desarrollo y evolución de la plataforma calcarea de tuxpan-tecolutla
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E E u
lo DES2RROLLO Y EVOLUCION DE LA PLATZWORMA
CALCAREA DE TUXPAN-TECOLUTLA
Carmen Pedrazzirij
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11
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1 1
A LA MEMORIA DEL DR. FEDERICO BONET MARCO
MAESTRO, COMPAÑERO Y AMIGO
1 le e: 1 W 1 ~iw
1
C O N T E N 1 D O
P AG.
RE SUIvIEN
INTRODUCCION .................................................1
TRABAJOS PREVIOS .............................................7
METODO DE TRABAJO ............................................10
MARCO GEOLOGICO GENERAL Y ESTRATIGRAFIA ......................13
FORNACION EL ABRA EN LA PLATAFORMA TUXPAN-TECOLUTLA ..........46
Morfologíay espesor ...............................46
Bioestratigrafía...................................53
Litofacies.........................................62
Bjofacjes.........................................71
Significado ecol6gico de las biofacies .............75
Estructurassedimentarias ..........................79
Ambientesde depósito ..............................82
Porosidady diagénesis .............................89
PALEOGEOGRAFIA ...............................................105
DESARROLLO DE LA PLATAFORMA ..................................112
Evolución geol6gica anterior al depósito de la Forma ciónEl Abra .......................................112
Teorías sobre el origen de la Plataforma de Tuxpan--Tecolutla..........................................123
Discusión..........................................128
CONCLUSIONES .................................................134
t REFERENCIAS ..................................................136
1 1
FIGURAS PAGS.
Localización de los pozos utilizados para el estudio de la Formación El Abra .............................2
Plataformas calcáreas cretácicas del E de México .... 3
r 3.- Correlación entre los depósitos cretácicos de plata-- forma del E de México ...............................14
Tabla de correlación estratigráfica de los pozos est diados en la plataforma Tuxpan-Tecolutla ............16
Pozos que alcanzaron el basamento y edades isotópicas
enm.a ............................................... 18
Isopacas de la Formación Tamaulipas Inferior ........25
Espesor de la Formación Tamaulipas Inferior comparado con el de la Formación El Abra en sección longitudi--nal.................................................27
8.- Distribución de la Formación Agua Nueva ............. 36
9.- Distribución de la Formación San Felipe ............. 38
10.- Distribución de la Formación Méndez ................. 41
11.- Isopacas del Terciario .............................. 44
12.- Secciones estratigráficas del Terciario sobre la For- r mación El Abra ...................................... 45
Corfiguración estructural de la cima de la Formación ElAbra .............................................47
Sección estructural de la plataforma de Tuxpan-Tecolu tla.................................................48
Isopacas de la Formación El Abra ....................49
Distribución de microfósiles característicos de la --Formación El Abra en los pozos profundos estudiados . 55
Distribución de microfósiles de la Formación El Abra en pozos antiguos ...................................57
Algunas columnas típicas de la Formación El Abra en - distintas partes de la plataforma ...................83
Ambientes de depósito ilustrados por las secciones --transversal SW-NE y longitudinal S-N ................86
PAG.
Diagrama isométrico de la Formaci6n El Abra en la - - plataforma de Tuxpan-Tecolutla ......................90
Distribución de las dolomías ........................99
Sección estratigráfica tipo que muestra la correla- - ción por medio de horizontes bentontícos ...........106
Interpretación paleogeográfica de la etapa Bl .......107
Interpretación paleoqeográfica de la etapa B3 .......108
Interpretación paleogeográfica de la etapa B6 .......109
Anomalías de Bouguer ................................114
Sección magnética A_AT - Interpretación 1 ...........115
Sección magnética A_At - Interpretación II ..........117
Evolución de la plataforma - 1 ......................118
Evolución de la plataforma - II .....................121
Interpretaciones diferentes de la plataforma ........126
TABLAS
Composición y edad del basamento en el área Platafor-ma de Tuxpan-Tecolutla y zona adyacente. 19
Zonificaciones de la Formación EL Abra según distin--tos autores. 59
Equivalencia entre las litofacies de estudios anteriQ res y las observadas en el presente estudio. 64
Relación entre litofacies, biofacíes, estructuras se-dimentarias y ambientes de depósito. 84
LAMINAS
1 - :QcvII
1
1 r RESUMEN
La presente investigación comprende dos elementos prin
cipales: el estudio detallado de 34 pozos perforados en la -
plataforma calcárea de Tuxpan-Tecolutla, localizada en el sub
suelo de la actual llanura costera del Golfo de México, y - -
la integración de todos los datos geológicos pertinentes a es
te rasgo paleogeográfico.
El estudio del desarrollo de la plataforma se basó en
datos de tipo sedimentológico, tales como la determinaci6n de
las facies sedimentarias y de los ambientes de depósito co--
rrespondientes, y de su distribución en distintas etapas de -
evolución.
Este objetivo se logró mediante el estudio de las bio-
y litofacies y su interpretación. Se pudieron distinguir - -
así, en el complejo ambiente de plataforma calcárea, zonas de
circulación restringida, lagunares y evaporíticas, y zonas --
predominantemente marginales, de alta energía, representadas
por desarrollos biógenos o extensos bancos oolíticos.
El segundo objetivo de la investigación consistió en -
la evaluación de las condiciones tectónicas que prevalecieron
L
antes de la existencia de la plataforma y durante su forma--
ci6n, y de las causas que dieron origen al comienzo y a la --
terminación de una sedimentación de banco calcáreo. Se pudo
constatar lo siguiente:
El ambiente tectónico, a partir del Paleozoico tardío,
fue principalmente tensional y dio lugar a la formación de fo
sas y bloques elevados estos itltimos constituyeron, en todo
el este de México, áreas positivas que favorecieron, a partir
del Jurásico Tardío, la formación de plataformas calcáreas.
La plataforma Tuxpan-Tecolutia se desarroll6 sobre un elemen-
to positivo, durante una época regresiva del mar.
Condiciones paleoecológicas favorables a fines del Cre
tácico Temprano dieron como resultado la aparición de una se-
dimentaci6n de banco calcáreo. Un cambio en estas condicio--
nes, particularmente en lo que respecta a la temperatura y --
a la turbidez del agua, causó la terminación de este tipo de
sedimentación durante el Cretácico Tardío.
El crecimiento de la plataforma se efectuó gracias a -
una continua subsidencia, debida a la flexión de la margen --
continental, la cual disminuyó hacia el final del Cretácico,
coincidiendo con la introducción de una sedimentación de tipo
pelágico.
La subsidencia pudo ser suficiente para acomodar el --
gran espesor de sedimentos de plataforma de la Formaci6n El -
Abra, sin necesidad de invocar movimientos verticales a lo --
largo de fallas. Sin embargo, hay evidencias de que una tec-
t6nica tensional predominó durante y después del dep6sito - -
de esta formación, causando la dislocación de la plataforma -
por fallas normales y, posiblemente, las fuertes pendientes -
de los escarpes que la limitan.
1! t E E E 1 1 1
'o 1 1
1 1 E 1
1 4
L 1
INTRODUCC ION
Este trabajo tuvo como objetivo establecer un modelo de sedi
mentaci6n de la plataforma calcárea cretácica de Tuxpan-Tecolutia,
que comunmente se designa como Atolón de la Faja de Oro, y estu---
diar su evolución.
La investigación consistió en el estudio petrográfico y pa--
leontológico de rocas del Albiano-Cenomaniano (Formación El Abra)
cortadas por pozos perforados dentro de la Faja de Oro y al orien
te de ésta, tanto en la zona costera como en el mar. Este banco
calcáreo cretácico está comprendido entre el paralelo de Cabo Ro
jo al norte y la ciudad de Tecolutla al sur (Fig. 1).
Durante mediados del Cretácico (Albiano-Cenomanjano) se ciesa
rrollaron a lo largo de la costa del paleo-Golfo de México exten-
sas plataformas calcáreas caracterizadas por una sedimentación so
mera de banco y rodeadas por depósitos pelágicos (Fig. 2).
Se hace notar que en este trabajo se emplea el término "pla-
taforma'T para un banco calcáreo de grandes dimensiones, caracteri
zado por condiciones paleoecológicas bien definidas y por biota -
típicas.
En el noreste de México se tiene la Plataforma del Burro o -
de Tamaulipas (Smith, 1970; González-García, 1976) prolongación
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Km.
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Marsopa 3
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JordIlI\0 Oscura 4 ioriu 1 ° 0rijoljIIo 5 . \
\\ O Atun 502
c.P.siol •Muro2 \o
O Muro Sur 1
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\ ARRA DEo
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Fig. 1 LOCALIZACION DE LOS POZOS UTILIZADOS PARA EL ESTUDIO DE LA FM EL ABRA
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GOLFO DE MEXICO
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P. Tolimq
P. El Doctor
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0 300 1-
Km
FIG 2 PLATAFORMAS CALCAREAS CRETACICAS DEL E DE MEXICO
ri
de la gran plataforma calcárea de Texas y, separados de ella por
el Golfo de Sabinas, los depósitos de banco que se extienden so--
r bre la península de Coahuila (Kellumj., 1936; Humphrey y - -
Díaz, 1956)
Más al sur, se eleva la extensa Plataforma de Valles-San - -
L. Luis Potosí (Carrillo-Bravo, 1979; su límite oriental está cons-
tituido por la Sierra de El Abra, su extremo meridional está cu--
bierto por potentes secuencias volcánicas.
u La existencia de bancos calcáreos en los estados de Hjdal- -
go y México fue reconocida desde hace tiempo por Wilson et al. --
(1955), quienes describieron el banco de El Doctor, por Bodenlos
(1956), por Segestrom (1961 a y b), quien mencionó los bancos - -
— de Cerro Ladrón, Jacala e Ixmiquilpan, y por Fries (1962). Ac- -
• tualmente se considera que, exceptuando el banco de El Doctor y - • a.
otro pequefio banco cerca de Tolimán, los demás forman parte de la
Plataforma de Actopan (Carrasco, 1970), prolongación meridional -
r de la Plataforma de Valles-San Luis.
Hacia el oriente de estos rasgos paleogeográficos se eleva -
la gran masa elíptica de la Plataforma de Tuxpan-Tecolutla (Pedr
zzini y Basáñez, 1978).
Todavía más al sur se eleva la Plataforma de Córdoba (Gonzá-
les-Alvarado, 1976); aquí la sedimentación de banco fue continua
1
hasta el final del Cretácico (Bonet, 1971).
Rocas de plataforma del Albiano-Cenomaniano se encuentran --
a lo largo de la costa del Golfo de Chiapas (Sánchez-Montes de --
Oca, 1969) y en Tabasco (Informes inéditos de Petróleos Mexica- -
nos; González-Pech, 1976; Madrigal, 1975). En la parte central -
de Chiapas (Chubb, 1959), el banco calcáreo perdura hasta el Maes
trichtiano (Alencaster, 1971; Castro-Mora etal., 1975).
Por fin se extiende al sureste la gran Plataforma de Yucatán
donde la sedimentación calcárea ha durado hasta el Reciente - - -
(Bonet y Butterlin, 1962; López-Ramos, 1973).
La plataforma cretácica de la cual trata este estudio coinci
de con un alto estructural llamado "Plataforma de Tuxpan" por Me-
jía (1969) y Antigua Isla de Tuxpan por López-Ramos (1972). Coin
cide además con el conjunto de las plataformas calcáreas jurási---
cas de Tuxpan y de Tecolutia (Cabrera, 1972 y 1975 y Carrillo, --
1974). Aguilera (1972), refiriéndose al Jurásico Superior, postu
16 La existencia de un Archipiélago de Tampico-Tuxpan.
5
hw
1
Se estima que el nombre utilizado en este trabajo para el --
gran banco constituido por la Formación El Abra en el subsuelo, -
da una clara representación de la distribución geográfica de las
calizas del Albiano-Cenomaniano en esta porción de México.
ID
1
Se recuerda con respeto y estimación al Dr. Federico Bonet,
quien abrio el camino al estudio de los carbonatos en México y -
quien, en todo momento, brincló su apoyo a esta investigación.
o Se agradece a los Ingenieros Eduardo Guzmán y Arsenio Nava-
rro quienes fueron sucesivamente Subdirectores de Tecnología - -
de Exploración del Instituto Mexicano del Petróleo durante el --
ww curso de este trabajo, dieron toda clase de facilidades para - -
su realización, y a los Ingenieros Francisco Viniegra y Octavio
Mejía Dautt, Gerentes de Exploración de Petróleos Mexicanos, - -
quienes proporcionaron material y datos necesarios para este es-
tudio.
L L I 's
1
1
E 1
Finalmente se agradece la participación de los colegas y --
del personal de I.M.P., quienes contribuyeron de alguna manera -
a este trabajo.
vi
TRABAJOS PREVIOS
Un sinnúmero de estudios de distinto tipo se han realizado -
en esta región, sin embargo la información es fragmentaria y - -
son escasos los trabajos de conjunto y de interpretación.
Se cuenta con muchos informes técnicos y publicaciones de i
terés principalmente petrolero, entre los cuales destacan los - -
de Salas (1949), Benavides (1956), Barnetche e Illing (1956), Sá
chez-López (1961) y Guzmán (1967).
Valiosas pero escasas son las publicaciones que tratan de la
petrografía y estructura del basamento entre los que pueden men--
cionarse Quezadas (1961) y López-Ramos (1972). Se cuenta también
a este respecto con trabajos de interpretación geofísica.
Es abundante la información geofísica del área. Los traba--
jos de sismología ejecutados localmente y en varias épocas cubren
el área terrestre. En la última década se han efectuado trabajos
a escala regional particularmente en la zona marina. La gravime-
tría abarca únicamente la franja terrestre. Un levantamiento - -
aeromagnético, de tipo regional, cubre toda el área.
Entre los estudios que tratan más particularmente de la For- 1
mación El Abra se mencionan en primer lugar aquellos dedicados --
a los afloramientos de la Sierra de El Abra. Además de las des- -
1
rs' LJ
cripciones clásicas de Hejm (1940), Burckhardt (1930) y Muir - -
(1936), los más importantes son los trabajos de Bonet (1952, 1956
y 1963), Boyd (1963) y Aguayo (1978).
1 Para el estudio de esta formación en el subsuelo se cuenta -
con el trabajo de Schlaepfer (1975), con datos de pozos y con alg1
h. nos estudios locales (Cabrera y Menes, 1973; Govela, 1974 y 1975).
Otros trabajos que tuvieron como objetivo el Jurásico (Cabrera, -
1972; Carrillo, 1974) son de gran importancia para la interpreta-
ci6n del desarrollo de la Plataforma de Tuxpan-Tecolutla.
1
La bioestratigrafía de la Formación El Abra está fundada - -
en los trabajos microfaunísticos de Bonet (1956 y 1963). Las pu-
blicaciones de Boel-im (1898 y 1889), B3se (1906), Adkins (1930) y -
Coogan (1973) describen los megafósiles encontrados en la Sierra 1
de El Abra sin llegar a una zonificación,
Aguayo (1978) describió los procesos diagenéticos estudiados
en la Sierra de El Abra; un informe inédito de Shinn (Bonet, com
nicación personal) compara la diagénesis en el subsuelo de la Fa-
ja de Oro con los fenómenos diagenéticos observados en superficie.
Finalmente, escasos autores han atacado el problema de la i
terpretación geológica de la plataforma calcárea de El Abra; en--
tre ellos sobresalen Bonet (1952 y 1963), Humphrey (1953), Guzmán
E
h 1
01
(1967), Griffith et al (1969), Viniegra y Castillo-Tejero (1970),
L Coogan et al (1972) y Enos (1974 y 1977).
Tienen interés para una interpretación regional los trabajos
que realizaron Becerra (1970), Castro-Mora y Martínez (1977), y -
Martínez y Bello (1977) quienes estudiaron las franjas Tamabra
y Tamaulipas adyacentes a la plataforma, y el de Bello (1978) - -
quien estudió la Formación Tamaulipas Inferior en la Plataforma -
de Tuxpan-Tecolutla.
1 1 E 1 i0 E 1 1
1 1
10
METODO DE TRABAJO
En la Plataforma de Tuxpan-Tecolutia es notable y presenta -
un problema la gran variación en la densidad de pozos perforados.
El borde occidental (Antigua Faja de Oro y Nueva Faja de Oro) es-
tá densamente perforado; sin embargo, se trata de pozos antiguos,
algunos anteriores a 1930, y de los cuales a menudo el material -
se 1-ia perdido y la información es escasa. En estos pozos se cue.
ta además con poca penetración, ya que fueron perforados princi.--
palmente con un objetivo económico inmediato el cual se alcanzaba
al penetrar un corto tramo en las calizas de la Formación El - -
Abra. De todos estos pozos se seleccionaron los más profundos --
y con mejor muestreo.
Entre los pozos antiguos sobresalen el Jardín 35 y el Naran-
jos 24, perforados en los años 30, que penetraron más de 1500 m -
t . en la Formación El Abra.
Los pozos marinos, aun los recientes, tienen también poca p.
netración; entre ellos destaca el pozo Atún 502, perforado con fj
nes exploratorios, que cortó la columna completa de la Formación
El Abra. Sin embargo, algunos de estos pozos alcanzaron mayor --
profundidad y presentan un muestreo excelente con núcleos casi --
u continuos, como el Bagre 10 y el Marsopa 3.
1 1
11
Se estudiaron pozos representativos de los principales cam--
pos en el área comprendida entre Tecolutla y el Rio Cazones (Nue-
va Faja de Oro y franja marina). Al norte del Río Cazones, la r
ti gión terrestre de la plataforma de Tuxpan-Tecolutia presenta per-
foraciones aisladas de tipo exploratorio que llegaron al Jurási--
co; tratándose de pozos recientes, las muestras están bien conser
vadas y se pudieron estudiar casi en toda su totalidad. En la --
franja marina se seleccionaron los pozos con mejor muestreo.
El estudio comprende en total 25 pozos terrestres y 9 po- -
zos marinos (Fig. i). Incluye los datos de pozos estudiados - -
por el 'ng. M. A. Basáñez, del Instituto Mexicano del Petróleo, o
sea del Tuxpan 3, Florida 1 2 Tauro 1 y Raya Oscura 4. Tanto - --
L del pozo Mesita 1 como del Atún 502 existían informes previos; --
sin embargo, se tuvo la oportunidad de ver sus láminas y de in- -
cluirlos en el estudio. Asimismo se vieron láminas de los pozos
antiguos Jardín 35 y Naranjos 24.
01
L . El criterio para seleccionar las muestras fue en primer lu--
gar litológico; se tomaron muestras en cada cambio de litología,
visible directamente o por medio de registros geofísicos. En los
intervalos de litología uniforme, en muestras de canal, se efec--
tuó el muestreo seleccionando las muestras cada 10 m (cada 5 m en
e la proximidad de los contactos); en las muestras de núcleo fue --
1
12
más detallado el muestreo.
Se puede ver que no hubo uniformidad en el muestreo por lo -
cual sería difícil emplear técnicas estadísticas en el manejo - -
de los datos; sin embargo, se cree haber conseguido la máxima in-
formación posible en los limites del trabajo.
Se observaron las muestras de canal y los testigos de los n
cleos por medio de un microscopio estereoscópico. De todas se lxj
cieron láminas delgadas que se estudiaron con microscopio petro--
gráfico. Se empleó el método de tinción con solución de alizan- 1
na para distinguir la calcita de la dolomita.
Se realizó un examen de los registros geofísicos con el obje
tivo de correlacionar, por medio de las propiedades físicas de la
roca, factores tales como porosidad y permeabilidad con la litolQ
gia observada. Sin embargo, su interpretación no dio el resulta-
L do esperado; en efecto se comprobó que, en las facies carbonata--
das, los efectos diagenéticos secundarios, generalmente locales,
enmascaran la textura original de las rocas. Hace excepción - --
el registro radiactivo, que permitió una buena correlación de los
horizontes arcillosos.
E r 1
13
MARCO GEOLOGICO GENERAL Y ESTRATIGRAFIA
La Plataforma de Tuxpan-Tecolutia se formó sobre un basamen-
to ígneo intrusivo de probable edad paleozoica tardía, cubierto a
su vez por capas rojas continentales de edad triásico-jurásica. -
Anos constituyeron, durante el Jurásico Temprano y Medio, las I .
las de Tuxpan y de Tecolutla. Los mares del Jurásico Tardío y --
del Cretácico Temprano cubrieron extensamente la región.
Al final de este tiempo, sobre los amplios márgenes continen
tales cubiertos por mares e.piricos, y controladas por áreas pos.
tivas del basamento, ya estaban emergiendo las plataformas calcá-
reas del este de Mxjco.
Así, sobre la Isla de Tuxpan-Tecolutla se depositan duran- -
te el Albiano-Cenomaniano y posiblemente desde el Aptiano, los --
carbonatos masivos de la Formación El Abra, con facies de banco,
que a consecuencia de una continua subsidencia alcanzan un espe--
sor de más de 1,500 m, mientras que a su alrededor se depositan -
sedimentos de mar abierto con espesor mucho menor.
La figura 3 muestra la correlación entre los depósitos de --
plataforma de algunas localidades del este de México. En esta ta
bla se puede ver que aunque el principal desarrollo de los bancos.
ocurre durante el Albiano-Cenomaniano, algunos depósitos arrecifa
o o
4
PI SO
PLAT.TUXPAN-TECOLUTLA
FORMACION
PLAT.VALLES-XILITLA
FORMACION
PLAT.VALLES-CENTRO
FORMACION
SIERRA DE EL ABRA
FORMACION
PLAT. CORDOBA
FORMACION
O
0
o
MAESTRICHTIANO MENDEZ
C A M PA N INO
CARDENAS _____ i i MENDEZ
2 MENDEZ fUIN-
ELIPE
AGUA NUEVA
ABRA Y
TAMAULIPAS
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SANTONIANO SAN FELIPE SAN
FELIPE
A.NUEVA
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AS.SUP A
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1 FELIPE ______ _____ TAM A SO PO ________________ _______________ CONIACIANO GUZMANTLA
TURONIANO ________ A.NUEVA/( 1 MALTRATA
CENOMANIANO
ALBIANO
1 1 ________________ EL TAMABRA 1
_______________ __________________
1 ELABRA 1 EL ABRAI ORIZABA 1 __________________ __________ 1 1
IrEZONAPA 1 APTIANO ? ES
TAMAULIIAS INF. GUAX CAMA
—?----- i TAMAULIPAS INF.
NEOCOMIANO TAMAULIPAS INF. AMSXONA DOLO_
'NF. MANCA MIAS
1... Pedrazzini y Bosoez, 1978. 2._ Carrasco, 1977. 3._Carrillo, 1971. 4._ Aguayo, 1978. 5._ Gonzalez, 1976.
111111 DEPOSITOS 1 DE PLATAFORMA
Fig._3. CORRELACION ENTRE LOS DEPOSITOS CRETACICOS DE PLATAFORMA
DEL E DE MEXICO.
E1
15
les y postarrecifales aparecen más temprano y otros se extienden
hasta la cima del Cretácico. En general se observa una tendencia
de norte a sur a una mayor duración de las condiciones favora-- -
bles a estos depósitos.
A su vez la figura 4 muestra la correlación entre las unida-
des estratigráficas de las partes sur, centro y norte de Tuxpan--
Tecolutia y de la Faja de Oro Marina, tal como aparece en las co-
lumnas de los pozos estudiados. Se aclara que, para las secuen--
cias del Jurásico, pre-Jurásico y Terciario, se ha empleado la i
formación de expedientes de pozos y de varios trabajos de las Zo-
nas Norte (Tampico) y Poza Rica de Petróleos Mexicanos. En parti
cular, para la franja marina se ha tomado como base la columna es
tratigráfica que aparece en el trabajo de González-Calderón (1976),
además los datos del Pozo Atún 502 y los estudios bioestratigrá-
ficos realizados en el I.M.P. (Gómez-Ponce, 1969; Gómez-Ponce y -
G6mez-Ponce, 1977; Salazar, 1971; Omaña, 1971; Alba, 1971; Oma- -
ña y Salazar, 1977).
En la siguiente discusión sobre la estratigrafía del área se
ha dividido por conveniencia la columna en 5 unidades estratigrá-
ficas que se tratarán por separado:
A.- Basamento
u B.- Lechos Rojos
E
fc
1*
L
1
1
r
1 o
L 'SiST. SERIE' PISO PARTE SUR
R Tecolutia—RIo Cazones
PARTE CENTRO
Rio Cazones—Rio Tuxpan
PARTE NORTE
N del Rio Tu pan FRANJA MARINA
Ostiones 1—Marsopa 3
FóFm del Frns del MIOCENO MIO— Fms del 70 IOcENO
T CENO MIOCENO
E— OLGO CENO
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F ms del OLIGOCENO
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/ Fms del PAL EOC ENO
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TITO NIAIdO Fm
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PIMIE NT4LA CASITA Fm Fm
PIMIENTA LA CASITA Fm Fm
PIMIENT4LA CASITA
E kIMERIDGIANO
im 'SAN ANDRES'
Fm Fn TA— CHIPQ MAN CO DRES' PEDRÓ
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f - SAN "SAN PEDRO
TA'2N : f m
" AN "SAN ? DRES' PEDRO
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Fm Fm
SAN_ZULOA V TIAGO O
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=?= BASAMENTO BASAMENTO ¡A P2pEpJ
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Fig.4 -TABLA DE CORRELACION ESTRATIGRAFICA DE LOS
[ POZOS ESTUDIADOS EN LA PLATAFORMA TUXPAN-TECOLUTLA
1
17
C.- Jurásico
L D.- Cretácico
E,- Terciario
OR Se aclara que los pozos han atravesado el Cretácico solamen-
te en las partes central y septentrional de la plataforma y en el
pozo marino Atn 502.
A.- Basamento
En este párrafo se discute el basamento únicamente como uni-
dad estratigráfica, dejando el aspecto estructural para un capítu
lo posterior.
Se incluyen aqui los datos de 22 pozos (Fig. 5), nueve de --
los cuales están situados sobre la Plataforma de Tuxpan-Tecolutia
y los demás en una zona adyacente; de estos últimos, sólo se uti-
lizó la información petrográfica y radiométrica.
La composición petrográfica del basamento en estos pozos (Ta-
bla 1) indica que predominan las rocas intrusivas de naturaleza -
ácida a intermedia; hacen excepción dos pozos en los que aparecen
diques básicos y tres más con rocas volcánicas. No se conoce - -
la edad de estos últimos cuerpos, pero por la profundidad a la --
cual se encuentran es probable que formen parte del basamento.
1
r La Tota o
263±2 La LLave 101
o 261± 13 ma u a amlr.z 1
Bejuco 1 .
r Arroyo Vi.jo 1 5
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273±5
pó --
PUlonaI 101 295ila
L AguOda 101 /
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Pitahaya ±oi Tres Hsrmanos It. • / o
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B.ra de Cazoøes 1
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EcOLUTLA Ojhtol 101
$ o 237..
O lo 20 E Sin Andres 243 -
o 5..
NsdItipic2
2S3±5..
r Fig: 5 Pozos QUE ALCANZARON EL BASAMENTO Y EDADES ISOTOPICAS EN MA
E
TABLA No. 1.- COMPOSICION Y EDAD DEL BASAMENTO EN EL AREA PLATAFORMA DE
TUXPAN-TECOLUTLA Y ZONA ADYACENTE
Profundidad Composición del del Edad
Pozo basamento basamento m.a.
Ati5n No. 502 4859 bnm andesita
r Finca No. 1 3360 bnm spessartita de hornblenda
Raya Oscura No. 4 2424 bnm dacita de biotita
U Muro No. 2 2622 bnm tonalita de hornblenda
Frijolillo No. 5 2399 bnm corneana de cuarzo-epidota
Muro Sur No. 1 2681 bnm cataclasita dacítica
Tuxpan No. 3 2987 bnm lamprófido sienítico
an Sebastián No. 101 2976 bnm granito
Salto No. 1 2723 bnm andesita porfídica
L Pjfjonal No. 1 2093 bnm tonalita de biotita
La Tota No. 1 1918 bom tonalita de hornblenda
Juana Ramírez No. 1 3011 bnm gneiss
Arroyo Viejo No. 1 2625 bnm granodiorita
La Llave No. 101 1582 bnm granodiorita
Aguada No. 101 1396 bnm granito
Pitahaya No. 101 1693 bnm tonalita
Tres Hermanos No. 106 2308 bnm cjranodiorita metamorfizada
Bejuco No. 1 1951 bnm tonalita
Toteco No. 1001 2343 bnm pérfido tonalítico
L Huiltepec No. 2 3495 bnm granito
Ojital No. 101 3025 bnm esquistos
San Andrés No. 243 3122 bnm esquistos
178 ± 11 Jurásico Temprano
295 ± 7 X
Pensilvánico Tardío
263 ± 21 X Pérnico Temprano
192 ± 3 XXX Jurásico Temprano
273 ± 5 XXX Pérmico Temprano
261 ± 13 XX Pérmico Temprano
253 ± 9 xx Pérmico
237 Pérmico Tardío
Determinaciones petrográficas: IMP
Determinaciones cjeocronométr leas:
L. X IMP Ar/K
XX GEOCFIRON Ar/K
L
XXX López-Ramos (1972)
1
20
Se tiene conocimiento de ocho edades isotópicas del basamen-
to en la Plataforma Tuxpan-Tecolutla y en áreas adyacentes (Tabla
1). Dos edades indican el Jurásico Temprano; las demás están co
prendidas entre el Pensilvánico Tardío y el Pérmico Tardío (según
Tabla Geocronológica del U. S. Geological Survey, 1969).
Si se toman en cuenta Las limitaciones del método Ar/K, - -
que proporciona, en el mejor de los casos, la fecha del último c
lentamiento, las edades reales de las rocas consideradas pudieran
ser anteriores al Paleozoico tardío; sin embargo, no se tienen --
evidencias geológicas conclusivas de la presencia de rocas más a
tiguas debajo de la llanura costera del Golfo de México.
En este estudio, considerando la coincidencia en las edades
paleozoicas tardías de los intrusivos y rocas metamórficas que se
L conocen desde Coahuila (Flawn y Maell, 1958; Flawn, 1961), a lo
largo de la costa del Golfo (López-Ramos, 1972), en Chiapas (Cas-
tro-Mora et.j., 1975), en Yucatán (Expedientes de Petróleos Mexi
L canos) y en Belice (Bateson, 1972), se estima que estos elementos
fueron afectados por un mismo episodio térmico ligado a un deter-
minado evento tectónico.
Consecuentemente se considera que, en el área estudiada, - -
el basamento está constituido por un batolito compuesto, emplaza-
4.1
1 1
21
do principalmente durante el Pensilvánico Tardío-Permico y en par
te durante el Jurásico Temprano, formando todo el complejo la 'I
la de Tuxpan' de Sánchez-López (1961).
Se cuenta con muy pocos datos para afirmar si la composición
de las rocas está relacionada con la edad del emplazamiento de --
los plutones parece ser al contrario, que en cada episodio hu- -
bo intrusiones de distinto tipo magmático.
El basamento de la plataforma está cubierto en cuartro pozos
por Lechos Rojos en los demás por sedimentos del Jurásico Medio y
Superior.
B.- Lechos Rojos
Se comprenden bajo este nombre los sedimentos de origen con-
tinental (lutitas y areniscas) que descansan debajo de rocas jurá
sicas. En los pozos que alcanzaron el basamento, su espesor es -
muy débil (de 2 a 12 m), o no existen hace excepción el pozo San
Sebastián 101, donde alcanzan 516 m de espesor. Ya que los pozos
corresponden en general a altos estructurales del basamento, es -
probable que los lechos rojos se hayan acumulado en las depresio-
nes o flancos donde presentan mayor espesor.
Sobre la edad de esta unidad, sólo puede decirse que es - -
22
pre-Jurásico Medio y probablemente post-Paleozoico.
C- Jurásico
Los pisos más antiguos encontrados en esta zona son el Calo-
viano y el Oxfordiano; sin embargo, no se han realizado estudios
detallados sobre su distribuci6n. Según el modelo sedimentológi-
co de López-Ramirez (1976), el basamento, cubierto y rodeado por
lechos rojos, constituía áreas positivas. En la parte septentrio
nal (Plataforma de Tuxpan), durante el Caloviano se depositaron -
sedimentos marinos someros atribuidos a la Formación Tepexic (Mi-
ramontes, 1972) y, sobre ellos, cuerpos arenosos que este autor -
correlaciona con la Arenisca Constituciones de Stabler (1972). -
Según Aguilera (1972), durante el Oxfordiano-Kimeridgiano se en--
contraban en esta área facies de margen de plataforma (formación
San Andrés"), facies oolíticas y evaporíticas (Formaciones Olvi-
do y Zuloaga) y, en la parte más alta del Jurásico, los sedimen--
tos calcáreo-arcillosos de la Formación Pimienta, con una facies
somera atribuida a La Formación La Casita.
En el área meridional (Plataforma de Tecolutla), Cabrera - -
(1972 y 1975) y Carrillo (1974) distinguieron, en el Kimeridgiano,
una porción lagunar (formación "San Pedro"), una franja oolítica --
marginal (formación "San Andrés tt ), una franja costera (formación -
I
L 1 E
Ii! 1
L L L
t Cabellal), un talud (Formación Chipoco) y una región de cuenca
(Formación Tamán).
Los espesores del Jurásico Superior (Kimeridgiano y Titonia-
no) varían de 10 a 322 m en el área. Uno de los mínimos coinci-
de con un alto del basamento (pozo Frijolillo 5); los demás pozos
no muestran tal correlación. En general los espesores son meno--
res en la parte norte del área (de 10 a 84 m).
D. - Cretácjco
Formaci6n Tamaulipas Inferior
La Formación Tamaulipas (Inferior o Superior) no se ha defi-
nido nunca en la literatura ni se han indicado localidades tipo.
Según Muir (1936), el nombre deriva de la Sierra de Tamaulipas --
donde constituye la parte principal de la estructura y fue intro-
ducido como t?ali Tamaulipas' por Stephenson en un informe pri-
vado de una compafía petrolera y posteriormente adoptado general-
mente.
La presencia de rocas cretácicas tempranas de facies batial
fue reconocida por Burckhardt (1930) quien, citando a Kellum y --
Schmittou, las llamó "calcaire de Tamaulipas". Este autor estu--
dió la fauna de distintos afloramientos y señala edades desde - -
23
h.
L
LI»-
L
1
24
el Neocomiano temprano hasta el comienzo del Albiano.
A Siguiendo el criterio de Burckhardt, Muir distingue Tamauli-
pas Inferior y Tamaulipas Superior y atribuye a la Formación Ta--
maulipas Inferior una edad que comprende el Neocomiano y la parte
superior del Aptiano, indicando la presencia, en el área de la --
Sierra de Tamaulipas, de un horizonte arcilloso superior que co---
L rresponde a la actual Formación Otates.
L Aunque la distribución de La Formación Tamaulipas Inferior -
sea particularmente extensa en la Cuenca Tampico-Misantla, se ex-
tiende tanbién sobre toda la Plataforma de Tuxpan-Tecolutia, des-
cansando sobre el Jurásico Superior (sólo en el pozo Finca 1 se -
ha encontrado la Formación El Abra en contacto directo sobre el -
Jurásico). Sus espesores varían entre 60 y 550 m (Fig. 6); las -
isopacas indican valores sucesivamente más altos hacia el norte -
(Fig. 7).
Castro-Mora y Martínez (1977) distinguieron siete unidades -
•1 en esta formación; sólo las cinco inferiores se han identifica- -
do sobre la Plataforma de Tuxpan-Tecolutia (Bello, 1978). La ci-
L. de la Formación Tamaulipas Inferior varía aquí del Berriasiano
al Valanginiano.
1 1
ri 1
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1
L
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/ /
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E
26
Aparentemente hay un hiato entre esta formación y la Forma--
ción El Abra; segón Bello La ausencia de las unidades superiores
se observa también donde no está dolomitizada la base de esta l-
tima, o sea donde no existe la duda de que la dolomitización pue-
da enmascararlas (pozo Atan 502). Este autor observa además, que
en las zonas donde la Formación Tamaulipas Inferior presenta su -
máximo espesor, se encuentra más completa la columna.
Esta irregularidad en la secuencia estratigráfica puede in--
terpretarse suponiendo que durante el depósito de la Formación T
maulipas Inferior la plataforma se hundió hacia el norte y se le-
vantó hacia el sur, quedando en esta última área la secuencia es-
tratigráfica reducida; esto concuerda con los espesores mayores -
de esta formación en la parte norte (Fig. 7). Esta hipótesis im-
plica la existencia de fallas normales y de esfuerzos tensionales
durante el Cretácico Temprano. Un argumento en su favor es la --
gran abundancia de horizontes bentoníticos en la Formaci6n Tamau-
lipas Inferior, que dan testimonio de volcanismo en este tiempo -
probablemente relacionado con fracturamiento cortical.
Formación El Abra
Uno de los primeros autores que mencionan los afloramientos
de la Sierra de El Abra y que estudian su fauna, comprobando la -
1
- - - - - - - - - - - - = - o o
NNW SSE
TAURO 1 S.SEBASTIAN 101 A.COLORADA 1 R.OSCURA 1 SALTO 1 CAZONES 2 ESPINO 1
4 A A A A A A 1500
Mt.
500
Fig.7 ESPESOR DE LA FM TAMAULIPAS INFERIOR
COMPARADO CON EL DE LA FM EL ABRA
EN SECCION LONGITUDINAL
existencia de calizas de edad albiano-cenomaniana, es Boelim en --
1898. Posteriormente B3se (1906) propone el nombre de caliza Ta
masopo" para las calizas que afloran en el Cañ6n de Tamasopo, su---
puestamente de la misma edad. El nombre "Tamasopo" fue emplea- -
do durante largo tiempo por los geólogos de las compañías petrol
ras para indicar las calizas de facies somera o profunda encontra
das en el subsuelo de la región de Tampico. En 1924 se determinó
la edad coniaciana de la parte superior de La secuencia en el Ca-
u ñón de Tamasopo y el nombre de Tamasopo fue substituido por el --
nombre "El Abra" que se empezó a utilizar para las calizas de fa-
cies arrecifal del Albjano-Cenomanjano que se encuentran en loca-
lidades bien definidas de la Sierra Madre Oriental y en el subsue
lo de la Faja de Oro (Muir, 1936).
Burckhardt (1930) escribe:
"Le Crtacé inférieur du Mexique oriental est encore peu connu. On le confond gnralement avec les dépots du Crétacé mayen et supérieur. C'est une masse calcaire puissante, souvent - peu fossilifre, trs devéloppée dan5 itEtat de Tamaulipas et parties adjacentes des Etats de Nuevo León, San Luis Potosí et Veracruz, - qui a été desígné tour á tour avec les noms - "Calcaíres de Tamasopo, "Calcaire El Abra" - et "Calcaire de Tamaulipas". Ces calcaires - ont souvent été parallelisés avec le "Coman--chean" du Texas et considérés comme un qui--valent du Crétacé moyen".
Como se pude ver, hasta los años treinta la confusión domina
en la terminología estratigráfica de las calizas cretácicas del -
L
29
este de México.
En 1930, KeLlum describe una "Caliza El Abra" en la sierra -
del mismo nombre y distingue un miembro inferior, Taninul, que --
contiene fragmentos de conchas y un miembro superior con "Muía---
lina'
Muir (1936) coincide con Kellum en reconocer la existencia -
de dos miembros en la Sierra de El Abra y atribuye la facies - -
de rudistas (Tanjnul) al Albiario y la facies de miliolidos (El - a.
u Abra) al Cenomanjano inferior.
En 1952, Bonet describe la "facies urgoniana" de la región -
de Tampico. En esta primera investigación científica de las cali
L zas arrecifales del Albjano-Cenomaniano el autor efectúa reconoci
mientos en la Sierra de El Abra y estudia secciones a través de -
la Sierra Madre Oriental, con fines comparativos, haciendo resal-
u tar la analogía entre las facies urgonianas de México y Estados -
a.
Unidos y las de la región mediterránea, y enfatizando las diferen
cias que existen entre los bancos de rudistas de esta facies y --
los arrecifes coralinos actuales. Basado en sus observaciones de
campo, Bonet considera que las diferencias entre los miembros Ta-
ninul y El Abra son debidos a cambios laterales de facies.
En 1963 el mismo autor hace un resumen de los nuevos conoci-
£ 1
30
mientos adquiridos mediante la exploración geológica de superfi--
cje, los nuevos datos geofísicos y la perforación de numerosos p
zos exploratorios. En esta ocasión, basado en datos paleontolóqi
* cos, propone como unidad formal el "Grupo Tamasopo" para incluir
las formaciones El Abra, Tamaulipas y El Doctor (Wilson etal., -
1955), que son correlacionables entre sí.
A su vez Carrillo-Bravo (1971) denominó El Abra a las cali--
zas de plataforma de edad albiano-cenomaniana que cubren la Plata
forma de Valles-San LUis Potosí.
De lo anterior se observa que la Formación El Abra, de igual
manera que varias otras formaciones introducidas por geólogos pe-
troleros de la costa del Golfo, no fue nunca definida formalmen--
te. Lo más parecido a una definición se encuentra en el traba- -
r jo de Bonet de 1952, que incluye su descripción y menciona su lo-
calidad tipo.
• Refiriéndose a la Formación El Abra en el subsuelo, Muir - -
(1936) da una extensa referencia sobre la caliza productora (El - 1
Abra) en los antiguos 'Campos meridionales", o sea la Antigua Fa-
ja de Oro, y compara esta unidad litoestratigráfica con la que --
aflora en la Sierra de El Abra. Menciona que su límite superior
se conoce en algunas localidades como Cenomaniano inferior, basa-
do en la presencia de Pecten roemeri sin embargo, observa tam- -
31
bién que la superficie de la Formación El Abra indica una topogra
fía sepultada por lo cual este límite puede variar.
Gran parte de los pozos de la Antigua Faja de Oro penetró sQ
lo pocos metros en la Formación El Abra, pero en los afos trein--
ta, se perforaron dos pozos que penetraron más de 1,000 m en esta
formación, el Jardín 35 y el Naranjos 24. Estos proporcionaron -
La primera información sobre la secuencia completa de la Forma- -
ción El Abra. A este respecto Bonet (1952) afirma que "las cara
terísticas faunísticas y litológicas del pozo Jardín 35 correspon
u ,
den perfectamente con las encontradas en la seccion típica de - -
El Abra".
Durante largo tiempo existió una confusión entre las calizas
El Abra y la Formación Tamabra. Hejm (1940) escribe: "Thus the
r Tamaulipas, Taninul and El Abra limestones are different facies -
of tlie same Tamabra Formation, interdigitatinq laterally and - -
often repeated aboye one another at the same locality (mixed - - 1
- facies). El nombre Tamabra se utilizó posteriormente en el sub-
suelo de Poza Rica para los depósitos de cuenca con clastos den-
vados de la Faja de Oro (Flores, 1955). Para remediar este incoa
veniente Bonet (1963) propuso el término de 'Formación Poza Rica"
para las calizas productoras de esta facies desafortunadamente e.a
te nombre no aparece en una publicación formal.
L 1
32
La parte de las ttcalizas Tamaulipas t , que sobreyace al ttHor i
zonte Otates tt , fue denominada por Muir (1936) Tamaulipas Superior
y se considera el equivalente, de facies pelágica, de la Forma- -
ci6n El Abra.
Edad de la Formación El Abra.- Boehm (1898), al estudiar los - -
afloramientos de la Sierra de El Abra, encontró, una fauna equiva--
lente a la de la Formación Edwards de Texas. Adkins (1930)descri
be varias especies de rudistas en la cantera y túnel de Taninul y
les atribuye una edad Friedricksburg-Washita (Albiano medio-Ceno-
maniano temprano. Según Muir (1936), el límite superior de la --
Formación El Abra había sido ya definido por geólogos de la Mexi-
can Gulf con base al pelecípodo Pecten roemeri Hill, encontra-- -
do inmediatamente debajo del contacto con el Turoniano. Este -
fósil, característico de la Formación Buda, indica una edad ceno-
maniana temprana y media.
Sin embargo, hubo discrepancias en lo que respecta al límite
inferior de esta formación. Baker (1971) opinaba que las calizas
con rudistas eran de la edad de la Formación Georgetown, o sea --
del Albiano tardío. Por otra parte, al perforarse el pozo Jardín
No. 35, a una profundidad de 1,300 m se encontró el foraminife- -
ro Orbitolina texana Roemer, fósil característico de la Formación
Glen Rose de Texas, de edad albiana temprana.
la
33
Burckhardt (1930) creyó en la ausencia del Cenomaniano supe-
rior, y en la existencia de un hiato en la cima de la Formación El
Abra. Sin embargo, en estudios recientes, Aguayo (1978) encontró
en la zona postarrecifal de la Sierra de El Abra, un delgado horJ
zonte con fauna pelágica del Turoniano, que comprende: Hetero- -
helix reussi Cushman, Marginotruncana canaliculata Reuss, M. - -
pseudolinneana Pessagno y . sigali Reichel. Esto implica que el
depósito de la Formación El Abra duró hasta el Turoniano. El ho-
rizonte mencionado está situado en la mitad de la sección de Agua
yo en la Sierra de El Abra, y corresponde a la parte alta de la -
Formación El Abra, de la cual se midieron aproximadamente 1,140 m
en el cercano pozo Agua Nueva 1 (Carrillo-Bravo 1971).
r Respecto a la edad de la Formación El Abra en el subsuelo, -
considerada muy generalmente albiano-cenomaniana, es importante -
mencionar que Becerra (1970), en el estudio de la Formación Tama-
bra del área de Poza Rica, encontró material detrítico provenien-
te de la Faja de Oro en una matriz con microfauna pelágica del Tu
roniano (Heterohelix sp., Rotaljpora sp. y Globotruncana sp.). -
Esto podría ser consecuencia de una parcial exposición de la pla-
taforma cretácica y de su erosión durante el Turoniano, o del cr
cimiento continuo durante esta edad de arrecifes aislados en el -
borde de la misma, durante este tiempo, acompañado por derrumbes -
• de clastos prearrecifales. Ambos criterios coinciden con la dis-
u
h.
1
34
tribución errática de la Formación Agua Nueva del Turoniano. Sin
embargo, no se tiene conocimiento de macrofauna de edad turoniana
1- (hipurítidos) en rocas arrecifales de la Formación El Abra.
Formación Agua Nueva
Base indicó desde 1906 la presencia del Turoniano al este de
la Sierra Madre Oriental, describiendo un delgado espesor de calj
zas con Inoceramus labiatus que sobreyacen las calizas masivas --
del Albiano-Cenomanjano en la localidad Las Palmas de la Sierra -
de El Abra. En general, los antiguos autores incluyen los estra-
tos del Turoniano bajo el nombre "capas San Felipe" o "San Felipe
inferior". Según Muir (1936), Stephenson propuso, por primer la -
Formación Agua Nueva, citando como localidad tipo el Cañón de - -
La Borrega, en las estribaciones occidentales de la Sierra de Ta-
L maulipas, cerca del poblado de Agua Nueva. Según el mismo autor ,
Heim, al hacer referencia a las formaciones del Turoniano en la -
región de Tamazunchale, las denomina "Xilitla beds".
Muir menciona que la Formación Agua Nueva sobreyace a la For
mación El Abra al sur de Ciudad Valles y también que se encuentra
en el subsuelo de los campos petroleros del norte mientras que h
cia el sur su presencia es dudosa.
En la Plataforma de Tuxpan-Tecolutla La Formación Agua Nueva
1
se 1-ia encontrado únicamente en el interior de la misma, en tres -
áreas aisladas estando las principales en las partes central y --
septentrional (Fig. 8). Su espesor, sumamente variable, fluctúa
entre 10 y 120 m.
Juzgando por su distribución y espesor variable, parece que
esta formación se depositó probablemente en depresiones de la su-
perfice irregular de la Formación El Abra en las cuales penetró -
el mar del Turoniano, mientras que gran parte de la plataforma --
permanecía emergida. De sus márgenes elevados caían derrumbes --
a lo largo del talud, sobre el cual se depositaban sedimentos pe-
lágicos; la Formación Agua Nueva puede así considerarse contempo-
ránea con parte de la Formación Tamabra (Bonet, 1963 y Becerra, -
1970). La primera invasión marina sobre la plataforma es todavía
una transgresión muy limitada.
Formación San Felipe
Según Muir (1936), el nombre San Felipe fue introducido por
fr Jeffreys en 1910 y adoptado por los geólogos de los campos petro-
leros. Jeffreys dice lo siguiente:
"The so-called Middle Cretaceous is well exposed at San Felipe on the Central Railroad between Va lles and Taninul and shall be named after that -
-- spot...".
L
1 1
/TouroiC
/ r Cincuenta 'C0
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\TAMIAHUA
Solis 200,//',f \
" 4) ,.
•ua Colorado 1
, yoro Alto 1
Marsopa 3
•\ TuzpoO 3
\ TUXPAN \
Bagr. 10
\
orid l/
Oscuro4
IohUo 5 \
r/o iI Atun 502
•Muro2 O \
/ouro Sur 1
AREA CUBIERTA POR \0rcn 201 501,0 Morga 8
o LA FM. AGUA NUEVA BARRA DE
CAZONES
OCozones
\I,git 1
2 Escualo 2
Espino 1 1115,71. \
O Fnc1\
ESPESOR> §Om. Mozutl
a 1 Mero 1 StaAgu.da1
•E OrdoSezCangrejo 1 o
O POZA RICA N.
. •' TECOLUTLA
O Percebes 1-A
_ •Ostofles 1
O lO 20 =---- -
Km
Fig.8 DISTRIBUCION DE LA FM. AGUA NUEVA completada con datos de otros poios)
ffl
Muir modifica posteriormente la definición original de Jef--
freys y define la Formación San Felipe como "including the alter
ating limestones and shales of Coniacian and Lower Santonian - -
age occuring in various exposures west of San Felipe.. . aplican-
do esta definición a los estratos de la misma edad en el subsuelo
La distribución de la Formación San Felipe sobre la Platafor
ma de Tuxpan-Tecolutla se presenta en la figura 9. Se ha encon--
trado esta unidad en algunas localidades que coinciden, muy gene-
ralmente, con las depresiones donde se depositó la Formación Agua
Nueva; pero éstas se han reducido en extensión. Su espesor es --
muy irregular, variando de 30 a 100 m.
-
Sin embargo, es posible que esta formación se haya deposit
do también en el extremo norte de la plataforma, pero la erosión
afectó estas áreas de tal modo que quedó sólo una mezcla de sedi-
mentos retrabajados que se suele incluir bajo el término de "Cre-
tácico Superior" (Expedientes de pozos de Petróleos Mexicanos, G
L mez-Ponce y Gómez-Ponce, 1977).
Formación Méndez
Una serie de lutitas recubre la Formación San Felipe, la - -
cual fue considerada com parte del Santoniano por B6se (1906) --
y Burckhardt (1930). Posteriormente, según Muir (1936), Adkins y
1111
UI
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Bagre 10
\ Roscuro4 \ " Florido 1 OFrijoljilo 5
Atur' 502 \o o \er'cs101
fo" sur '
Morse 8 \Horcn 2O°° ones 2
BARRA DE o
12222 AREA CUBIERTA POR LA
Mesta F CAZONES M SAN FELIPE
Escualo 2
/ 0 Fncaj'
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ESPESOR > 50m. Mo7u?Ia 1 Mero
' Sta. Agueda 1
O POZA RICA N SE OrdoBez
O
Cangrejo 1 o
\ b& o
TECOLUTA
SOstones 1
Tecolu0jo Percebes 1 A
O lO 20
—4 Km
FIg.9 DISTRIBUCION DE LA FM. S A N FELIPE
(completada con datos de otros pozos)
39
Stephenson indicaron que la parte media de esta serie de lutitas
corresponde al Campaniano y la superior, al Maestrichtiano. - -
Muir mencion6 también que estas lutitas fueron llamadas tt Papaga-
yos T ' por Dumble, quien las correlacionó con los afloramientos de
la Sierra de Papagayos del noreste de México; sin embargo, ya --
Jeffreys y varios otros autores habían utilizado el nombre Mén--
dez para esta formación, considerándose como su localidad tipo -
los afloramientos cercanos a la estación Méndez del ferrocarril
San Luis Potosí-Tampico. Pero únicamente la parte superior de -
la Formación Méndez está representada en esta localidad, donde -
una rica microfauna indica una edad maestrichtiana; en otras lo-
calidades, se encuentra su parte inferior que llega al Santonia-
no.
Aguayo (1978) menciona que en una parte de la Sierra de - -
El Abra, la cima de la Formación El Abra está cubierta por una -
brecha cuya matriz contiene fauna del Campaniano.
Recientemente, Aguayo y Kanamori (1976) proponen un nuevo -
miembro de la Formación Méndez, el Miembro Tamuin, expuesto a lo
largo del flanco oriental de la Sierra de El Abra. Su litología
se distingue por La presencia de calizas poco arcillosas oscuras
con laminación y estratificación gradual, posiblemente deposita-
das por corrientes de turbidez; su edad, basada en foraminíferos
planctónicos, es del Campaniano tardio.
Con el Campaniano se reanuda la transgresión sobre la Plata-
forma de Tuxpan-Tecolutla, se vuelven a hundir las antiguas cuen-
cas de dep6sito y nuevas áreas son inundadas (Fig. lo). El espe-
sor de la Formación Méndez varia de 10 a 80 m, con promedios de -
30a40m.
Se cree que esta formación cubrió grandes áreas de la Plata-
forma; sin errbargo, mucho quedó destruido por la erosión. En - -
efecto, varios pozos, donde la Formación El Abra se encuentra - -
en discordancia con el Terciario, muestran en la base de este si
tema sedimentos retrabajados con fauna del Campaniano-Maestrich--
tiano. Este fenómeno es particularmente notable en los pozos ma-
rinos.
1 E.- Terciario
r La Cuenca de Tampico-Misantia (López-Ramos, 1974) está situ
da en la costa del Golfo de México, entre el extremo sur de la --
Sierra de Tamaulipas, al norte, y el Macizo de Teziutlán al sur.
Esta cuenca terciaria se originó como consecuencia del pleq,
miento de la Sierra Madre Oriental durante el Eoceno temprano y -
medio y se llenó en un comienzo con sedimentos postoroqénicos del
Fiq.tO DI3TRIBUCI3N DE LA FORMACION MENDEZ
—COMPLETADACON DATOS DE OTROS POZOS-
E c
r
C
AREA CUBIEF POR LA FM M u ESPESOR >
lo zc Km
u
42
Eoceno superior. Al acentuarse las depresiones de la cuenca se -
depositaron sedimentos arenosos cerca del borde y arcillosos a m
yor profundidad.
n
El Oligoceno se caracteriza por alternancia de depósitos - -
transgresivos y regresivos, mientras que el Mioceno fue una época
de gran subsidencia durante la cual se depositó un enorme volumen
de sedimentos terrígenos.
Todos los datos que se refieren a la estratigrafía del Ter---
• ciario en la Plataforma de Tuxpan-Tecolutia fueron tomados de los
expedientes de los pozos en el área costera. En la franja man--
- na, se consultaron los trabajos bioestratigráficos de Barker y --
• Blow (1976), Gómez-Ponce (1969), Gómez-Ponce y Gómez-Ponce (1977)
y de Salazar (1971). Según los investigadores que tratan este t.
ma, son muchos los problemas que afectan a la estratigrafía del -
Terciario en esta región. Las unidades formacionales se han est
u blecido con base en el contenido faunístico y no en la litología,
- lo que causa discrepancias en los cambios de facies. Además, fe-
u nómenos de retrabajo por corrientes y acarreo han complicado el -
cuadro.
rL
Los sedimentos del Terciario son a menudo discordantes sobre
-, el Cretácico Superior y aun sobre la Formación El Abra. Estas --
1 1
L
discordancias son locales y tienen amplitud variable, por lo que
se infiere que la región fue afectada por una tectónica de blo- -
ques durante el Eoceno tardío y el Oligoceno. Los estudios real
zados en los pozos marinos identificaron un potente espesor de --
Mioceno, con fósiles retrabajados de casi toda la columna tercia-
ria.
El espesor del Terciario es máximo en el extremo sureste de
La Plataforma (más de 3,000 m) y se acuña hacia el noroeste (Fig.
11). Esta generalización es válida principalmente para el Mioce-
no, que constituye la casi totalidad de la columna post-cretácica
en la franja marina. Se puede inferir que, por lo menos el Mioce
no, se depositó sobre una plataforma cretácica inclinada hacia el
sureste (Fig. 12), ya que su espesor es función de La profundidad
a la cual se encuentra la cima de la Formación El Abra.
/
Fug 11 ISOPACAS DEL TERCIARIO 1COMP% 1 TADO (fll DATOS DI (TROS POZOSP
CERRO TANCOCHIN DEORO1 1
C A A o
OLIGOCENO 500-
1000' 7/
1500 FM EL ABRA
2000
SOLIS AGUA 200 COLORADA 1
B A A
TIBU RON
AC
MIOCE NO
MARSOPA 3 AB
MESITA ESPINO ESCUALO 1 2
A A A AA
2
2
3
Fig.12 SECCIONES ESTRATIGRAFICAS
DEL TERCIARIO SOBRE LA FM EL ABRA
4
LA FORMACION EL ABRA EN LA PLATAFORMA DE TUXPAN-TECOLUTLA
e: Morfología y espesor
La Formación El Abra, en el subsuelo del área estudiada, cu- *
bre una superficie de unos 12, 000 Km 2 y tiene forma aproximada de
elipse con sus extremos situados a la altura de Cabo Rojo, al no
te, y de Barra de Tecolutia, al sur, respectivamente. Los datos
sísmicos indican que se trata de una estructura tabular, delimita
da por un escarpe que la rodea (Fig. 13).
•1 La extensión de la Plataforma de Tuxpan-Tecolutia es relati-
vamente pequeña, respecto a las demás plataformas calcáreas del -
este de Mxjco (la Plataforma de Valles-San Luis Potosí tiene una
Extensión de unos 33,000 Km2 ) sin embargo, es comparable con los
bancos principales de las Bahamas (Newell y Rigby, 1957) y con --
los bancos que se formaron durante el Triás ico-Cretácjco en la zo
L na periadriática (D'Argeni o , 1975).
La Plataforma de Tuxpan-Tecolutla está constituida por una -
potente secuencia de carbonatos que contrasta con los delgados e
pesores de los depósitos contemporáneos de mar abierto (Fig. 14).
Los espesores más grandes, alrededor de 1,600 m (Fig. 15), se en-
Oki
en las márgenes oriental y occidental (pozos Mesita 1 --
y Atan 502). El pozo Jardín 35 muestra un espesor anómalo de - -
L 1
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ris 13 COIIF1GIaION FSTFUCTUAL DF LA CIMA DF LA FM EL ABRA ( SICi.UYtO PAPTES 01 1 A FORMACIONIS TAMABRA Y TAMAULIPAS SUPERIOR)
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Fig..14.SECCION ESTRUCTURAL DE LA PLATAFORMA DE TUXPAN—TECOLUTLA.
(MODIFICADA DE CASTRO M.,MARTINEZY PEDRAZZINI IN PEDRAZZINI Y BASAÑEZ.1978)
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ECOLUTIA
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F i g 15 ISOPACAS DE LA FORMACION EL ABRA
50
3,500 m, dato inexplicable que hasta ahora no ha encontrado solu-
ción. En el interior de la plataforma los espesores tienden a
ser mayores en la parte centro-meridional (alrededor de 1,400 m)
y a disminuir hacia el norte donde son alrededor de 800 m, lo que
quiere decir que la Formación El Abra se acuña hacia el norte so-
u bre la Formación Tamaulipas Inferior, como se puede observar en -
la figura 7.
Por otra parte, la profundidad de la cima de la Formación El
Abra varía en dirección NW-SE (Fig. 13), mostrando unos mínimos,
alrededor de 500 m, al noroeste y unos máximos al sureste, en los
pozos marinos, donde alcanzan los 3,000 m (pozo Mero 1). La in--
clinación de la plataforma hacia el sureste es de 20 a 50 (Guzmán
1967.
El engrosamiento de la Formación El Abra en sentido N-S es -
aparentemente independiente de la inclinación de la plataforma --
y depende de tectonismo sinsedimentario, como se ha visto en el -
caso de la Formación Tamaulipas Inferior.
La configuración de la cima de la Formación El Abra (Fig. --
13), permite identificar en la plataforma algunos rasgos caracte-
rísticos:
1.- Un borde occidental, delimitado hacia el W por una fuer-
te pendiente (hasta más de 30 0 , según Enos, 1977), con una serie
alargada de pequeñas estructuras que pueden pertenecer en parte a
L arrecifes. Se cree, sin embargo, que en su mayor parte eran ban-
cos calcáreos emergidos o muy someros, edificados sobre desarro--
lbs orgánicos u oolíticos.
2.- Un borde oriental también delimitado por un talud con pen- -
dientes que varían de 150 a 200, con una alineación de estructu--
ras alargadas de mayor extensión que las occidentales; en ellas -
se localizan los campos marinos. De los pozos marinos estudia- -
dos, únicamente Ostiones 1, Percebes 1-A y Marsopa 3 muestran ba
cos de rudistas en la cima de la Formación El Abra. Los demás po
zos, de los cuales se conoce sólo un intervalo muy reducido, pre-
sentan sedimentos de tipo lagunar. El único pozo marino profun--
Ldo, Atún 502, muestra biostromas de rudistas y biolititas de al--
gas rojas en algunos tramos de la columna, pero no en la cima.
El proceso de erosión kárstica que afectó la superficie de -
la plataforma, cubrió toda evidencia de fallas de pequeña magni--
u tud. Sin embargo, se tiene evidencia estratigráfica del movimie
to de bloques por fallas, anteriores al depósito de la Formación
El Abra, como es el caso del pozo Finca 1 donde falta el Neocomi
no, y por fallas que afectaron el basamento, como lo demuestra el
espesor anómalo de lechos rojos en el Pozo San Sebastián 101. --
51
1
52
Los principales lineamientos que pudieran indicar fallas de gran
magnitud son los grandes escarpes que limitan la plataforma hacia
este y hacia el oeste. La informaci6n sísmica no indica la exis-
tencia de tales fallas. En lo que respecta a la margen occiden---
tal, tampoco lo demuestran las columnas de los pozos que han atr
vesado las unidades anteriores a la Formación El Abra.
La Plataforma de Tuxpan-Tecolutla, así como los demás bancos
calcáreos del este de México, muestra una topografía de areas - -
elevados y fondos adyacentes, separados por escarpes de gran altu
ra (aproximadamente 1,000 m). Las condiciones eran así favora- -
bles para la formación de depósitos de gravedad (depósitos de ta-
lud) o de densidad (Enos, 1977), que se reflejan en alternancia -
de litología distinta (Becerra, 1970). A estos sedimentos se - -
ha dado el nombre de Formación Tamabra (Fig. 14) la que, a su vez
pasa transicionalmente a las calizas pelágicas puras de la Forma-
1
ción Tamaulipas Superior; se ha comprobado que tales depósitos -
detríticos existen también hacia el este (Informes inéditos de Pe
tróleos Mexicanos). Este tipo de sedimentación se vuelve a enco. u
trar en los flancos de la Plataforma Valles-San Luis Potosí (Ca--
rrillo-Bravo, 1971; Moya, 1975; Carrasco, 1977) y son probableme
te comunes alrededor de otras plataformas calcáreas.
53
Bioestratiqrafia
El estudio bioestratigráfico de la Formación El Abra tiene -
1!. distinto enfoque seg6n si se considera el ambiente arrecifal (fa-
cies Taninul de Muir, 1936) o el ambiente lagunar (facies El - -
Abra). En esta disertación, que incluye ambas facies en el com--
plejo de la plataforma calcárea, el estudio bioestratigráfico - -
abarca cinicamente las facies lagunares y está basado en foramini- 1
feros bentónicos, ya que las biota arrecifales no existen en to--
dos los pozos estudiados; cuando se encuentran son aisladas y su
estado de conservación no permite generalmente la identificación
de Los organismos.
Sin embargo, con el fin de ilustrar las biocenosis arrecifa-
les de la Formación El Abra e inferir su significado ecológico, -
se mencionan brevemente (bajo el titulo de tMacrofauna) los ma--
crofósiles de la facies Taninul, encontrados por distintos auto--
res principalmente en los afloramientos de la Sierra de El Abra.
a
Macrofau.- Durante el siglo pasado Boehm (1889 y 1898) descri-
bió faunas de caprínidos y radiolitidos en los afloramientos de - u
la Sierra de El Abra. Con mayor detalle Adkins (1930) menciona,
en el afloramiento de Taninul, los rudistas Caprinula sp. y --
casia aff. texana, asociados con otros moluscos (Pecten XQ.emeri) a
y corales; en la Cueva de El Choy, los rudistas Eoradiolites aff.
L
54
uadratus y Çprjla sp., el ostreido Choridrodonta munsoni y - -
otros pelecípodos, gasterópodos y corales; en una cantera al N de
El Choy, los rudistas Caprinula cf. anquis,,joradiolites cf. - -
davidsoni, Toucasia texana, el pelecipodo Lima cf. wacoensia, los
gasterópodos Trochus sp., Çrithium sp., Turritella sp. y el bra-
quiópodo Kingena wacoensis.
Bonet (1952) indica, por primera vez, la presencia del coral
ramificado Cladopl-iyllia en clastos derivados de la Faja de Oro; -
este coral se encuentra comunmente en la Sierra de El Abra. Brown
y Coogan (1968) mencionan el hallazgo del hidrozoario Parkeria --
sphaerica en la Formación EL Abra. Más recientemente, Coogan - -
(1973) menciona nuevos géneros y especies de rudistas encontrados
a lo largo de la carretera Valles-Tampico y del Ferrocarril San -
Luis Potosí-Tampico, en La Sierra de El Abra, que son: Radio-- -
lites abraens, Mjicaprina cornuta, Mexicaprina minuta, además
de Sauvagesia texana y Caprinuloidea multitubif, fauna que - -
atribuye al Cenomaniano temprano. Este autor considera que Sauva-
gsia forma parte del postarrecife, mientras que los demás rudis-
tas pertenecen al arrecife propiamente dicho.
Microfauna.- Se presentan en la figura 16 los alcances de los --
principales foraminíferos bentónicos en los pozos profundos estu-
diados. Como horizonte de referencia, se ha tomado la base de la
- - - - - - - - - - - - - o o
-1- - P A R T E S U R
RIO TECOLUTLA - RIO CAZONES)
P A R T E C E N T R O ) R 1 0 C A 2 0 N E S - R 1 0 T U X P A N )
P A R T E N O R T E 1 .N O R T E O EL R U O T U X P A N )
FRANJA MARINA
FINC A 1 ESPINO 1 CAZONES2 FLORIDA 1 ' RA Y A
OSCURA 4
FRIJOLILLO
5 MU RO 2
MURO
SUR 1 SALTO 1 MESITA 1
HORCON
201
CAÑAS
101 TUXPAN 3
VARA
ALTAI
AGUA
COLORADA 1
SOLIS
200
AGUACATE
2
CINCUENTA
200 TAURO 1
ATUN
502
MARSOPA
3
cc,
oc
NMuEsrRAS O E EIUCt £0
DOLOMIA
i SITA
Fig.- iG DISTRIBUCION DE MICROFOSILES CARACTERISTICOS DE LA FORMACION EL ABRA EN LOS POZOS PROFUNDOS ESTUDIADOS
56
Formación El Abra, tal como pudo establecerse en el curso de este
estudio.
Se puede observar que los alcances difieren notablemente del
patrón general en el pozo Horcón 201, estudiado exclusivamente --
por medio de muestras de canal. Para excluir algún error de mues
treo éste pozo se ha descartado. En los demás pozos se han toma-
do en cuenta únicamente las muestras de núcleo para establecer --
una zonificación.
Como objeto de comparaciórz se presentan aparte (Fig. 17) las
columnas de los pozos Naranjos 24 y Jardín 35, situados en la mar.
gen occidental de la plataforma y de los cuales no se tiene un --
control estratigráfico adecuado. En efecto, el pozo Naranjos - -
24 termina en la Formación El Abra y en el Jardín 35 esta forma--
ción tiene un extraordinario espesor de columna, por lo cual se -
sospecha algún incidente estructural o error en las profundida- -
des, ya que la primera aparición de Orbitolina difiere de 1,300 m
en ambos pozos.
Para evaluar el significado estratigráfico de los foraminif
ros estudiados, es necesario tomar en cuenta sus características
como indicadores de ambiente.
Nummoloculina heimi y Dicyclina, equivalentes ecológi--
1
PROF bn m
. NARANJOS 241
600
700
800
900 SIN MUESTRAS
1000
1100 :1
N 200
1300 x
400
500 SIN MUESTRAS
1600 P. T.
1700 FM EL ABRA
1800
1900
000
loo 200
300
400
500
600
! 700
$00
soo 1000
1100
1200
1300
1400
1500 • Aa
JARDIN 35
NUMMOLOCULINA
DICTYOCONUS
DIC YCLINA
COSKINOLINA
ORBITOLINA xxxxxxxx
N—MUESTRA DE NUCLEO
N
x x x x * * * *
vv P.T. FM EL ABRA
FIG.I7 DISTRIBUCION DE MICROFOSILES DE LA FM. EL ABRA
L
EN POZOS ANTIGUOS -1
cos de los Peneroplidae actuales, habitaban los fondos lagunares
fangosos (Bonet, 1956) en este mismo ambiente se encontraban - -
Valvulammina y Cuneolina. Este ambiente predomina volumétricamen
te en la plataforma y estos foraminíferos tienen largo alcance.
Sin embargo, el alcance de Dic Vc1ina está, aparentemente, bien d
limitado a la parte superior de la Formación El Abra. bM
PtMoconus, Coskino lina y Qito1ina son comunes en los - -
ambientes arrecifal y periarrecifal; estos ambientes son discontJ
nuos en la extensión de la plataforma así como estos fósiles. En
los pozos considerados, Orbitolina y Coskinolina están restringj
dos a un tramo limitado de columna estratigráfica.
Con la información de los pozos estudiados y de pozos anti--
guos se pudieron sólo definir dos biozonas para la Formación El -
Abra en la Plataforma de Tuxpan-Tecolutla (Tabla 2);
Zona de yjina: este género aparece en la cima de -
18
la formación y se cree limitado a su parte superior. -
a
Pueden encontrarse en esta zona los foraminíferos Nummo-
ft
loculina himi, Valvulammina, Cuneolin, Diqtvocou,s, -
Coskinolina y también Pseudolítuonella y Pseudoch--
a lidina.
Zona de Orbitolina: Orbitolina es el único género sig-
1 1
9 ,1
m
1.
u
L
Bonet Cabrera y Menes Govela (1956)
( 1973 ) ( 1974 ) Presenteestudjo
Pozo Mesita 1 Campo Atan
Zona de Zona de Zona de Dicyclina Numrnoloculina Nu mmoloculina
heimi heirni-Dievelina Zona de
Dicyclina Zona de Zona de Nautiloculina- Nummoloculjna Dictyoconus heimi
Zona de Dictyoconus
Zona de Coskinoiina- Dictyoconus
Zona de Zona de corales-algas Dictyoconus
Coskinolinoides Zona de
Zona de Orbitolina
rudistas
Zona de Zona de Orbitolina Orbitolini
TABLA 2 - ZONIFICACIONES DE LA FORMACION EL ABRA SEGUN DISTINTOS AUTORES
hí
r
E
nificativo que caracteriza la parte inferior de la For-
maci6n EL Abra; este dato se ha tomado particularmente
del pozo Mesita 1 y de las observaciones de Bonet. Fo
man parte de esta zona Nummoloculina heim, Cuneolina,
Coskinolina, Valvulammina y Pjççconus, además de - -
Pseudoljtuonella.
En 1956 Bonet propuso la primera zonificación de la Forma- -
ción El Abra, con datos de superficie apoyados con el pozo Jardín
35. Posteriormente Cabrera y Menes (1973), en una reinterpreta--
ción del pozo Mesita 1, presentaron su zonificación incluyendo z
nas de corales y de rudistas. Govela (1974) estableció para el -
Campo Atún una zonificación que no difiere mucho de la de Bonet.
En la tabla 2 se representan estas zonificaciones comparadas con
la adoptada en este estudio.
La zonificación de Cabrera y Menes para el pozo Mesita 1, s.
tuado en el margen arrecifal, tiene evidentemente sólo valor lo--
r cal; en efecto, se ha podido observar que, aun es esta área, la -
• distribución vertical de los bancos de rudístas es irregular. --
Además, una zonificación que incluye macrof6siles, no es adecua- -
da para el conjunto de la Formación El Abra.
La zonificación de Govela se distingue de la de Bonet por --
6 1
61
'IP
una zona de Nummjculina heimi y por la ausencia de lade Orbitoli-
a que, evidentemente, el autor no encontró en el campo estudia--
do. Los datos de la presente investigación no justifican la exi
tencia de esta zona ya que se ha podido observar que N. heimi - -
se extiende desde la cima de la columna hasta casi su base; por -
otra parte, Bonet (1956) menciona que este foraminifero puede ap.
recer desde el Albiano temprano. Se ha considerado durante mucho
tiempo que su zona de apogeo se situaba en el Albiano superior-Ce
nomaniano; sin embargo, se ha observado que, en un mismo horizon-
te, este fósil puede encontrarse aislado o formando acumulaciones
que constituyen una verdadera calcarenita. Se cree, por lo tan--
to, que las grandes concentraciones de N. heimi son debidas más -
bien a factores mecánicos, o posiblemente ecológicos, locales.
La zonificación de Bonet, así como la de Govela, indican - -
la presencia de una zona de (o Coskinoli-
noide), la cual no ha podido comprobarse durante esta investiqa-
ción, a pesar de contarse con un gran número de datos.
La zonificación actual se restringe así a las dos biozonas -
mencionadas. Bonet (1956) atribuyó la primera asociación al CenQ
maniano y la segunda, al Albiano temprano. Es evidente la fal- -
ta de una zonificación más detallada, que no se pudo lograr por -
medio de los foraminíferos bentónicos. Debido a esto, no se in--
u
E
1•
E
E E L 1! lo, L
E
1
62
tenta de ninguna manera situar estas zonas en una escala cronoes
tratigráfica.
Ljtofacjes
El primer estudio detallado de la Formación El Abra en la --
sierra del mismo nombre fue hecho por Bonet (1952) quien distin--
guió dos miembros que son: el miembro El Abra, de calizas cripta
cristalinas sin elementos clásticos y el miembro Taninul, de calJ
zas criptocristalinas con bioclastos predominantes.
En el presente estudio no se separan los dos miembros porque
se estima que, si éstos bien pudieron reconocerse en los aflora--
mientos limitados de la Sierra de El Abra, en el conjunto de la -
Plataforma de Tuxpan-Tecolutla los bancos arrecifales no muestran
continuidad lateral ni vertical.
A continuación se describe la litologia de la Formación - -
El Abra en el subsuelo, mediante sus litofacies principales, ta--
les como pudieron identificarse a pesar de las limitaciones del -
muestreo. Se añade que, además de las litofacies caracteristicas
de un ambiente de plataforma, se reconocieron, a lo largo de toda
la columna de esta formación, frecuentes horizontes bentoníticos,
que representan antiguos horizontes cineríticos.
63
Un informe inédito de Bebout, Coogan y Maggio (1965) mencio-
na,en el área de la Faja de Oro y al este de ella, hasta doce litQ
facies, muchas de Las cuales son realmente análogas entre sí. C
brera y Menes (1973) reconocieron seis microfacíes en su estudio
del pozo Mesita 1; cada una corresponde a una determinada profun-
didad, pero comprende agrupaciones de varias litologías. Por fin
Govela (1974), en su estudio del Campo Atan, describe litofacies
que corresponden, generalmente, a Las que se identifican en este -
estudio.
Durante el desarrollo de la presente investigación se obser-
varon las Litofacies que se representan en la tabla 3, con sus --
equivalentes en Los trabajos de otros autores. La nomenclatura -
aquí empleada, modificada de Folk (1959), se considera válida pa-
ra toda la plataforma. A continuación se describen las principa-
Les litofacies:
Micrita.- Se han encontrado en algunos pozos cuerpos de poco es-
pesor de micrita pura, a menudo con recristalización a pseudoesp
to y sin fósiles, con excepción de raros fragmentos de equinoder-
mos. La litología es excepcionalmente monótona. No es fácil en-
contrar una explicación para el origen de este tipo de sedimento,
que es notablemente estéril en fauna.
Bonet (1952) encontró este tipo de sedimentos en la Sierra -
Bonet Bebout et al. Govela: Campo Atúri 1952) (1965) (1974) P r e s e n t e estu d i o
Calizas e etptocristalinas siii clásticos:
Calcilutita con fósiles mienta arcillosa micrita escasos.
Calcilutita con milióli- mienta de miliólidos micrita de miliólidos mienta fosilífera dos.
Caliza criptocnistalina - mienta nOII caj)ninidos bioinicnita con bioclastos con elásticos
Calizas elásticas hioclástica gruesa ealeirnudita de biorrudita ilgas calcáreas
(ungIorin'i'idos ('ale reos hio'ISsi nt p11051 ______ hiorrudita
bree ms
Calcaretiitas:
Microcoquinas mienta de miliólidos mienta de rnili6lidos mienta fosilífera
Espergenita granos recubiertos calcarenita de pellas fecales mienta grumosa y pelespatita
Oolitas oospatita
in t ra mie rita
la ni toar u ic rita de algas la tuina res e strotu atol it os
e vaporitas
Tabla 3.- Equivalencia entre las litofacies de estudios anteriores y las observadas en el presente estudio
ho
1! 1 r E
L L
65
de El Abra, en estratos potentes y regulares. Se considera que -
los lodos calcáreos, de probable origen orgánico, se deposita-- -
ron en depresiones del interior de la plataforma.
Micrita fosilífera.- Está constituida por micritas con un conte-
nido variable de microfósiles (de 5 a 20%), entre los cuales pre-
dominan los miliólidos; hay también varios otros géneros de fora-
miníferos bentónicos, acompañados de ostrácodos, pequeños gaster
podos y frecuentes restos de algas dasicladáceas (Láms. 1, II, --
III y Iv).
u
Puede incluir algunos fragmentos transportados de macrofósi-
les, tales como moluscos, algas y corales, y pueden también enco
trarse ooides e intraclastos (Lám. V, figs. 1 1 2 y 3).
Esta facies, que comprende la mayor parte de los sedimentos
que constituyen la Formación El Abra, representa por su fauna co
r diciones lagunares con gran desarrollo orgánico.
Micrita grumosaelespatita.- Se incluyen en una misma facies
porque comunmente se encuentran asociadas y son difíciles de sep.
rar. Aunque en algunos casos las pelespatítas, bien clasificadas
y con textura uniforme, parecen indicar un origen fecal; mas a m
nudo, las zonas con pellas pasan transicionalmente a micritas de
aspecto grumoso, que pueden ser el producto de la aglutinación --
1
del lodo calcáreo por películas orgánicas del fondo. Este fen6m
no se produce en aguas de muy leve agitación.
Las pelespatitas no presentan fauna, mientras que las micri-
1
tas grumosas contienen generalmente escasos fósiles (Lám. V, fig.
4).
L Oopatit.- Comprende ooides micríticos, oolitas bien desarrolla
das y granos revestidos (Lám. VI). Se encuentran también gra-- -
nos compuestos o tlgrapestonest sin que lleguen a constituir una
facies distinta como en las Bahamas (Illing, 1954).
Se ha observado frecuentemente una matriz micrítica, pero --
es más común encontrar un cemento espático, a menudo con dos o --
más generaciones de calcita. Esta facies puede presentar una al-
ta porosidad intergranular.
Se considera que en la plataforma estudiada las oospatitas -
se formaron sobre bancos someros, en canales de marea, o en zonas
sublitorales de áreas emergidas.
Intramicrita.- Esta litofacies se menciona porque aparece con --
un notable espesor (380 m) en el pozo Florida 1, aunque práctica-
mente no tiene importancia en otras localidades. Está constitui-
da por calizas en las cuales los intraclastos representan los al
67
químicos principales, ya sea en una matriz micrítica o cementa--
dos con espato. Contiene hasta un 10% de microfósiles, en su m
yoria miliólidos; presentan además pequeños fragmentos de con- —
chas de moluscos y otros bioclastos.
Dentro de este cuerpo se encuentran intercalaciones irregu-
lares de micritas grumosas, biomicritas y oomicritas. Se supone
que esta litofacies representa el producto de una bioturbación —
localizada; sin emlargo, es difícil interpretar su notable espe-
- sor.
tromatolitos.- Con este nombre se comprende la asociación de
sedimentos calcáreos con carpetas de algas azul-verdes. En alg
nos casos estas algas filamentosas forman costras con interestra
tificaci6n de sedimento fino, muestran porosidad fenestral y — — 1
grietas verticales de desecación (Láms. VII y VIII). En otros,
cinicamente se nota una laminación fina o bandeamiento que que- —
da como testigo de los estromatolitos en la micrita, la lamina--
ción puede ser recta u ondulada y presentar inclusiones de sedi-
mento fino.
a.
A menudo, las costras o láminas están asociadas a dolomita
de grano fino o se encuentran dolomitizadas por diagénesis poste
rior al depósito.
1
MM
Esta facies se considera característica de las áreas de ínter
marea en las partes someras de la plataforma.
Biomicrita con bioclastos.- Está constituida por sedimentos finos
con abundantes fragmentos biógenos de origen arrecifal (Lám. IX).
Los componentes comprenden principalmente fragmentos de conchas de
moluscos, restos de algas y pseudo-intraclastos. La matriz es mi-
crítica y contiene una característica mi'crofauna lagunar (Lám. X).
Los bioclastos se encuentran redondeado; si permanecieron cerca de
su fuente de origen, en aguas agitadas, o angulosos, si fueron rá-
pidamente transportados en un ambiente de baja energía.
Esta facies corresponde a un ambiente periarrecifal; los fra
mentos derivados de la desintegraci6n de los bancos arrecifales se
depositaron en los lodos calcáreos que los rodeaban o fueron acarre
dos por olas o corrientes.
r t Biorrudita.- Está constituida por macrofósiles enteros o fragmen-
tados en una matriz micrítica o espática. Incluye igualmente clafl
tos calcáreos de origen inorgánico y material fino atrapado en los
huecos intergranulares.
L . Las biorruditas del ambiente arrecifal comprenden, predominan
temente, rudístas asociados con otros pelecípodos y gasterópodos,
corales, algas y briozoarios (Láms. XI y XII). Los fragmentos no -
1
me
presentan orientaci6n preferente y no puede distinguirse su posi-
ción original. La matriz mi-crítica es generalmente recristaliza-
[ da y en algunos casos se encuentra dolomitización. Hay porosidad
primaria y por solución pero los huecos están frecuentemente re--
llenos de espato drúsico o en mosaico. El equivalente reciente -
de esta facies puede encontrase en la "coralgal facies t' de Purdy Ih.
(1963)
t Un tipo distinto de biorrudita está caracterizado por la ho-
mogeneidad de los organismos que lo constituyen y que forman bio
tromas en la zona lagunar. Las conchas se encuentran generalmen-
te bien conservadas y muestran orientación preferente (Lám. XIII).
Se han encontrado bancos de Toucasia y de otros moluscos. La rna-
triz mi-crítica contiene escasos miliólidos y otros foraminíferos
bentónicos de aguas someras.
( Evaporitas.-. La parte central de la plataforma se caracteriza --
por la presencia de cuerpos importantes de evaporitas (principal-
mente anhidrita). Se han encontrado en los pozos del campo Tami
• hua, en el Sari Sebastián 101, Sabanillas 1, Paso San Lorenzo 1, -
Las Flores 1 1 Tncochín 101 y Tuxpan 3 (datos de López-Ramos, - -
1952 y Mena, 1955). A este respecto amerita notarse que Mena, al
realizar la primera subdivisión de la Formación El Abra en zonas
isópicas, delimitó la zona de evaporitas y propuso una interpret
1 1
70
ción para su formación. El espesor de los intervalos evaporíti--
L cas varía de 27 m en Tancochin 101 a más de 1,000 m en el San Se-
bastián 101.
El único pozo estudiado que presenta esta Litofacies es el -
Tuxpan 3; comprende 230 m de anhidrita de color blanco, de aspec-
to sacaroide, asociada con dolomita cristalina fina a mediana y -
L micrita grumosa. La anhidrita se presenta como: 1) pequeños n6-
dulos en micrita, 2) mosaico equigranular muy fino, 3) áreas mj
crocristalinas irregulares en micrita y biomicrita de miliólidos,
u donde es frecuente observar c6mo la anhidrita reemplaza la micrí-
ta y aun los miliólidos, 4) cristales de hábito alargado entrela-
zados. Se observa en algunas muestras barita y celestita asocia-
das con anhidrita.
Debajo de esta zona predomina la dolomita de grano fino en -
la cual el contenido de anhidrita disminuye considerablemente; --
más abajo hay micritas grumosas y pelmicritas, las cuales mues- -
tran todavía una baja cantidad de anhidrita y dolomita fina; la -
anhidrita se encuentra aquí como delgada interestratificacián.
Se considera que estos cuerpos evaporíticos corresponden a -
antiguas áreas lagunares; no se han encontrado aquí los estromatQ
litos que caracterizan las zonas de intermarea, ni rasgos diagn6
ticos de una sabkha marginal (Shearman, 1978).
E
71
Bjofacjes
Se consideran aquí las comunidades orgánicas que se tuvo la
oportunidad de observar en el curso de el estudio de la Formación
El Abra. Estos conjuntos pueden interpretarse como característi-
cos de determinados ambientes de depósito y, a menudo, de micro--
ambientes. Están estrechamente asociados con las litofacies y, -
generalmente, permiten diferenciar, a un grado más avanzado, - -
las condiciones ambientales.
La litofacies de Tt biorrudita' T comprende las siguientes biof
cies:
Rudistas, corales y algas calcáreas.
Algas solenoporáceas.
Biostromas de Toucasja y otros moluscos.
En la litofacies de "micrita fosilífera t se incluyen las biQ
facies siguientes:
Foraminíferos bentónicos varios
Numrrioloculina heimi
Ostrácodos
Mientras que estas últimas pertenecen a un macroambiente co-
mún, las que constituyen biorruditas muestran divergencias nota--
72
bies en las condiciones ecológicas.
Al observarse la litología en la cual se encuentran, se no-
ta que Numrnoioculina heimi, Çuneolina y Diçjclina se presentan -
1 en micritas y biomicritas puras, mientras que Valvulammina y - -
Pseudolituonelia tienden a encontrarse en micritas grumosas y -
peletoides, a menudo arcillosas. Dictyoconus está preferente--
mente asociado con biocenosis arrecifales.
1 A continuación se presenta una descripción de las principa-
les biofacies:
Biofacies derudistas, corales y algas calcárea.- Comprende --
principalmente caprínidos y escasos radiolítidos; son abundantes
también otros pelecípodos y gaster6podos, entre ellos se han - -
identificado Nerinea sp. y Acteonella sp. Estos moluscos se pr
sentan fragmentados y sin orientación preferente. La comunidad
comprende además una fauna variada; son comunes los fragmentos -
de corales hermatípicos, de briozoarios y principalmente de al--
gas calcáreas; se encuentra también una microfauna asociada de -
foraminíferos bentónicos entre los cuales es frecuente observar
Dictyoconus walnutensis. En algunos casos pueden notarse cora--
les hermatípicos del género Cladophyllja. Se han encontrado es-
tos corales en los pozos Ostiones 1 y Mesita 1, asociados con r
distas y algas.
73
Biofacies de aigas solenoporáceas.- Las algas solenoporáceas se
han encontrado en el ambiente arrecifal, en las biorruditas de -
rudistas y en los bioclastos derivados de ellas. Forman una co-
munidad orgánica bien desarrollada en el pozo Atún 502. Efl este
pozo se encuentran las algas en biospatitas, asociadas con onco-
•
litos, intraclastos y ooides; además se presenta la típica micrQ
fauna bentónica lagunar.
Las algas solenoporáceas forman también biorruditas donde -
son el principal componente; con ellas se encuentran fragmentos
de rudistas y otros moluscos. Es notable su asociación con onco
litos lo que indica condiciones litorales muy someras.
Biofacies de Toucasia.- Comprende organismos que forman biostrQ
mas sobre los fondos lagunares; muestran, a menudo, orientación -
preferente y están incluidos en una matriz de lodo calcáreo casi
puro (Lám. XIII). La presencia de microfósiles es rara.
Por su caracter homogéneo, estas comunidades de habitat la-
gunar se distinguen de las biofacies arrecifales propiamente di- u
chas, que muestran gran variedad de especies ecológicamente in--
terrelacionadas.
-•--,
Bjofacies de foraminíferos bentónícos varios.- Se desarrolla en
los lodos calcáreos del área lagunar, y está bien definida por -
1 1
74
sus miembros que tienden a formar asociaciones.
Los principales organismos que la constituyen, además de --
Nummoloculina heimi, son Cuneolina sp., jgcJina schlumbej,
Valvulammina sp., Dictyconus winutensis; también son comunes -
Pseudolituonella sp., Pseudotextulariella sp., Nautiloculina sp.
L y, en algunos horizontes, Pseudochrysalidina sp. Asociados con
estos organismos se encuentran abundantes miliólidos pequeños, -
textuláridos y pequeños gaster6podos (Láms. 1, II, III y IV).
Biofacies de Nummoloculina he. - Se caracteriza por la predo-
minancia absoluta de la especie Nummoloculina heimi en los lodos
calcáreos puros de la Formación El Abra (Lám. XIV). Los únicos
organismos asociados son escasos miliólidos pequeños y ostráco--
dos.
Frecuentemente esta especie aparece con enorme abundancia.
Se concentra, probablemente post-mortem y por acción mecánica, -
formando una roca microcoquinoide constituida exclusivamente por
las conchas de este foraminifero cementadas por espato; forma ho-
rizontes delgados que se encuentran con frecuencia en varios ni-
veles de la columna.
Biofacies de ostrácodos.- Aparecen frecuentemente horizontes --
donde predomina un conjunto de ostrácodos, homogéneos y con gran
L 1
75
abundancia de organismos; generalmente se encuentran sólo algunos
miliólidos pequeños. Se presentan en micritas puras, pero tam- -
bién en micritas grumosas y pelmicritas. Puede ser que represen-
011 un ambiente más tranquilo que el de las demás comunidades la-
gunares; se cree que su concentración es debida a condiciones fa-
vorables por la presencia de elementos nutritivos.
Significado ecológico de las biofacies
(
Antes de interpretar las condiciones ambientales en las cua-
5. se desarrollaron las biocenosis descritas en este trabajo, se
mencionan algunas conclusiones paleoecológicas de distintos auto-
res, las cuales se utilizan como base de comparación.
Wilson (1975) discute las biofacies del Cretácico medio de -
México y de la Costa del Golfo de Estados Unidos y menciona, en -
primer lugar, las observaciones de Perkins (1960) y Coogan (1973
y 1977) quienes estudiaron la ecología de los rudistas en las pl
taformas calcáreas de Texas y México:
1.- La parte interior de las plataformas contiene calizas -
estratificadas, constituidas en parte por biostromas de Reguienia
y Toucasia, asociados con otros rudistas o excluyendo otros orga-
nismos con excepción de los mili6lidos. Estos biostromas a veces
alternan con estromatolitos, con conglomerados intraformacionales
1
76
1 o con costras de dolomia y se considera que pueden formar parte,
tanto del ambiente lagunar como de la zona de intermarea, ya que
r resisten las variaciones de salinidad y temperatura.
2.- Los monopléuridos se adaptaban a medios arcillosos y,
generalmente, se encuentran solos, excluyendo otros rudistas, en
micritas margosas.
C, 3.- Los caprinidos crecieron con abundancia y formaron mo
tículos tanto en las partes someras de postarrecife como en el -
borde de la plataforma y en la pendiente externa de la misma; se
adaptaban fácilmente a distintas condiciones de circulación, re
tringida o de mar abierto. Estos rudistas se implantaban en el
lodo, formaban agrupaciones no coloniales y no constituian es- -
tructuras rigidas. Sin embargo, formaban por su masa cuerpos r
sistentes a las olas.
4.- Los radiolitidos muestran gran adaptabilidad, se han -
encontrado en biostromas postarrecífales, en la parte alta del -
arrecife y en el borde y pendiente externa de la plataforma. -
Sin embargo, según Wilson (1975) se considera que su habitat - -
principal, en el borde de la plataforma, era más interno que el
de los caprilnidos.
Wilson menciona algunos otros organismos arrecifales, tales
como el ostréido Chondrodonta que se encuentra, generalmente, --
E 1
77
como fragmentos de conchas en la parte alta de los montículos - -
arrecifales, y el coral ramificado Cladophyllja, que podía formar
pequefios biostromas debajo de los montículos y también encontrar-
se en la pendiente externa de la plataforma. Existían también c
rales masivos, pero se cree que, en aguas someras, fueron desplaz
dos por los rudistas. Los estromatoporoideos habitaban la pen- -
diente externa de la plataforma. Las algas calcáreas eran abun--
dantes; las algas rojas caracterizan la margen externa de la pla-
taforma.
Segiin Bonet (1956), los foraminíferos Orbitol, Dictyoco--
nus y Coskinolina vivían en condiciones periarrecifales, en los -
sedimentos atrapados entre los montículos de rudistas. Al contra
rio, Nummoloculina y Dicyclina vivían en los fangos lagunares del
postarrecife.
Wilson (1975) cita como un ejemplo de plataforma calcárea --
del Cretácico medio la secuencia de facies de la Formación El - -
Abra. Este autor describe el siguiente modelo idealizado (Wilson,
1975, p. 323)
1.- Una margen de plataforma con montículos y patch reefs -
subdividido en tres zonas: 1) Los montículos externos
(outer knolls) de micrita con caprínidos, algas íncrus-
tantes, el pelecípodo Pholas y jc,Qçs; 2) Los --
1
rA
montículos internos (jnner knolls) de micrita con predQ
minio de caprtnidos, con Choridrodonta, Toucasia en de--
r presiones, grandes foraminíferos y miliólidos; 3) Una
zona oolítico-bioclástica más interna, con fragmentos -
de caprínidos, Sauvagesia, Nerinea, Parkeria, Solen,
algas codiáceas, grandes foraminíferos y miliólidos.
2.- El interior de la platoforma, con micritas de milióli--
L dos, estromatolitos, biostromas de Reguienía y Toucasi
algas dasicladáceas, miliólidos y Dicyclina.
Esta región comprende también facies evaporíticas azói-
cas, con la excepción de miliólidos.
Por comparación con las interpretaciones ecológicas de estos
autores se observa, entre las biofacies estudiadas en el presente
trabajo, que: la biofacies de "Rudistas, corales y algas calcá-- 1
reas', con un predominio de los caprínidos sobre los radiolítidos,
con otros pelecípodos y los gasterópodos Zerinea y &teonella, c
rresponde a la margen de la plataforma y probablemente a la zo- -
na de montículos internos de Wilson, ya que falta la asociación -
de corales, estromatoporoideos y algas rojas.
La biofacies de "Algas solenoporáceas" (algas rojas) se en--
cuentra asociada con oncolitos, ooides y foraminíferos bentónicos,
por lo cual se cree que pertenezca a la zona marginal más inter--
na; cuando se encuentra asociada con rudistas corresponde proba--
1
79
:blemente a una zona más externa.
La biofacies de TT Toucasia pertenece al interior de la pla--
taforma, donde está asociada con biomicritas de miliólidos.
• Las biofacies de "Foraminíferos bentónicos' t y de tt Nummolocu-
lina heimitt pertenecen característicamente al ambiente más o me--
nos restringido del interior de la plataforma. La biofacies de -
"OstrácodosT se sitia también en este ambiente; en efecto, la - - abundancia de un solo tipo de organismos indica condiciones ecol
-- gicas restringidas.
Estructuras sedimentarias
Las estructuras sedimentarias más frecuentes encontradas en
mil la Formación El Abra son las siguientes:
Laminación. - Existen distintos tipos de laminación (Lám. --
XV). La más común está formada por una alternancia de capas de -
litología distinta por ejemplo: micrita con pelespatita o micri
ta con oospatita. Un caso particular es la alternancia de estra-
tos densos y porosos, que resalta cuando hay impregnación difere
cial de hidrocarburos.
Una laminación, de tipo orgánico, se produce al ser atrapado
el sedimento entre capas de algas laminares azul-verde entrelaza-
1
das. Esta s llegan a formar un fieltro en la zona de intermarea -
(carpetas) e incluyen tanto micrita como foraminíferos bentónicos
y ooides. En algunos casos, únicamente se conserva la traza de -
la capa de algas dando lugar a una fina laminación más o menos r
- guiar.
Una laminación, del tipo diagenético, consiste en la alter--
nancia de dolomita de grano grueso y de grano fino. Se cree, que
este fenómeno depende también de la litología, o sea de diferen--
cias de permeabilidad y de diferente velocidad en el aporte de sQ u
luciones enriquecidad en Mg. Es posible que una menor permeabili
dad y un proceso de dolomitización más lento, den lugar a la for-
mación de cristales de menor tamaño.
1
a
• Bjoturbacjón.- Se han encontrado frecuentemente evidencias
de la actividad de los organismos cavadores y de sus barrenos que
pueden enmascarar toda estructura original (Lám. XVI). Es un fe-
nómeno común donde la vida abunda y donde la excepción es encon--
trar el sedimento inalterado. La bioturbación se presenta, prefe u
rentemente, en micrita a menudo el sedimento inalterado y las --
i partes bioturbadas tienen distintas porosidades.
Un caso extremo de bioturbación es la formación de micritas
intraclásticas que pueden mostrar varios metros de espesor, como
L.
Ees el caso del pozo Florida 1 (380 m).
Estilolitas.- Son comunes las estilolitas, particularmente
en rocas densas de grano fino; sin embargo, se han encontrado en
calizas oolíticas (Lám. XVII) donde los ooides no presentan de--
formación o fractura, lo que hace pensar que aquí las estilolitas
son debidas a fenómenos de presión diferencial. Generalmente es-
tán rellenas de material arcilloso oscuro; en algunos casos, se
ha encontrado porosidad en estilolitas, asociada con impregnación
de aceite en su proximidad; esta porosidad, aparentemente poco -
frecuente, debe tomarse en cuenta en la migración de Los hidro--
carburos.
Es común que las estilolitas constituyan un límite litológj
• co entre la micrita densa y una zona donde se concentran fragme
tos biógenos, ooides e intraclástos; estos horizontes interrum-
ha brevemente la secuencia de depósito de la micrita.
Fracturas y brechas.- Se encuentran en los núcleos fractu- mí
ras con un gran ángulo de inclinación, que se atribuyen a siste--
mas de cizalleo por compresión vertical; más raramente, se tie--
nen fracturas verticales provocadas por tensión lateral (Lám. --
XVIII). Las fracturas de estos tipos están generalmente relle--
nas de espato; en algunos casos, se encuentran abiertas y con -
II
lo
aceite residual, el que no permitió la precipitación del carbona-
to de calcio después de la litificación.
En rocas densas hay principalmente fracturas horizontales, a
menudo ramificadas y asociadas con estilolitas. Debido a esta --
asociación, es posible que sean realmente las trazas de planos de
estilolitización y que deriven de los mismos procesos que han da-
do origen a las estilolitas. A menudo, estras fracturas muestran
aceite residual.
Ambientes de depósito
Se presentan en la figura 18 algunos tipos característicos de
columna litológica de la Formación El Abra en distintas áreas - -
de la plataforma y, para su interpretación, se recurre al análi--
sis de las facies sedimentarias.
Como consecuencia de lo visto anteriormente, se ilustra en -
la tabla 4, la relación entre facies, estructuras sedimentarias y
ambientes de depósito. Basado en ésta, se distinguen las siguie
tes principales zonas isópicas sobre la Plataforma de Tuxpan-Teco
lutia:
1 Ambientes arrecifales
II Ambientes lagunares
1
- - - - - - - - - - - - - - - -
o
MESITA-1 600mJ
NIC RITA
'J DOLOMIA
EVAPORITAS 1 <I °000J OOLITAS
"dL/U RUDISTAS
SOLIS-200
1400 m
CA ZON ES -2
MURO SUR-1
200 m
TUXPAN-3 » >»> >»>
>»
'¼ '¼ '¼
1000 m
800 m
800 m
400 m
200 m
00000 00000 00000 o 0• 0
.J ¼1
- LcIMAg,.
MARGEN OCCIDENTAL ZO N A ZONA CENTRAL ZONA CENTRAL ZONA CENTRO- MERIDIONAL CENTROSCPTLNTRIONAL
FIG. 18 ALGUNAS COLUMNAS TIPICAS DE LA FORMACION EL ABRA EN DISTINTAS PARTES DE LA PLATAFORMA
1
Es t ru c tu ras Litofacies Biofacies sedimentarias
hervadas Ambiente de depósito
Laminación
Estromatohtos Foraminíferos Costras bentonicos varios Grietas de desecacon Jntermarea
Ojos de pájaro
y
Evaporitas Foraminíferos Laminación Suprarnarea bentónicos varios Nódulos
Budistas, cora- les hermatípi---
Biorrudita cos y algas cal- Masiva Arrecife careas. Estratificacion gruesa
Algas solenopo- ráceas.
Foraminíferos ben Biorrudita y tnicos y fragrnen- biomicrita con tos de rudistas, co- Estratificación graduada Periarrecife bioclastos iales hermatípicos
y algas calcáreas
Mienta Estiloljtas
Mienta grumosa Foraminíferos Bioturbación y pelespatita bentónicos Laminación
varios. Estilolitas
Ostrácodos
Foraminíferos •
Mienta fosilifera bentónicos varios -. Estilolitas
Nu rnmoloculina Bioturbación heimi Laguna
Ostrácodos
Intramicnita Foraminíferos Bioturbación bentónicos varios
Biorrudita Toucasia y otros - - Orientación paralela de moluscos las conchas.
Oospatita Foraminíferos Laminación gruesa bentónicos varios Estilol itas (raras) Somero alta energía
" Tabla 4.- Relación entre litofacies, bioacies, estructuras sedimentarias y ambiente
de depósito.
N
1k
-I
[á.4
III Bancos ooliticos
Su distribución en la plataforma se representa por medio de
dos secciones, una transversal y otra longitudinal (Fig. 19). -
La falta de pozos profundos en la zona meridional impide obtener
un cuadro completo y sólo se cuenta con datos obtenidos en la --
parte superior de la columna.
\mbientes arrecifales (Fig. 19, 1). Se 1-ian identificado numerQ
sos biostromas en localidades distintas y a diferente altura de
la columna, Lo que hace inferir la existencia de peque?íos bancos
arrecifales discontinuos (patch reefs); su espesor es reducido,
I el máximo encontrado ha sido de 14 m. Se incluyen en estos am--
bientes los depósitos de periarrecife que se distinguen por un -
mayor contenido de matriz micrítica y una mayor fragmentación de
los componentes.
La facies predominante es la biorrudita de rudistas, cora--
les y algas. La matriz es micrí.tica y puede estar completamente
recristalizada el pseudoespato forma cristales de grandes dimen.
siones. Las conchas aragoníticas de rudistas y corales están --
reemplazadas por calcita. Las cavidades internas de los molus--
cos se encuentran abiertas en algunos horizontes, pero, general-
mente, están rellenas con espato; frecuentemente contienen sedi-
E 1
TUXPAN 3 MURO SUR 1 11
s ESPINO 1
A CAZONES 2
N
-- - CINCUCNTA 100 tauo i
- - - - - - - - - - - _
0 1)
sw NE
ATUN 502 ILITh ¶
A A'
1 AMBIENTES ARRECIFALES
U AMBIENTES LAGUNARES
]K BANCOS OOLITICOS
FIG19 AMBIENTES DE DEPOSITO ILUSTRADOS POR LAS SECCIONES TRANSVERSAL SW—NE Y
LONGITUDINAL S—N
L
NE
mento interno. En algunos casos hay dolomitización de poca impoL
tancia.
Los moluscos no están en posición de crecimiento y ünicamen-
te su gran concentración indica que se encuentran en un cuerpo --
arrecifal.
Se han observado biolititas de algas en el pozo Atún 502, --
constituidas por solenoporáceas. En este mismo pozo son frecuen-
tes los horizontes de oncolitos que se cree formados en condicio-
nes de postarrecife con energía moderada.
Ambientes de intermarea y ramarea.- Se han identificado
sólo cinco pozos y siempre asociados con bancos arrecifales. Es-
tán caracterizados por facies estromatolíticas y por su alternan-
cia con sedimentos calcareníticos. Se encuentran en estos depósj
tos grietas y poros debidos a desecación (birdts eyes), general---
mente rellenos de calcita. Con los estromatolitos se han observa
do delgados horizontes de dolomita de grano muy fino.
Estas facies se encuentran aisladas, como se ha mencionado,
y no tienen gran extensión; por otra parte se presentan repetidas y
ces en la columna. Se cree que representan bancos lodosos emergj
dos en la zona arrecifal, que favorecen el desarrollo de carpetas
de algas y que son cubiertos periódicamente por material detríti-
[•Ze] .7.]
co aportado por fuerte oleaje. Esta interpretaci6n fue propuesta
por Catalano et . j. (1974) para facies análogas de Sicilia.
Ambientes lagunares.- Fig. 19 2 II). Se extienden sobre la
mayor parte de la plataforma; sus limites, representados por ban-
a.
cos biógenos u oolíticos, fueron muy variables durante el desarr
llo de la plataforma. Según los datos observados (Figs. 18 y 19)5
aparentemente la laguna era más restringida en la etapa inicial;
posteriormente, se ensanchó por progradación sobre los antiguos -
bancos marginales.
1
Los sedimentos de esta zona son micritas fosilíferas, peles-
patitas, intraspatitas y biostromas de moluscos coloniales, ta--
les como Toucasia sp.
e. La zona lagunar es la región donde es mayor el desarrollo de
a
las dolomías y donde se encuentra un cuerpo importante de evaporj
tas. a
$
Bancos oolíticos (Fig. 19, III). Ocupa la región centro-me-
ridional de la plataforma, limitada al W por el margen arrecifal.
En los pozos meridionales Cazones 2 y Finca 1 se encuentra alter-
nancia de bancos oolíticos con biostromas de rudistas; lo mismo -
ocurre en algunos pozos del área occidental.
Por su amplia extensión se cree que esta área representó, d
rante todo el desarrollo de la plataforma, bancos submarinos som
ros sobre los cuales se formaban, alternativamente, depósitos - -
oolíticos o biostromas de rudistas.
Bonet (1952) menciona igualmente masas oolíticas de espeso--
res considerables en los alrededores de la Cueva de El Abra en la
sierra del mismo nombre, haciendo notar que se trata generalmente
de oolitas superficiales.
La distribución vertical y horizontal de los ambientes de de
pósito en el área de la plataforma, se representa en la figura 20
que establece, a grandes rasgos, el modelo sedimentario de la Fo
mación El Abra.
Porosidad y diagénesis
Sobre la porosidad de la Formación El Abra se ha observado -
lo siguiente:
1.- Presentan porosidad primaria las calcarenitas que pue--
den tener alta porosidad intergranular; en particular si sus com-
ponentes están bien clasificados, como es el caso de las rocas --
oolíticas y de las biospatitas de Nummoloculina. Sin embargo, --
con raras excepciones, esta porosidad está cerrada con cemento e
1 ¡ 1
1 ti L
E 1
/\ y
II
1
, e
y
u
E
91
ptico.
Las biorruditas del tipo arrecífal tienen alta porosi--
dad primaria intergranular; sin embargo, ésta se rellena con sedj .
u mento fino atrapado, el cual recristaliza frecuentemente. La po-
rosidad intragranular, que aumenta mucho al disolverse las con- -
chas de los moluscos, se ha rellenado, la mayor parte de las ve--
ces, con sedimento interno y cemento.
Las biorruditas periarrecifales presentan poca porosi--
dad primaria; lo mismo puede decirse de las biorrudítas con ma- -
triz micrítica de los bancos de moluscos situados en la laguna.
La porosidad de las dolomías es variable. La observa--
ción microscópica no da información sobre la porosidad de las do-
lomías de grano fino; las dolomías de grano grueso presentan gene
ralmente poca porosidad aparente.
En general, en la Formación El Abra tiene mayor importancia
la porosidad secundaria que la primaria; los tipos principales de
1
porosidad secundaria son producidos pór solución y por fractura -
(Láms. XVIII y XIX).
La primera se encuentra en rocas que tienen ya una porosidad
L.. inicial, como en roca de grano fino con microporosidad uniforme o
II con porosidad móldica, y en calcarenitas con porosidad intergranu
92
lar; en ambos casos la solución actúa ampliando las cavidades y -
los conductos y aumentando, en consecuencia, la permeabilidad ju
to con la porosidad.
El fracturamiento afecta todo tipo de roca aunque sea más co
mún en rocas densas. Las fracturas de mayor tamaño están generai
mente selladas con espato tardío, a menos que hayan sido invadi-- 1
das por aceite; las microfracturas se encuentran frecuentemente -
abiertas. En algunas partes del área son comunes los horizontes
de brecha intraformacional, que se supone deben su origen a solu-
ción en zonas de intenso fracturamiento, o a colapso de cavernas.
En términos generales, la mejor porosidad ocurre cuando fracturas
y solución están combinadas.
7 Es frecuente observar porosidad intragranular por solución -
L en las conchas de los foraminíferos y encontrarla abierta. E --
las calizas grumosas hay a menudo disolución parcial de las zonas
espáticas; este fenómeno de solución, posterior a la recristaliza-
ción, se encuentra igualmente afectando al cemento de las biospa-
titas y oospatita y es un factor de porosidad difícil de evaluar
cuantitativamente.
La gran variación en la porosidad y permeabilidad de los se-
dimentos de la Formación El Abra está ligada a procesos diagenéti
cos locales. Tomando en cuenta la distancia entre los pozos (de
93
5 a 20 km) no se pudieron establecer facies diagenticas correla-
cionables, aun en los casos donde se tuvo algun contros estrati--
gfafico.
A continuación se mencionan los principales procesos diaqené
ticos que actuaron sobre las calizas de la Formación El Abra y --
que repercutieron sobre la porosidad y permeabilidad.
Biodegraaci5n.-. Consiste en una micritización debida a cau
sas orgánicas. Es un proceso diagenético temprano que afecta, q
neralmente, la superficie exterior de los bioclastos por la ac- -
ción de algas y hongos perforantes. La micritización puede afec-
tar todo el grano, borrando los rasgos originales (Lám. XX, fig.
1), y, en este caso se cree que contribuye a aumentar la porosi--
dad, disminuyendo al mismo tiempo la permeabilidad.
Solución.- La solución ha actuado en mayor o menor grado --
tanto en los afloramientos de la Formación El Abra como en la par.
te actualmente sepultada, en la Plataforma de Tuxpan-Tecolutla.
Rasgos kársticos típicos se notan en superficie; en el subsuelo -
son comunes los huecos de tipo cavernoso, la ampliación de fract
ras y otros fenómenos de soluci6n. Todas estas características -
se encuentran frecuentemente en las zonas superficiales y vadosas
de los terrenos calizos. La solución es evidentemente el proceso
94
t predominante que ha producido porosidad secundaria; se trata de -
un proceso debido a aguas mete6ricas y que indica relativa proxi-
r midad a la superficie.
Es muy cornn encontrar solución diferencial entre minerales
de estabilidad quimica diferente, como calcita y dolomita, calci-
ta y aragonita, calcita hipermagnesiana y calcita hipomagnesiana.
Esta se puede inferir observando la solución preferencial de una
matriz aragonítica con respecto a conchas calciticas, lo que da -
origen a una porosidad intergranular; el caso inverso ocurre cuan a
do hay solución de conchas aragoníticas con respecto a una matriz
calcitica, obteniéndose una porosidad móldica.
vers..- Comprende tanto la transformación de aragonita
a calcita como de calcita con alto contenido de magnesio a calci-
ta con bajo contenido de magnesio. Ambas se reflejan en una dis-
minución de la porosidad. Se conoce la inversión como un proceso
activo en carbonatos; sin embargo, no se ha podido evaluarlo en -
este estudio.
L u Recrjsiajj._ Se ha observado tanto la recrístaliza- -
ción que resulta en un aumento del tamaño del cristal, como la r
cristalización a microespato. Ambas tienden a disminuir la poro-
sidad original.
1
95
La recristalización más común es una substitución de micrita,
generalmente, a espato secundario (pseudoespato de Folk, 1965); -
r
no se nota transición entre los tamaños de los cristales (Lm. --
XX, figs. 2 y 3).
Un caso menos frecuente es la formación de microespato. - -
En algunas muestras la micrita está transformada en un mosaico mi.
crocristalino que puede tener el aspecto de manchones irregulares
y que, a veces, sigue los planos de estratificación (Lám. XXI) ; -
puede también contener material arcilloso o lentes de materia or- a
gánica. En interesante observar que el microespato no afecta so-
lamente la micrita sino, partiendo de ella, también el pseudoespa
to (Lám. XXII); en algunos casos respeta a los aloquímicos, en --
otros invade su interior (Lám. XXII, fig. 3). Se deduce que esta
recristalización fue muy tardía (post-litificación).
Cementación.- Se considera aquí como cemento todo mineral -
de precipitación posterior a la sedimentación, ya sea en los hue-
cas primarios o en los huecos posteriores a la litificacíón.
Se han observado principalmente los siguientes tipos de ce--
mento: cemento acicular, cemento escalenoédrico (calcita ' t diente
u
de perrot o drúsico) y cemento de cristales romboédricos (cemento
en bloques) que forma un mosaico anhedral. El primero es proba--
1
blemente de origen marino y temprano; en efecto, se encuentra en
los poros intergranulares originados durante el proceso de sedi--
mentación (oolitas, fragmentos biógenos, etc.). Los demás cemen-
tos se consideran tardíos, ya que rellenan cavidades posteriores
a la litificación, principalmente debidas a solución. En general,
se consideran como derivados de precipitación a partir de aguas -
meteóricas.
Cemento acicular: se ha encontrado principalmente en -
rocas con aloquímicos predominantes como oospatitas (Lám. XXIII,
fig. 1), biospatitas e intraspatitas (Lám.XXIII, fig. 2). En ra-
ros casos se ha notado su presencia en ojos de pájaro y bioliti--
tas. En casi todos los casos se infiere una cementación temprana
en ambiente litoral, que es el más favorable a la formación de e
te cemento controlado por las aguas marinas. En las biolititas,
se infiere una alternancia entre cementación marina y cementación
vadosa, debida a variaciones del nivel del mar.
Cemento escalenoédrjco: se encuentra comunmente en las
cavidades y revistiendo la pared de las mismas; a veces éstas pe
manecen abiertas; otras fueron rellenadas por sedimento interno -
y/o un mosaico de cemento espático.- Los rellenos drusiformes --
L
son comunes en calizas compactas y en los huecos grandes de diso-
lución; generalmente, estos quedan parcialmente abiertos. Se - -
97
atribuye a este cemento un origen de aguas meteóricas en la zona
vadosa.
Cemento romboédrico: es el cemento más común de los es-
pacios intergranulares y de los rellenos de cavidades. En algu--
nos casos la fuerza de cristalización rompe los débiles cementos
primitivos entre los granos y desplaza estos últimos originando -
espacios porosos (Lám. XXIII, fig. 3). Se nota en algunas mues--
tras su asociación con cemento gravitacional, situado a su vez sQ
bre un cemento primitivo acicular (Lám. XXIV, figs. 1 y 2); en e
te caso el cemento romboédrico puede ser vadoso o freático tardío.
El cemento romboédrico se encuentra en los poros inter e in-
tragranulares, móldicos o fenestrales, en fracturas y en cual- --
quier hueco de solución. Se ha encontrado en los poros intergra-
nulares, alternando con delgadas capas de sedimento interno, y en
estructuras geópetas, cubriendo sedimento interno situado sobre -
el fondo de la cavidad (estos rasgos indican un origen vadoso). -
Efl una cavidad este cemento se presenta característicamente con -
cristales más pequeños en los bordes y más grandes hacia el cen--
tro. Estos últimos son, posiblemente, de origen freático.
Cemento sintaxial : se desarrolla en continuidad ópti-
ca sobre cristales preexistentes. A menudo forma la fase de - -
transición entre el borde de la cavidad y el relleno.
yJ.
olomitizacin..- Las dolomías se presentan principalmente -
en los sedimentos Lagunares de la plataforma, donde pueden disti
guirse tres áreas correspondientes a distintos episodios de dolo-
mitizaci6n (Fig. 21).
El primer episodio, representado por las dolomías basales, -
L afect6 el área occidental en una etapa inicial del desarrollo de
la plataforma. Una franja, situada más al noreste muestra dos --
episodios distintos de dolomitización, uno en la base y otro - -
en la parte superior de la columna.
u
En el área situada hacia el norte de la plataforma, aun mos-
trando irregularidad, la dolomía más potente se encuentra en la -
parte superior de la columna y se cree relacionada con los depós.j
tos evaporíticos del área centro-oriental.
G En las calizas la dolomita se presenta en manchones irregul
res (Lám. XXV, fig. 1) o como cristales diseminados en micrita -
en las rocas con aloquímicos la dolomita puede afectar preferente
mente estos últimos (Lám. XXV, fig. 2) o, al contrario, respetar-
los y encontrarse en la matriz (Lám. XXV, fig. 3). Las dolomías
a su vez pueden formar un mosaico uniforme o presentar TT ojos TT - -
de mayor tamaño en una matriz de grano fino (Lám. XXVI, fig. 1)
Se nota también, como ya se observó en calizas, una microdolomita
que invade las zonas de tamaño de grano generalmente más grande -
It
iw
1-
1-
lO 20
Km.
FIg: 21 DISTRIBUCION DE LAS DOLOMIAS
_____ DOLOMI
DOLOMI BASAL DOLOMI
V'A DOLOMI
4'1 OOLOMI _____ Y EVA
100
(Lám. XXVI, fig. 2). No se ha encontrado una interpretación de -
este fenómeno. En la dolomita de mayor tamaño se observa frecue.
temente desdolomitización (Lám. XXVI, fig. 3)
Basado en el estudio de las dolomías se intentó comprobar si
existían relaciones entre algunos parámetros físicos importantes
y la dolomitización. Se encontro lo siguiente:
Litología: se nota una clara preferencia de la dolomiti
zación para las rocas micríticas, lo que se relaciona con el ma--
yor desarrollo de las dolomías en los sedimentos lagunares.
Relación de la dolomita con la profundidad: como se ha
visto anteriormente se encuentra a distintos niveles, correspon--
dientes posiblemente a varias etapas de dolomitización; sin embar
go, los espesores más grandes y las dolomías más puras parecen e
contrarse en la parte basal de la columna.
Relación del tamaño del grano con la profundidad: se n
ta una correlación te itativa entre el aumento del tamaño del cris
a
tal y la profundidad; sin embargo, se observan numerosas excepci
nes.
Se considera que el origen de la dolomitización es el reem--
L plazamiento por soluciones enriquecidas en Mg. El proceso pue- -
de ser tardío, posterior a la litificación, como lo demuestra - -
101
la dolomitización de brechas y la substitución de cementos en al-
gunas calcarenitas. Sin embargo, debido a cierta regularidad - -
en los cuerpos masivos y al aspecto estratiforme de algunas dolo-
mías, se cree que soluciones hipermagnesianas se acumularon en --
las depresiones del fondo de la laguna en distintas épocas de - -
su desarrollo y se propagaron lateralmente afectando los sedimen-
tos. Si esto ocurrió, se puede inferir un desplazamiento hacia -
el norte de la depresión central de la laguna con el tiempo.
Silicificación.- Se ha encontrado esporádicamente sílice mj
crocristalina proveniente principalmente, se cree, de segregación
contemporánea al depósito. Sin embargo, una parte es de emplaza-
miento tardío y se observa en vetas que cortan la roca completa--
mente litificada (Lám. XXVII, fig. 1), pero la otra parte es pene
contemporánea a la litificación (Lám. XXVII, fíg. 3). Por la - -
ausencia de aportes terrígenos clásticos se cree que la mayor pa
te de la sílice es de origen orgánico, aunque no se excluya la i
fluencia volcánica, documentada por frecuentes horizontes benton
p ticos en la columna de la Formación El Abra.
1
Historia diagenica.- Los procesos diagenéticos han afect
• do de distinta manera los biostromas marginales y las zonas inte.r.
nas lagunares. Los primeros se elevaban hasta cerca de la superfi-
L
LI
102
cje marina y podian llegar a emerger por breves penados. La --
formación de envolturas micríticas indica un porceso de diagéne-
sis marina sobre muchos fragmentos biógenos y se nota cemento --
acicular remanente entre los bioclastos.
Se cree que, durante su depósito, la Formación El Abra que-
dó expuesta frecuentemente al intemperismo subaéreo, originándo-
se sucesivamente zonas de disolución y de cementación vadosa y -
freática. En la primera, los fósiles aragoníticos fueron disue
tos, dando como resultado una porosidad m6ldica abierta, y la m
triz micrítica casi no sufrió recristalización. En la segunda -
se formaron estructuras geópetas y se observa cemento gravitaciQ
nal, y en la (iltima, los fósiles aragoníticos son reemplazados -
por calcita, los fósiles calcíticos recristalizan asi como la m
triz micnitica, y se forma pseudoespato de grandes dimensiones.
Todos los huecos están rellenos de un cemento constituido por --
una capa de cristales radiales en las paredes y un mosaico anhe-
dral en el centro.
Este modelo de diagénesis fue propuesto para la Formación -
Edwards de Texas por Jacka y Brand (1977) y se apega a las cond.j
ciones que se han observado en la Formación El Abra. Se cree, -
además, que pueda proporcionar una interpretación al hecho de --
que los bancos arrecifales situados a lo largo de la Faja de Oro
r
103
presentan, en la cima de la Formación El Abra, una alta porosidad
que las hace excelentes rocas almacenadoras, mientras que aque- -
lbs, situados más abajo en la comumna, muestran muy baja porosi-
u'
dad; los primeros corresponden a la última zona vadosa del desa-
rrollo de la plataforma y los demás, a zonas freáticas.
Los sedimentos biocalcareniticos y ooliticos muestran un pa-
ralelismo con los procesos mencionados en los bancos arrecifales.
Se han encontrado estos Litotipos generalmente ya sellados; sin -
embargo, e s común encontrar en ellos tres generaciones de cemen-
to que pueden observarse con particular claridad en las oospati--
tas. Se observa una primera capa delgada de cemento acicular, foL
mado durante la diagnesis temprana en ambiente marino; sobre - -
ella es común encontrar cemento gravitacional, relicto de la etapa
vadosa y, por último, los poros intergranulares están rellenos --
con cemento grueso anhedral. Se infiere que, por hundimiento, --
partes de la plataforma pasaron de la zona vadosa a la zona freá-
tica, sin perder toda huella de las etapas diagenéticas anterio--
res.
Resumiendo, la historia diagenética puede describirse del m
do siguiente:
Etapa marina temprana
Etapa vadosa tardía
u
104
3.- Etapa freática tardía
Esta es evidentemente una hip6tesis simplista, como lo de- -
muestra la observación de horizontes profundos con porosidad ca--
vernosa e intergranular abierta. Una explicación de este fen6meno
sería la existencia de zonas vadosas selladas, relictos de anti--
guos períodos de emergencia.
L L
lo
1 u
1
r 1 u E 1 1
105
PALEOGEOGRAF lA
En necesario, para toda reconstrucción paleogeográfica, con-
tar con horizontes de referencia que puedan considerarse lineas -
isócronas. Se ha visto que los principales litotipos, que consti .
tuyen la Plataforma de Tuxpan-Tecolutla, sólo permiten realizar -
correlaciones a escala estrictamente local. Por otra parte, se -
ha observado que los horizontes bentoníticos son muy comunes en -
la Formación El Abra, por lo cual surgió la idea de utilizarlos -
como horizontes índice, a pesar de que su número es tan grande --
que es muy difícil demostrar su continuidad y utilizarlos para --
correlación. Se analizó así la frecuencia con la cual cada horj
zonte bentonítico se presenta y se seleccionaron ocho de ellos --
(B 1 a B 8, Fig. 22) cada uno de los cuales aparece, por lo me- -
nos, en cuatro pozos. Con este medio se intentó dividir la colurn
na en unidades isócronas.
Con el objeto de ilustrar el desarrollo de la plataforma ca
cárea se presenta a continuación la interpretación paleogeográfi-
ca de tres etapas, correspondientes a los tiempos Bl, B3 y B6 - -
(Figs. 23, 24 y 25), respectivamente.
Durante el primero (Bl), amplias áreas de la región septen--
trional estaban emergidas, permitiendo aflorar la Formación Tamau-
upas Inferior; esto concuerda con la interpretación de la sección
100.000
1:10.000
ESE WNW
R.OSCURA4 MURO 2 MURO SUR j
FiQ : 2 2 SECCION ESTRATIGRAFICA TIPO QUE MUESTRA LA CORRELACION
POR MEDIO DE HORIZONTES BENTONITICOS
111
L
r c
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L
e:
mi
1
1
Tourol V
4 ' 1
Cincusota 200 f / lHIill
[ / LJ0H \ TAN IAHUA
/
Colorada o
\ VoraAltal 1 Marsopa 3
wipan 5 \ ul
TUXPAN o
Saqrs 10
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Florida i-f • 'OrijoliIIo 5
2
Atun 502
LODOS O D0 OMur •O
oSuri 1 " . 1 LAGUNARES
o o °N MarsoS
Ld f
DARA DE \ DOLOMI AS CAZONES
\N.sita 1 O o, Escualo E
\ OEiQ OCazsnss20 0
1111111 AREAS EXPUESTAS Moro Moivilal
'Ita. Asusda 1 () BANCO ARRECIFAL
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Conysjoi •EOrdsA,z5 ¿.° 4 POZ PICA
(59 BANCO OOLITICO
o TECOUSrLA
0' f7 ZONA DE Percal.. 1-A
•OstMoso INTERMAREA
lO 20
Fig 23 TERPRETN LEOGEOGRAFA DE LA ET1
3
Km
1:1 LODOS
0 lO 20 1—
Km.
LAGUNARES
DOLOM AS
BANCO ARRECIFAL
BANCO OOLITICO
1 N
/ 1
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Solis200 2
o Aguo Colorada 1
o
1Vora Alta 1 Io•oI Marsopa 3
•\Tuxpon 3
\•_\ - TUXPAN -
Sagre 10
Florido j&illo5 Atun 502
01 Muro 2 o
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\ \Horcn 201 oSaltol Morse e
o
ta 1
SAPftA DE CAZONES
Escualo 2 OCozon.. 2
rnonoi 2 \ 00 Fincal ° Mozuflaj M.ro 1
'Sta. Agueda 1 O\
Cangrejo 1
O POZA RICA N •E rdo.z 5 °
......'.' • TECOLUTLA
ZAMORA 0 ' PSrc,b.s 1-A
•Ostioø•s '1
Flg 24INTERPRETACION PALEOGEOGRAFICA DELA ETAPA 8 3
7
S. ' 200" 1>>> \ >> \
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1
TUXPAN >i\
3
1 LODOS 1 LAGUNARES ''j 1'.
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1 F 1 DOLOMIAS \Ho!cú 201 o
1z 7 \
EVAPORITAS
11 ZONA DE INTERMAREA
\ \
Mor.o 3
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• \%
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\ •. C.nV*l i. •
L I •Wysci.1s'i1i P...3.. 1-A hJ \ - \—_ -
Km Fig25 INTERPRETACION PALEOGEOGRAFICA. DE LA ETAPA 136
110
- N-S que se muestra en la figura 7. La parte lagunar estaba res-
tringida al centro y en ella se formaban dolomías. En la por- -
ción centromericlional emergían bancos oolíticos y en las márge---
nes elevadas oriental y occidental se encontraban biostromas - -
- de rudistas y bancos con pequefias zonas de intermarea.
Durante la etapa B3, la plataforma había progradado hacia -
el norte, los sedimentos lagunares se encontraban en toda su ex-
tensión y también la zona dolomitizada había migrado hacia el -- u
norte. Los bancos oolíticos meridionales se habían fragmenta- -
do y reducido, mientras que nuevas áreas ooliticas aparecían ce.L
ca del borde occidental; biostromas esporádicos se formaban en -
las márgenes.
En la etapa B6 predomina una extensa dolomitización. Esta
[
etapa se caracteriza por la presencia de evaporitas, bien delimi
[I
tadas y de considerable espesor, por lo cual se creeque se form
ron en depresiones de circulación restringida aunque pueda haber
[
habido localmente sabkhas marginales; la existencia de bancos so
Emeros está indicada por facies de intermarea. Las áreas oolíti-
cas estaban sumergidas.
E No se representa la fase final del depósito de la Formación
[ El Abra por falta de control estratigráfico debido a la erosión
que afectó la plataforma. Los pozos estudiados muestran sedime
L.
111
tos lagunares no dolomitizados sobre una gran extensión, lo que -
implica una libre circulación de las aguas; se tienen taibién - -
biostromas aislados en las márgenes occidental y meridional, a --
lo largo de la Antigua y Nueva Faja de Oro.
1 [L* 1 11 1 1 u lo
1 1 1 11
1 1
112
DESARROLLO DE LA PLATAFORMA
Evolución peol6gica anteoLdep6sítode_La_FiónElAbra
La información más antigua con la cual se cuenta en el área
se refiere al Paleozoico tardío. El basamento sobre el cual se
sitúa la Plataforma de Tuxpan-Tecolutia está constituido, como -
ya se ha mencionado, por un complejo intrusivo granítico-grano--
fI diorítico con edades aparentes comprendidas en su mayor parte e
tre el Pensjlvánjco Tardío y el Pérmico Tardío (Tabla 1); con --
excepción de algunas edades que corresponden al Jurásico Tempra-
no.
Según Sánchez-López (1961) el batolito tiene su límite sep-
tentrional cerca del Campo Arenque, cerca de Tampico. Comprende
L distintos cuerpos de composición ácida a intermedia, además de -
L diques básicos. Hacia el S y SW del complejo intrusivo, se en--
cuentran esquistos de los cuales se tienen una sola edad (pozo -
Ojital 1) que corresponde al Pérmico Tardío. Admitiendo que se
a
trate de la edad del último calentamiento, se puede inferir que
estas rocas forman parte de una faja orogénica paleozoica (Fa--
ja Estructural Huasteca, de Cserna, 1960) que fue afectada - -
por metamorfismo regional e intrusionada posteriormente; las in- L.
1 1
113
trusiones corresponderían a la fase anatexítica del evento Hercí-
nico-Appalachano-Ouachita.
Se ha intentado interpretar la estructura del basamento me--
1 diante datos gravimétricos, tomados de una recopilación de Petr6--
leos Mexicanos en Tampico, y datos magnetométrícos (Geoterrex, --
1975). La División de Gravimetría y Maetometradel Instituto -
Mexicano del Petróleo proporcionó dos interpretaciones de una se
ción gravimétrico-magnetométrica SW-NE (Fig. 26) que atraviesa el
rasgo más notable del área o sea un mínimo gravimétrico situado -
al NE del pozo Muro Sur 1.
En la primera interpretación (Fig. 27), calculada tomando un
solo valor de susceptibilidad magnética, la sección reveló una --
fuerte anomalía positiva a la altura del pozo Muro Sur 1, que - -
coincide con una anomalía gravimétrica positiva. El máximo apare
L ce aquí como un alto del basamento, seguido de una fosa hacia - -
el NE; se observan escalones que sugieren la existencia de blo- -
ques fallados. Sin embargo, aun admitiendo que el área fue afec-
tada por una tectónica de bloques, esta interpretación implica un
desplazamiento vertical de 2,500 m, por lo cual debería observar-
se en esta fosa un gran espesor de sedimentos terrígenos de rel1
no los pozos cercanos muestran, al contrario espesores reducidos
de lechos rojos.
E
PALEOISLA DE \
o
\
\ 1\
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o ,-..a
o •__ 1.
a •_.;.
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a J(COUt LA
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Fug 26 ANOMALIAS DE BOUGUER
SECCION M#GNETICA
T7C RC SUR 1 POZO 1 URPAN 3
A A
sw N
--
ii-
fo
7
7
f '4
/
A GRAVUETRICA OBSERVADA
;• / UN0NALA MAGNETItA CALCULADA
- — — - AO4OMALIA MAGNETItA OBSERVADA
0' 0004
/
1
DISTANCIA EN KILOMETROS
O 0 30 40 40 50 50 70 30 30 lOt O
MODELO G EOLOGICO
/ \
/ \
/
Fig.27 SECCION MAGNETICA (A-A')
INTERPRETACION 1
116
La sección de la figura 28 se ha calculado empleando dos va
lores diferentes de susceptibilidad magnética. Se observa que
la curva se ha suavizado, aunque muestra todavía un máximo impo
el tante. Esta segunda interpretación propone, que la gran anoma--
lía magnética positiva observada, así como la anomalía de densi-
dad asociada, son producidas por un cuerpo profundo de composi--
ción básica o ultrabásíca. Su presencia podría estar relaciona-
da con un tt rifting" incipiente durante el Triásico, lo mismo que
la existencia ya mencionada de diques básicos en el basamento de
0' la plataforma.
Varios autores, entre otros Sánchez-López (1961), han postu-
lado un fallamiento en bloques del complejo intrusivo del basa--
mento. La interpretación de López-Ramos (1972) se muestra en la
figura 29a. En ella se puede ver, que el área de la plataforma
constituyó un elemento tectónico positivo al comienzo del Meso--
1 zoico. Se observa la existencia de bloques delimitados por fa--
llas normales con dirección principal SE-NW y de una falla regio
nal NNW-SSE, que parece indicar que un gran bloque se hundió en
la región del actual Golfo de México.
En este estudio se ha observado que el pozo San Sebastián -
101 muestra un espesor anómalo de sedimentos continentales supr
yaciendo al basamento, lo que podría indicar la existencia de --
1!
LI
SECCIOPd MAGNETICA
sw POZO ML'NO SUR 1 Pozo TUXPAN
A
4
4 e
0000 - -PO r
4 -
/ /
/ / o
, 4
z 1
1_te
/
/
/ /
/
/ •0 ..••
/
:i ' O
/
O\
/ AkOALlA GRAVIME 005(00*00
/ ANOMALIA M0500TICA CALCULADA
AOOMALIA OA600TICA OBSERVADA
0,' 0001
Ko* 00022
0151 AOCI A (Pl OIL 00(1005 so
MODELO 6 EOLOGICO
Kz
Fig.28 SECCION MAGNETICA (A-A')
INTERPRETACION LI
- - - - - - - - - - - - - L - - - -
1
INTRUSI VOS
PALEOZOKOS
TRIAS- JUR: st..
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(MODFICADADELOPEZ-RAMOS5I972) INTRUSIOS
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0 20 40
Km.
,
\ PLATA FORMA DE TUXPAN
LITA
LECHOS ROJOS
OIOR4Af\)
b._ PALEOGEOGRAFIA A FINES DEL BAJOCIANO
(MODIFICADA DE CARRILLO, 1974)
- - - LIMITE DE LA PLATAFORMA
FIG.29 EVOLUCION GEOLOGICA DE LA PLATAFORMA-I
119
una fosa tectónica (los demás pozos donde aparecen fuertes espe-
sores de lechos rojos, como el Mesita 1 y el Cañas 101, se loca-
t lizan en el limite occidental de la plataforma y pudieran estar
situados sobre la pendiente externa del elemento paleozoico.
Son, además, evidencias de antiguas fallas los datos petro---
gráficos que indican un metamorfismo cataclástico en rocas del -
basamento (Mujica, Instituto Mexicano del Petróleo, comunicaci6n
personal).
• Basado en los datos de los pozos Tuxpan 3 y Frijolillo 5, -
donde el Jurásico Superior descansa sobre el basamento, se infi
mm re que gran parte del área estuvo expuesta, por lo menos, hasta
r el Jurásico Medio; se cree que un levantamiento continuo y una -
erosión activa solamente permitieron la acumulación de los detri.
tos en las fosas. Las intrusiones del comienzo del Jurásico con
tribuyeron probablemente al levantamiento de la región.
La presencia de un área positiva condicionó la sedimentacion
posterior que aun volviéndose marina, mantuvo hasta el final del
Mesozoico un caracter de ambientes relativamente poco profundos.
Esto es evidente en la representación paleogeográfica del -
Bajociano (Fig. 29b) que muestra áreas positivas constituidas --
por intrusivos y rodeadas por sedimentos continentales rojos. -
lí
1
120
Durante el Caloviano (Fig. 30a), se encuentran los depósitos man-
nos someros de la Formación Tepexic alrededor de las tierras emeL
gidas. La sedimentación del Kimenidgiano muestra facies de plat
forma (Fig. 30b); se identifican ambientes de banco, de laguna --
y de mar abierto ("Canal de Cazones"). Durante todo el Tjtonja--
no, gran parte de la plataforma está cubierta por los sedimentos
litorales y costeros de la Formación La Casita (Miramontes, 1972),
mientras que la Formación Pimienta se deposita en las depresio--
nes.
II Al comienzo del Cretácico, la base de la Formación Tamauli--
pas Inferior muestra todavia facies calcáreas de aguas someras (B
ho, 1978); en sus unidades superiores las facies se vuelven ind.j
cadoras de mayor profundidad, tomándose siempre en cuenta que los
mares del Mesozoico, en esta región, son del tipo epínico y no aj
canzaron probablemente profundidades mayores de 200 m.
Es interesante notar que McFarlan (1977) describe, en la se-
cuencia sedimentaria de la Costa del Golfo de Texas y Louisiana,
un patrón de transgresiones y regresiones durante el Cretácico --
Temprano, que se pueden correlacionar con cambios del nivel del -
mar a escala global y que se atribuyen a movimientos eustátícos.
Este autor menciona que el Berriasiano se inicia con una re-
gresión seguida por una transgresión. Es notable que en la Costa
lw
- - - - - - - - - - - - - - - r C)
PLATAFORMA \
PLATA FORM
UXP \ 'DE TUX AN
FM TEPEXIC\
AN
RESCA \ C U E N C A CANAL \ DE CAZONES
\ PL A T AF O R M A
LECHOS N DE TECOLUTL \
ROJOS
N
a. PALEOGEOGRAFIA A FINES b. - PALEOGEOGRAFIA A FINES
DEL CALOVIANO MEDIO DEL KIMERIDGIANO
(MODIFICADA DE CARRILLO, 974) (MODIFICADA DE CARRILLO, 1974)
0 20 40 LiMITES DELA PLATAFORMA
Xm.
FIG. 30 EVOLUCION GEOLOGICA DE LA PLATAFORMA11
122
del Golfo de Estados Unidos falta el Valangianiano y que la magnj
tud de la discordancia se explica sólo mediante movimientos vert.j
cales de bloques, lo que implica esfuerzos tensionales. El Haute
riviano es transgresivo. Sin embargo, el Barremiano se caracterj
za por una regresión importante que debe reflejarse también en la
sedimentación del este de México. Según McFarlan, a partir del -
final del Barremiano los mares fueron principalmente transgresi--
vos; la transgresión principal ocurrió en el Albiano tardío y - -
abarca el Cenomanjano.
Según Bello (1978) las unidades basales de la Formación Ta--
maulipas Inferior en el área en estudio se depositaron con facies
de plataforma abierta (oyen shelf) durante el Berriasiano y se --
volvieron más profundas posteriormente. No se tiene evidencias -
del Barremiano, lo que puede indicar ausencia de depósito en este
tiempo, pero en las áreas positivas del este de México debieron
prevalecer condiciones regresivas comparables con las de la Costa
de Texas.
No hay información de sedimentos del Aptiano; sin embargo, -
es posible que en este tiempo se formaron los primeros bancos cal
cáreos que no han podido distinguirse hasta ahora de los depósi--
tos posteriores en el área estudiada.
Resumiendo, existia a partir del Barremiano una base sobre -
123
e
la cual, al implantarse condiciones favorables de sedimentación,
se podía iniciar la edificación de la plataforma calcárea de Tux-
pan-Tecolutla.
Teorías sobre el origen de la Plataforma de Tuxpan-Tecolutia.
Algunas de las primeras hipótesis suponían, que la Faja de -
Oro (la única parte conocida entonces) era un arrecife que se ha-
bía desarrollado sobre un anticlinal sepultado (Kellum, 1930), --
o que las mismas calizas arrecifales formaban un pliegue anticli-
nal (Nigra, 1951). Rockwell (1952) afirmó su convicción, que - -
la Faja de Oro era una gran barrera arrecifal, comparable con - -
el actual arrecife de barrera de Australia.
Según Mena (1955), la Faja de Oro era un arrecife cerrado, -
edificado alrededor de una cuenca, con forma de atolón y con una
entrada que permitía el influjo del agua del mar. De aquí surgió
la hipótesis segun la cual se trataba de un gran atolón, tesis --
que estuvo en auge cuando los estudios sísmicos mostraron la con-
e tinuidad del t'arrecife" en el Golfo de México. Esta hipótesis --
fue combatida desde su aparición por Bonet (1952, 1963) y Humphrey
(1953) quienes, al considerar las lito y biofacies de la Sierra -
r
de El Abra, reconocieron su parecido con los sedimentos que se d
positan actualmente en las Bahamas. Al mismo tiempo los estudios
1
124
sobre ecologia de los rudistas (Coogan, 1973 y Perkins, 1960) de-
L. que estos moluscos de hábito gregario, frecuentes en la
Formación El Abra, nunca llegaron a formar verdaderas estructuras
arrecifales, sino biostromas aislados de poca extensión en un am-
biente de plataforma calcárea. Sin embargo, el concepto de ato--
lón permaneció durante largo tiempo, debido también a que el conQ
cimiento de la plataforma era fragmentario.
[ Guzmán (1967) considera que la estructura es un arrecife ma
ginal que creció alrededor de una isla o de un banco constituí- -
do por sedimentos del Jurásico y Cretácico Inferior. Viniegra --
y Castillo-Tejero (1970), tomando en cuenta la existencia de un -
basamento igneo, sugieren que al comienzo del Cretácico se formó
una plataforma calcárea sobre una isla, remanente de una tierra -
emergida en el antiguo Golfo de México.
t ' Coogan y colaboradores (1972) proponen como hipótesis que --
las Formaciones El Abra, Tamabra y Tamaulipas Superior se deposi-
taron sobre una misma plataforma continental (shel) y represen--
tan ambientes contiguos que variaban lateralmente, y que las dif
rentes profundidades a las cuales se encuentran estas facies en -
u el subsuelo son debidas a fallamiento. Recientemente, Bebout - -
(1979) reafirma esta opinión indicando que los carbonatos del Cr
tácico Inferior se depositaron sobre una amplia plataforma somera
1
125
que rodeaba completamente al Golfo de México. En el borde de és-
ta se formaron arrecifes de rudistas, bancos e islas. Según este
autor, esta franja marginal incluye tanto los depósitos del N de
Yucatán, como la Faja de Oro y el Poza Rica Trend' t , los aflora--
mientos de calizas de plataforma en la Sierra Madre Oriental, el
Stuart City Trend, debajo de la llanura costera de Texas y Louisi
na, y las rocas del escarpe de Florida.
Resumiendo, todas Las interpretaciones sobre el origen de la
Plataforma de Tuxpan-Tecolutla, son variantes de dos tesis princ.j
pa les
El oricren de la plataforma calcárea es construcci:
la plataforma constituyó un edificio aislado, rodeado de aguas --
más profundas, y sus condiciones de sedimentación fueron la única
causa de la formación de la gran estructura arrecifal. La figura
31 a, tomada de Guzmán (1967), muestra la aparente continuidad de
los reflectores sismicos y la ausencia de trazas de fallas.
El origen de laplataforma calcárea es tetónico: las
facies de arrecife y de mar abierto eran contiguas y existían so-
bre una misma plataforma continental (she); en consecuencia, se
necesita recurrir a factores tectónicos para explicar su separa--
ción. Esta tesis se ilustra en la figura 31 b, que muestra la i
terpretación de Coogan y colaboradores (1972) y la presencia inf
rn ' MORALILLO CERRO AZUL
SEA IEVEL (OID GOLDEli LAF)
002 £LL 5EJÜ - -- --:---1
TFRTIAY F391,IATIC 1S _ EEF BO'Y 1 -T--_- -
2.500 METERS 0 500 1000
a) Sección sísmica a través del borde W de la plataforma (tomada de Guzmán 1 1967)
'u
•0
.ICATIPEC 0.. 10$ P, 0C 0... JO 0.01 0400 lO. 1 0. 1 .CZUTLA 10.111
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S•,0.111St
5000
b) Seccj6n estructural a través del borde W de la plataforma (modificada de Coogan et. al., 1972)
Fig. 31 — Interpretaciones diferentes de la plataforma
E
127
rida dé una falla que delimita al W la plataforma.
La primera hip6tesis tiene en su favor los trabajos de Bonet
(1952), Aguayo (1978) y el presente, ya que todos identificaron -
en la Formación El Abra un conjunto de facies que se relacionan -
con los ambientes característicos de las plataformas calcáreas a
tuales. Si los dos primeros autores observaron principalmente fa
cies marginales, el presente trabajo reune los datos de pozos si-
tuados tanto en el borde como en el interior, y en distintos mi--
croambientes. Por comparación con las plataformas calcáreas antj
guas y recientes, la asociación de alta productividad de carbona-
to de caLcio y de subsidencia contemporánea al depósito es sufi--
ciente para formar una estructura como la estudiada.
Datos de D'Argeni o (1975) indican que en las distintas plat
formas calcáreas periadriáticas se depositaron de 3 a 45 x 104--
km3 de carbonatos. Es evidente que tal masa implica una subside
cia continua de gran envergadura. Asímismo, en el caso de la Pla
taforma de Tuxpan-Tecolutla, la subsidencia necesaria (mayor de -
1000 m) no se acomoda en la secuencia sedimentaria infrayacente,
dado la proximidad del basamento rígido y sólo puede ajustarse m
diante un hundimiento del mismo basamento. En efecto, en el pre-
sente estudio se ha calculado, para el Neocomiano-Aptiano, una v
locidad de subsidencia aproximada de 36 m/millón de años y, para
h.
he
11
128
el Albiano-Cenomaniano, de 126 m/millón de años. Para el periodo
comprendido entre el comienzo del Turoniano y el final del Maes--
trichtiano, ésta disminuye hasta 6 m/millón de años.
u Otro argumento en favor de un origen construccional lo cons-
tituye la diferencia entre la historia diagenética de la Forma- -
ción El Abra y la de la Formación Tamabra, lo cual no debía exis-
tir si estos depósitos eran originalmente isohatimétricos (Jacka,
Texas Tech College, comunicación personal): en la Formación El --
Abra la porosidad es debida principalmente a disolución por aguas
meteóricas, mientras que en la Tamabra es producida por dolomiti-
zación.
Discusión
Al considerar las condiciones que se supone prevalecieron du
rante el depósito de la Formación El Abra, se cree que un factor
ecológico decisivo, que favoreció el comienzo de una sedimenta- -
ción de banco, fue el aumento de la temperatura del agua del mar.
Wilson (1975) menciona que la presencia de cicadáceas y de -
restos de dinosaurios en la Formación Edwards de Texas, indica la
existencia de un clima tropical a esta latitud durante el Albia--
no. Datos de Newell (1972) para la región sur alpina muestran --
fuertes variaciones durante el Cretácico, desde un mínimo de 120C
129
durante el Cretácico Temprano hasta un máximo de 22 0C durante el
Cretácico Tardío, mientras que se tiene otro mínimo de 10 0C duran
te el Paleoceno. Aunque se trate de valores aislados de tempera-
tura, se puede notar la tendencia de esta última. La similitud -
de las faunas hace inferir que estas variaciones pudieron verifi-
carse tarabién en el extremo americano del Tethys.
El aumento de la temperatura influye sobre el desarrollo de
una fauna especializada; se constituyen así las primeras bioceno-
sis arrecifales. Alrededor de los biostromas se acumulan los - -
fragmentos derivados de los mismos, se forman barras oolíticas, -
emergen bancos y llanos de intermarea, grandes áreas quedan aisl
das de la libre circulación marina y en ellas proliferan las al--
gas que dan origen a los lodos calcáreos; los organismos arreci-
fales que necesitan el influjo del agua oceánica para sobrevivir,
se desplazan hacia el exterior de la plataforma y ésta prograda -
lateralmente.
Algunos de los primeros desarrollos biógenos se encuentran -
en el área centromeridional de la Plataforma de Tuxpan-Tecolutla
(pozos Finca 1, Espino 1 y Cazones 2), originándose un banco so--
bre el cual se formaron después sedimentos oolíticos; esta zona -
constituyó un alto durante gran parte de su historia.
El crecimiento de la plataforma no requirió La existencia de un -
130
borde arrecifal permanente, sino una continua subsidencia que - -
la mantuviera cerca del nivel del mar y contribuyera a la perma--
nencia de las condiciones ecológicas de equilibrio. Como se ha -
visto, la subsidencia que se inici6 durante el Jurásico Medio, --
aumentó su velocidad paralelamente al rápido depósito de la Forma
ción El Abra, disminuyendo muy sensiblemente al final del Cretá--
cico.
Fueron importantes tanbién las condiciones paleogeográficas
que caracterizaban el Albjano-Cenomanjano. Extensos mares trans-
gresivos estabilizaban el clima, y la estabilidad tectónica se r
flejaba en la falta de aportes terrígenos.
Se cree que dos factores principales causaron la terminación
de la sedimentación de banco al final del Cenomanjano: la dismi-
nución importante en la velocidad de subsidencia, por la cual - -
la plataforma se mantuvo emergida durante largo tiempo, predomi--
nando los procesos de erosión kárstica y los fenómenos hidrológi-
cos asociados; esta fase de emersión abarcó el Turoniano (Bece- -
rra, 1970) y probablemente más tiempo. Hacia el final del Conia-
ciano, sólo las áreas topográficamente bajas estaban inundadas; -
durante el Campaniano-Maestrichtiano, la inundación fue mayor, p
ro no se sabe si abarcó toda la plataforma.
El segundo factor que terminó con la sedimentación de banco,
131
fue un cambio producido por los aportes terrígenos derivados de -
las primeras pulsaciones a lo largo de la Faja Estructural Mexica
na (de Cserna, 1960). Debido a ellos y a la turbidez que causa--
ron, el ambiente se volvió desfavorable a la mayor parte de las -
biocenosis de la plataforma.
Queda por discutir cual fue el factor tectónico que causó la
subsidencia y su terminación al final del Cretácico. Varios autQ
res (Dietz y Holden, 1970; Freeland y Dietz, 1971; Walper y - - -
Rowett, 1972; Van der Voo et. al., 1976) admiten que el "rifting"
que separó los continentes de Norteamérica y Africa durante el --
Triásico (hace 200 millones de años según Dietz y Holden, 1970),
provocó efectos tensionales también en la margen del continente -
norteamericano que colinda con el actual Golfo de México, lo que
se infiere de la tectónica de bloques que afectó las rocas paleo-
zoicas y de las potentes secuencias de sedimentos continentales -
que son el equivalente hacia el sur de los depósitos de la Serie
Newark de Estados Unidos. Consecuencias de estos eventos son las
grandes fallas que delimitan, en la margen continental de México,
macizos y cuencas que influirán en la sedimentación de todo el M
sozoico. El zócalo del afea estudiada está así ligado a eventos
tectónicos a escala continental.
Las consecuencias del ' t rifting" son la flexión y subsidencia
132
de la margen continental por compensación isostática, que puede -
durar de 50 a 100 m. a. (Dickinson, 1974). Esta subsidencia se -
aprecia en el área solamente a partir del Jurásico Medio, debido
probablemente a la interferencia de un episodio orogénico que tu-
vo lugar durante el Jurásico Temprano y plegó los sedimentos in--
tracratónicos de la base del Jurásico (de Cserna, 1970 y 1976); -
se considera que la deformación puede estar relacionada con el m
tamorfismo y las intrusiones del final del Jurásico Temprano-co__ $
mienzo del Jurásico Medio, que se manifiestan en el subsuelo de -
al la Cuenca Tampico-Mjsantla y del área estudiada (Laboratorio de -
Geocronometría del Instituto Mexicano del Petróleo, comunicación
personal)
L Cómo conciliar este episodio con un ambiente tectónico predo
minantemente tensional? La difícil pregunta queda fuera del ánibj
to del presente estudio; no obstante, estas relaciones, aparente-
L mente anómalas, podrían indicar que, en esta parte de México, - -
el rifting! abortó y se desplazó hacia el este, donde se locali-
- za probablemente el verdadero límite del continente. Sin embar--
go, los efectos de esta tensión regional se sintieron en todo - -
el este de México.
[ Si se toma en cuenta que 50 m. a. es el tiempo mínimo mencio
nado para la duración de la subsidencia de la margen continental,
1
133
se ve que ésta disminuyó probablemente al final del Cretácico. -
Es evidente, que la flexión de la margen continental y la conse--
cuente subsidencia, pudieron ser suficientes para acomodar el - -
• gran espesor de carbonatos de la Formación El Abra, sin necesidad
de invocar movimientos verticales a lo largo de fallas. Sin em--
bargo, hay evidencias de que esfuerzos regionales de tensión per-
duraron después del depósito de la Formación El Abra. La presen-
cia de fallas normales posteriores al depósito de esta formación
es atestiguada por distintos autores como Muir (1936), Viniegra y
Castillo-Tejero (1970) y Carrillo-Bravo (1971). Las fallas provQ
caron una dislocación de la plataforma, que está comprobada por -
discordancias locales y por diferentes niveles agua-aceite en los
campos petroleros (Expedientes de Petróleos Mexicanos). Es posi-
ble también que, en este tiempo, se reactivaron fallas antiguas -
del basamento.
Como se ha visto en un capitulo anterior, la sedimentación -
del Terciario se caracteriza por el aporte de terrígenos que al-
canzaron enorme espesor, particularmente durante el Mioceno, en -
esta región que representa el extremo sur-occidental de la pro--
vincia tectónica llamada Geosinclinal del Golfo por Barton y col a
boradores (1933). La continua subsidencia de la cuenca terciaria
acompafó este dep6síto y fue probablemente la causa de la inclina
ción de la plataforma cretácica hacia el sureste.
134
CONCLUS IONES
La interpretación de la información obtenida se resume en --
los siguientes puntos:
En el este de México, la tectónica, a partir del final
del Paleozoico, fue predomínantemente tensional; esta originó los
elementos positivos que sirvieron de base para una sedimentación
de tipo somero durante el Jurásico Tarcijo y el Cretácjco.
Esta tectónica se refleja,en el área estudiada, en la --
dislocación del elemento positivo paleozoico por fallas normales
y en la formación de fosas y bloques durante el Cretácico Tempra-
no. Se infiere tarabién una inclinación de todo el bloque, debido
posiblemente a reactivación de antiguas fallas del basamento.
La Plataforma de Tuxpan-Tecolutla es una plataforma cal
cárea aislada de origen construccional. Se desarrolló sobre un -
área positiva,cubierta por aguas someras, durante una regresión.
El advenimiento de condiciones paleoecológicas propi- -
cias a fines del Cretácico Temprano, señaló el comienzo de una s
dimentación de banco calcárea.
El crecimiento de la plataforma se efectuó gracias a --
1 una continua subsidencia debida a la flexión de la margen conti-
1
135
mental y terminó al disminuir la subsidencia y al cambiar simult
neamente las condiciones de sedimentación.
El ambiente tensional, acompañado de movimientos verti-
0 cales, perduró hasta el final del Cretácico, lo que pudo contri--
buir a las fuertes pendientes de los escarpes que limitan la pla-
taforma.
Durante el Terciario medio y tardío, la gran acumula- -
ción de sedimentos terrígenos está relacionada con una nueva sub-
sidencia de la márgen continental, causando la inclinación del --
bloque de la plataforma hacia el SE.
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LAMINA 1
L LITOFACIES DE MICRITA FOSILIFERA
Mjcrjta fosilifera: en el centro Valvulam-mina ajQáLdi. x 60, luz natural.
Micríta grumosa fosilífera: en el centro --itiloculina sp. x 50, luz natural.
Micrita grumosa fosilífera: en el centro --Cuneolina sp. x 50, luz natural.
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Micrita grumosa fosilífera: en el centro --Valvulammina picardi. x 60, luz natural.
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LÁMINA 1
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LAMINA II
LITOFACIES DE MICRITA FOSILIFERA
Biospatíta de miliólidos: se notan varios - ejemplares de Nummoloculina hei x 30, luz natural.
Biospatita peletoíde mostrando varios cor---tes de Çkinolinoides (?). x 35, luz natu-ral.
Biomicrita de ostrácodos y fragmentos de fo-raminíferos. x 35, luz natural.
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LAMINA II
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LAMINA III
LITOFACIES DE MICRITA FOSILIFERA
ew Micrita fosilífera con corte de Dicyclina -- schlumbergeri. x 30, luz natural.
Ó
Micrita grumosa fosilífera con corte de - - Pseudochrysalidina sp. x 50, luz natural.
Micrita grumosa con miliolidos: en el cen--tro un foraminífero trocoespiral (Barkerina sp. ?) que se encuentra abundante en esta --muestra. x 140, luz natural.
1 1 1 1 1
LÁMINA III
3
LAMINA IV
LITOFACIES DE MICRITA FaS ILIFERA
Micrita fosillfera: en la parte media se no ta un corte de Pseudolituonella reicheli. x 50, luz natural.
Mienta fosilífera que muestra la secci6n --axial de un foraminífero planiespiral no - - identificado; este corte es muy común en las muestras. x 120, luz natural.
Micnita fosilífera con corte de Dicyclina --sp. (?) x 120, luz natural.
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LAMINA ¡y
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LAMINA y
LITOFACIES DE MICRITA FOSILIFERA
Micrita fosilífera parcialmente recrístaliza da: en el centro un corte de alga solenopo-rácea. x 36, luz natural.
Fragmentos biógenos recristalizados: en - - el centro un corte de alga dasicladácea. --x 20, luz natural.
Fragmentos de algas en matriz recristaliza--da: se notan cortes transversales de algas dasicladáceas. x 55, luz natural.
FACIES DE MICRITA GRUMOSA Y PELESPATITA
Micrita grumosa fosilífera: en el centro un organismo de afinidad dudosa (posible alga). x 30, luz natural.
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LAMINA VI
U LITOFACIES DE OOSPATITA
r Oospatita constituida por oolitas, oncolitos u y ooides de varios origenes. Fotografía - - de pee1T!, x 3•
Roca constituida por estratificaci6n de ca--pas oolíticas; los fragmentos negros son co chas de moluscos. Fotografía de ttpeelT, x 3•
1 Oolitos, pisolitos y granos compuestos. Ta bién son frecuentes los fragmentos orgánicos cubiertos de una capa de carbontto de cal- - cio. Fotografía de Tpeelt, x 3.
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LAMINA VI
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1 LAMINA VII
LITOFACIES DE ESTROMATOLITOS
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1.- Carpetas de algas con intercalaci6n de mate-
E rial más finos se notan grietas verticales - de desecación. Fotografía de "peel' t , x 1.5.
IM 2.-Carpeta de algas entre caliza densa estilol
1 tica; representa posiblemente una antigua s L. perficie de desecación. Fotografía de "peel"
x 1.5
[ 3.- Bandeamiento debido posiblemente a alternafl cia de algas laminares con sedimento fino. Fotografía de "peel' t , x 1.5 rL
4.- Laminación ondulada y entrecruzada formando L. una retícula en donde quedan atrapados sedi-
mentos finos. Es probable que se trate tam-bién de estromatolitos en región de interma-rea. Fotografía de 'peel 1', x 1.5.
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LAMINA VII
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LAMINA VIII
LITOFACIES DE ESTROMATOLITOS
Caliza laminada con interestratificaci6n de micrita fosilífera. Fotografía de "peel", - x 1.5.
Carpeta de algas formando una costra cubier-ta por calcarenita de miliolidos; se notan - filamentos de algas cianofíceas y ojos de p jaro. Fotografía de 'peel, x 1.5.
Posibles algas recristalizadas. x 25 1 luz - natural.
LAMINA VIII
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LAMINA IX
LITOFACIES DE BIOMICRITA CON BIOCLASTOS
Abundantes fragmentos redondeados y bien c1, sificados de moluscos varios, en su mayoría
L recristalizados; se han identificado fragmen tos de rudistas. La matriz está constituida
e por clastos del tamaf'io de arena. Fotografía de "peel, x 1.5.
se
Biomicrita con bioclastos que pasa transicio nalmente a biorrudita. Los fragmentos están
- mal clasificados; consisten en restos de ca- prínidos y otros moluscos; la matriz es mi--
e crítica. Fotografía de ' T peel t , x 2.5.
Fragmentos de moluscos y algas en una matriz de ooides; parte de los clastos está recu- -
r bierta por una capa de carbonato de calcio. Fotografía de pee1", x 1.5.
Micrita que muestra intercalaci6n de un hori. a zonte con fragmentos de conchas. La superfj
cje irregular de la base y la aportaci6n de material más grueso indica probablemente ero sión y transporte por olas de tormenta. Fo-tografía de tT peel", x 1.5.
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LAMINA X
LITOFACIES DE BIOMICRITA CON BIOCLASTOS
Biomicrita con fragmentos de capr5Lnidos; el fragmento que se encuentra en la figura está dolomitizado. x 20, luz natural.
Fragmento de concha de radiolítido en micri-ta. x 12.5, luz natural.
Coral solitario en micrita. x 35 2 luz natu-ral.
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4.- Fragmento de concha El centro y el lado tan ocupados por un )Dlemente del género perforaciones en la ral.
de molusco en micrita. externo de la concha es-alga incrustante, posi--Solenopora sp. Se notan concha. x 35, luz natu--
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LAMINA X
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LAMINA XI
LITOFACIES DE BIORRUDITA
Biorrudita de caprínidos en una matriz de --grano fino. Fotografía de T1 peel", x 1.5.
Fragmentos de rudistas: en el centro apare-ce el corte de un radiolítido. Fotografía - de flpeeltl, x 1.5.
Biorruclita con caprínidos predominantes. En - la esquina superior derecha se observa el --
corte de un radiolitido. Fotografía de - - "peel", x 1.5.
Fragmentos de caprínidos. Fotografía de --
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LAMINA XI
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LITOFACIES DE BIORRUDITA
Fragmento de coral escleractinido posibleme te del género Cladophyllia que se encuentra interestratificado con micrita y asociado --con calcirrudita de rudistas, algas calcá- - reas y esponjas. Fotografía de tipeelti x 1.5.
Algas calcáreas que se encuentran asociadas en un mismo niicleo con corales y rudistas. - Fotografía de ttpeeltt, x 1.5.
LAMINA XII
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1 LAMINA XIII
LITOFACIES DE BIORRUDITA
Biorrudita compuesta por fragmentos almea--dos de moluscos en matriz micrítica; aparen-temente forma parte de un pequefo biostroma. Fotografía de "peel' t , x 1.5.
Fragmentos de .Q.tasia en matriz micrítica. Fotografía de flpeel?T, x 1.5.
Fragmentos de ucasia en matriz micrítica. Fotografía de "peel", x 1.5.
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LAMINA XIV
BIOFACIES DE NUMMOLOCULINA HEIMI
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Biomicrita de miliólidos, casi exclusivamen-te del género Numoioculiria. Fotografia de "peel", x 3.
Biospatita de miliólidos del género Nurnmg-culina; se observa una buene porosidad ínter e intragranular. Fotografia de "peel", x 3.
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LAMINA Xiv
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LAMINA XV
LAMINAC ION
Laminaci6n producida por cambio en el tamafío del grano: alternancia de micrita-oomicrita. Fotografía de TTpeel?T x 4.
Laminación debida a estromatolitos. Fotogra fía de "peel TT x 4•
L 3.- Laminación producida por diferencia de poro-
sidad e impregnación. Fotografía de "peel, - x 4.
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LAMINA XV
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LAMINA XVI
B IOTURBAC ION
Bjoturbacj6n en caliza con mili6lidos asocia-da con micrita. Fotografía de t!peelhl x 1.5.
Bjoturbacjón en biorrudita de moluscos: los fragmentos fueron probablemente fracturados - por organismos depredadores. Fotografía de - t?peel x 1.5.
Madriguera de un molusco en micrita densa. - Fotografía de ' T peel", x 1.5.
Barrenación que aprovechó zonas de debilidad. Fotografía de "peel, x I.S.
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1 LkMINA XVII
ESTILOLITAS
Estilolita en caliza densa, que delimita un - área rica en fragmentos bi6genos. Fotografía de "peel", x 4.
Caliza oolítica impregnada, delimitada por --una estilolita. Fotografía de "peel", x 4.
Caliza recristalizada (clara) y caliza impre nada (oscura) delimitadas por estilolitas. - Fotografía de " peel " , x 4.
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LkMINA XVIII
FRACTURAS Y BRECHAS
Fracturamiento reticular en micrita densa. - Fotografía de "peel", x 1.5.
Fracturas abiertas por solución: se nota al-ta porosidad en la roca. Fotografía de p ee ltt
x 1.5.
Brecha debida posiblemente a colapso por fra turas y solución. Fotografía de 'peel", x 1.5.
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LAMINA XVUt
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LAMINA XIX
POROS IDAD
Porosidad intragranular en conchas de rudis--tas. Fotografía de j5eel", x 1.5.
Porosidad intergranular entre fragmentos bi6-genos. Fotografía de T!peeltT x 1.5.
Porosidad alta por soluci6n diferencial. Fo-tografía de "peel" x 1.5.
Porosidad intergranular entre ooides. La po-rosidad es debida probablemente a solución dJ ferencial ya que se encuentran zonas sella- - das. Fotografía de pee1tT, x 3.
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LAMINA XX
I( B IODEGRADAC ION
1.- Micritización de fragmentos orgánicos (algas?) en biospatita. x 120, luz natural.
RECRISTALIZACION
2- Recristalizaci6n selectiva que deja a la mi--crita remanente un aspecto grumoso x 25, luz natural.
3.- Recristalización selectiva: el espato invade Los microfósiles mientras que permanecen inaj terados los peletoides micríticos, x 160, luz natural.
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LAMINA X X
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LAMINA XXI
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RECRISTALIZACION
Substituci6n de micrita por pseudoespato; se notan rasgos direccionales que corresponden
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posiblemente a superficies de dep6sito. - - x 140, luz natural.
Substituci6n selectiva de micrita por micro-espato; las bandas oscuras parecen correspo der a zonas arcillosas. x 50, luz natural.
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LAMINA XXI
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LAMINA XXII
1 RECRISTALIZACION
Recristalización degradante. Se nota como el microespato invade la matriz de micrita y la estructura del miliólido. x 140, luz natural.
Substitución selectiva de espato de recrista-lización por microespato. El miliólido no e tá afectado. x 140, luz natural.
Substitución de espato por microespato en una cavidad de solución. x 140 2 luz natural.
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LAMINA XXIII
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CEMENTAC ION
Oospatita con cemento acicular alrededor de - los ooides; un cemento en bloques ocupa los - huecos intergranulares. x 55, luz natural.
Intraclasto recristalizado con cemento acicu-lar. x 100, luz natural.
1 3.- Oospatita con muy escaso cemento acicular al-
rededor de los ooides. La formaci6n de espa-to en bloques aparentemente separ6 los granos y rompi6 el cemento primitivo que los unia. - x 160, nicoles cruzados.
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LÁMINA XXIII
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LAMINA XXIV
CEMENTAC ION
Oospatita (de oncolitos ?); los ooides están rodeados por cemento acicular. Se puede no-tar una segunda generación de cemento gravi-tacional. Una tercera generación de cemento rellena los huecos intergranulares. x 50, - luz natural.
La misma muestra girada de 900 con mayor au-mento; se ven claramente en la parte central de arriba las tres generaciones de cemento, x 135, luz natural.
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LAMINA XXIV
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LAMINA XXV
DOLOMITIZACION
r. Dolomitización selectiva del espato de recris
11 talizaci6n. x 60, luz natural.
Oospatita dolomitizada. La dolomita aparece preferentemente en el interior de lbs ooides. x 35, luz natural.
3•- Oospatita (de oncolitos ?) : la dolomitiza- - ci6n aparece preferentemente en el cemento, - x 55, luz natural.
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LÁMINA XXV
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LAMINA XXVI
DOLOMITIZAC ION
"Ojos" de dolomita de tamafio ms grande en - una matriz de dolomita finamente cristalina. x 50, nicoles cruzados.
Dolomita de grano grueso invadida por micro-dolomita. x 120, nicoles cruzados.
Desdolomitización. En la esquina superior - izquierda se nota el contorno del antiguo --cristal de dolomitasubstitujdo por calcita - pseudom6rfica y sintaxial. x 140, nicoles - cruzados.
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LAMINA XXVI
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LAMINA XXVII
SILICIFICACION
Vetilla de silice posterior a la recristali zaci6n de la micrita. x 150, luz natural.
La misma lámina con nicoles cruzados.
Las dos áreas oscuras representan silice mi-crocristalina que reemplaza la calcita. La dolomita es posterior y afecta tanto la cal-cita como la sílice,x 130, nicoles cruzados.
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DES?RROLLO Y EVOLUCION DE LA PLATAFORMA
CALCAREZ4 DE TUXPAN-TECOLTJTLA
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RE SUMEN
La presente investigación comprende dos elementos priri
cipales: el estudio detallado de 34 pozos perforados en la -
plataforma calcárea de Tuxpan-Tecolutia, localizada en el sub
suelo de la actual llanura costera del Golfo de México (Fig.-
1), y la integración de todos los datos geológicos pertinen--
tes a este rasgo paleogeográfico.
El estudio del desarrollo de la plataforma se basó en
datos de tipo sedimentológico, tales como la determinación de
las facies sedimentarias y de los ambientes de depósito co--
rrespondientes, y de su distribución en distintas etapas de -
evolución.
Este objetivo se logró mediante el estudio de las bio-
y litofacies y su interpretación. Se pudieron distinguir - -
así, en el complejo ambiente de plataforma calcárea, zonas de
circulación restrin9ida, lagunares y evaporíticas, y zonas --
predominantemente marginales, de alta energía, representadas
por desarrollos biógenos o extensos bancos oolíticos.
El segundo objetivo de la investigación consistió en -
la evaluación de las condiciones tectónicas que prevalecieron
2
antes de la existencia de la plataforma y durante su forma--
ci6n, y de las causas que dieron origen al comienzo y a la --
terminación de una sedimentación de banco calcáreo. Se pudo
constatar lo siguiente:
El ambiente tectónico, a partir del Paleozoico tardío,
fue principalmente tensional y dio lugar a la formación de fo
sas y bloques elevados; estos últimos constituyeron, en todo
el este de México, áreas positivas que favorecieron, a partir
del Jurásico Tardío, la formaci6n de plataformas calcáreas.
La plataforma Tuxpan-Tecolutia se desarrolló sobre un elemen-
to positivo, durante una época regresiva del mar.
Condiciones paleoecológicas favorables a fines del Cre
tácico Temprano dieron como resultado la aparición de una se-
dimentación de banco calcáreo. Un cambio en estas condicio--
nes, particularmente en lo que respecta a la temperatura y --
a la turbidez del agua, causó la terminación de este tipo de
sedimentación durante el Cretácico Tardío.
El crecimiento de la plataforma se efectu6 gracias a -
una continua subsidencia, debida a la flexión de la margen --
continental, la cual disminuyó hacia el final del Cretácico,
coincidiendo con la introducción de una sedimentación de tipo
p e 1 ág i co.
3
La subsidencia pudo ser suficiente para acomodar el --
gran espesor de sedimento!s de plataforma de la Formación El -
Zbra, sin necesidad de inVocar movimientos verticales a lo --
largo de fallas. Sin embargo, hay evidencias de que una tec-
tónica tensional predomino durante y después del depósito - -
de esta formación, causanko la dislocación de la plataforma -
por fallas normales y, posiblemente, las fuertes pendientes -
de los escarpes que la 1iitan.
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