksburg (Vi), Frío (F), Catahoula (Ca). Registros de pozos: resistividad (curva azul y verde, potencial espontáneo o rayos gama (curva roja). Explicación en el texto. Tomado de Eguiluz, 2009, modificado en este trabajo.