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Las rocas sedimentarias se componen de una mezcla variable de minerales arcillosos, cuarzo, carbonatos, feldespatos, sulfuros, detritos minerales y biogénicos (aragonito, ópalo, calcita rica en Mg) y materia orgánica, los cuales nos brindan información sobre las condiciones paleodeposicionales y la tectónica. Aproximadamente, dos tercios del registro estratigráfico global está conformado por rocas sedimentarias de grano fino (Tucker, 2001; Aplin y Macquaker, 2011; Milliken, 2014; Lazar et al., 2015), siendo los sedimentos arcillosos ricos en materia orgánica las fuentes más importantes de generación de hidrocarburos (De Antuñano 2007; De Antuñano et al. 2001; Liang et al., 2018; Boyer et al., 2007), así también como las rocas sello de depósitos convencionales (Jarvie et al., 2007; Abouelresh y Slatt, 2012; Liang et al., 2018). Pero los depósitos arcillosos ricos en materia orgánica también pueden actuar como reservorio de tipo no convencional debido a su baja permeabilidad.

Actualmente, se ha calculado que los recursos energéticos no convencionales representan una cantidad significativamente importante en algunas áreas, como la OCDE Américas (Administration, U.E.I., 2016). En ese contexto, se pronóstica que en México el 75 % de la producción del gas natural en el 2040 provendrá de las lutitas gasíferas (mexican gas shale). Las principales unidades sedimentarias con posible potencial de gas en lutita en México son: La Casita e Eagle Ford en las cuencas de Chihuahua y Sabinas, las Formaciones Pimienta, Eagle Ford y Agua Nueva en la cuenca de Burgos, las Formaciones Santiago, Pimienta y Tamán en la cuenca Tampico–Misantla, las Formaciones Pimienta y Tamaulipas en la cuenca de Tuxpan, y la Formación Maltrata en la cuenca de Veracruz (PEMEX, 2011, 2012) (Figura 1).

El estudio de un reservorio inicia en la examinación de las muestras de roca, que incluye la textura, la composición mineral, el contenido fósil y las estructuras sedimentarias. Además, los análisis geoquímicos son esenciales para la reconstrucción de las condiciones de productividad, paleoreducción y la energía hidráulica en ambientes sedimentarios marinos (Tribovillard et al., 2006; Piper y Calvert, 2009; Sageman et al., 2014) ayudándonos a comprender mejor su potencial de producción.

Algunos elementos menores, presentes en los sedimentos, son sensibles a los procesos de óxido reducción y solubles en condiciones ácidas. Este comportamiento hace que elementos como el U, V, Mo, Cr y Co, sean útiles como proxies de condiciones de paleoreducción (Tribovillard et al., 2006; Spalletti et al., 2014). Otros como Ni, Cu, Zn y Cd pueden retenerse dentro del sedimento en asociación con la pirita y la materia orgánica, siendo el Ni y el Cu proxies para el flujo de carbón orgánico (indicadores de productividad) (Tribovillard et al., 2006). Dos elementos que funcionan como micronutrientes son el níquel y el zinc (Calvert y Pedersen, 1993; Whitfield, 2002; Algeo y Maynard, 2004). Ocasionalmente, el Ni traído en los sedimentos por la materia orgánica (MO) puede conservarse en condiciones reductoras (anóxicas/euxínicas) por lo que sirve como un indicador (Lewan y Maynard, 1982; Grosjean et al., 2004). El bario biogénico también es un indicador de la bioproductividad pero es difícil de detectar a través del analizador portátil de rayos X que se utilizó en este trabajo. Otro elemento importante de origen detrítico es el aluminio que está inmóvil durante procesos biológicos y diagenéticos (Calvert y Pedersen, 1993), por lo que, al normalizar el resto de los elementos químicos con base en el aluminio, podemos eliminar la porción detrítica.

Las Formaciones Eagle Ford e Indidura son el objeto de estudio de este trabajo y se han caracterizado como rocas generadoras depositadas durante la transgresión marina del Cenomaniano-Turoniano (De Antuñano et al. 2001, 2007; PEMEX, 2011, 2012; Enciso-Cárdenas, 2015; Herrera-Palomo y Martínez, 2020). En ambas formaciones se han reportado organismos como pelecípodos (Inoceramus labiatus), turritelas, ammonites y depósitos con bioclastos de los mismos (Sellards, et al., 1966; Cobban, 1988; Blanco-Piñón et al., 2008; De Antuñano, 2001), con los cuales se ha determinado la edad Cenomaniano-Turoniano para ambas sucesiones (Rogers et al., 1957; Sellards et al., 1966; Cobban, 1988; Santamaría-Orozco et al., 1991; Martínez et al., 2000; Barboza-Gudiño et al., 2004; Alvarado-Ortega et al., 2006; Donovan et al., 2012; PEMEX, 2012) o inclusive hasta el Coniaciano para la Formación Eagle Ford (Imlay, 1936).

La Formación Eagle Ford ha sido ampliamente considerada en Estados Unidos de América (E.U.A.) como roca generadora por su alto contenido orgánico y posteriormente como reservorio de hidrocarburo no convencional. En México se ha interpretado que esta sucesión representa un sistema transgresivo depositado en un ambiente marino nerítico–medio con valores de carbón orgánico total (COT) entre 0.5 y 8.0 %, con materia orgánica del tipo II y III para la cuenca de Sabinas (Piedad-Sánchez, 2004; Martínez et al., 2015; Martínez-Contreras, 2015; Herrera-Palomo y Martínez, 2020; González-Betancourt et al., 2020). La Formación Eagle Ford está formada localmente por lutitas calcáreas con laminación fina que alternan con calizas arcillosas y alcanza los 485 m con un promedio de 220 m (Santamaría-Orozco et al., 1991). Está sucesión sedimentaria se correlaciona al sur con la Formación Indidura que está formada por facies más arenosas, con espesores que van de los 13 m hasta 2500 m (PEMEX, 2011), pero en la Sierra de Parras se reportan espesores de 650 m (Guerrero, 1967).

Ambas formaciones sedimentarias incluyen el OAE-2, dentro del límite Cenomaniano-Turoniano (Haq et al., 1987; Robaszynski et al., 2010), correlacionándose temporalmente. La Formación Eagle Ford se localiza en la cuenca de Sabinas, mientras que la Formación Indidura aflora en la Sierra Madre Oriental. También se correlacionan con las formaciones Ojinaga en la cuenca de Chihuahua, Agua Nueva en la cuenca Tampico Misantla, Soyatal al oeste de la cuenca Tampico Misantla, Orizaba y Maltrata en la cuenca de Veracruz y Cintalapa del Grupo Sierra Madre en Chiapas (Santamaría-Orozco et al., 1991; Martínez et al., 2000; De Antuñano et al., 2001; Sánchez-Bermeo et al., 2002; Enciso-Cárdenas, 2015; entre otros). En la cuenca de Sabinas, el contacto superior entre la Formación Eagle Ford y Austin está definido por un hiato regional (Mancini y Puckett, 2005) y un contacto transicional que ha sido difícil de determinar en campo. En cambio, el contacto inferior con la Formación Buda está claramente definido por el cambio de color y texturas de las rocas calcáreas, mientras que hacia la cuenca de Parras la Formación Indidura sobreyace a la Formación Aurora en un contacto que puede ser transicional o abrupto (Kelly, 1936; Sellards, et al., 1966).

En este trabajo, se pretende que los datos presentados ayuden a conocer las condiciones de depósito de las rocas generadoras de hidrocarburos, y así, evaluar las oportunidades de exploración dentro de la cuenca de Sabinas, esperando condiciones anóxicas a euxínicas que permitan la preservación de la materia orgánica contenida. Además de constreñir mejor la edad de la sucesión sedimentaria mediante el método de fechamiento U-Pb y el contenido microfósil.

La separación de Pangea ocurrió entre el Triásico Tardío y el Jurásico Medio (Padilla-Sánchez, 1986; Goldhammer y Johnson, 2001; Pindell y Kennan, 2001). Durante su desarrollo, el área de estudio experimentó una extensión y adelgazamiento significativo que formó fosas y pilares tectónicos a gran escala con una direección regional NW–SE (Goldhammer, 1999; Goldhammer y Johnson, 2001; Pindell y Kennan, 2001; Jacques y Clegg, 2002). El Golfo de México evolucionó dentro del área creada entre las placas de Norteamérica, Sudamérica y África debido a esfuerzos de tensión y desplazamiento lateral izquierdo (Salvador y Green, 1980; Wilson, 1990; Pindell y Kennan, 2009), incluyendo a las cuencas que se desarrollaron paralelas al margen del Golfo de México (Jacques, 2004). La cuenca de Sabinas está ubicada en el noreste de México y se desarrolló como consecuencia de la apertura del Golfo de México subsecuente a la separación de Pangea, quedando delimitada por dos grandes fallas; San Marcos y La Babia (Longoria 1984; McKee et al., 1984; Padilla-Sánchez, 1986; Salvador, 1991; Chávez-Cabello et al., 2005).

Dentro de la cuenca se conocen dos áreas con intrusiones graníticas de edad Permo-Triásica que corresponden a los altos de basamento La Mula y Monclova (Wilson, 1990; Torres et al., 1999) (Figura 1). El basamento está compuesto de granitos y granodioritas de edad Permo-triásica que intrusionaron a sedimentos orogénicos tipo flysh, que consisten en conglomerados, grauvacas y lutitas interestratificadas con calizas de edad carbonífero–pérmico (Wilson, 1990; Haenggi, 2001). Las rocas del Triásico corresponden a tobas silícicas, complejos metasedimentarios y metamórficos (Barboza–Gudillo et al., 2004; Venegas-Rodríguez et al., 2009). Sobre el complejo basal se sobrepuso una sedimentación de capas rojas (Formaciones Nazas, Cahuasas, Tenexcate y la Joya) con material volcánico en la mayoría de los casos y representan el relleno de fosas tectónicas (De Antuñano, 1984; Chávez-Cabello et al., 2005).

La sucesión de sedimentos marinos del Jurásico y Cretácico comenzó como depósitos de terrígenos continentales provenientes de los altos de basamento de Coahuila y Burro-Peyotes y siliciclásticos fluviales (Zwanziger, 1978; Echanove, 1986; Padilla-Sánchez, 1982). Con el tiempo, se depositaron sedimentos marinos marginales y gruesos paquetes de sal y evaporitas debido a la inundación periódica de agua marina proveniente del Océano Pacífico que penetraba a la cuenca por el lado oeste (Muehlberger, 1980; Salvador, 1991; Monreal y Longoria, 1999). La distribución del Bloque de Coahuila separó a la cuenca de Sabinas de la cuenca del Centro de México (Carrillo-Martínez, 1990). Inicialmente, la cuenca de Sabinas actuó como un paleogolfo limitado por tierras altas y durante el Tithoniano se conectó con la cuenca de Chihuahua flanqueada por plataformas cretácicas (De Antuñano, 1984). Dentro de ella, se depositaron carbonatos de aguas someras a profundas y lutitas durante las transgresiones marinas de primer orden (Tithoniano-Valanginiano y Cenomaniano-Turoniano) (Haq et al., 1987).

Durante el límite Cenomaniano-Turoniano ocurrió un importante depósito de sedimentos finos ricos en materia orgánica, conocido como el OAE–2 asociado a una transgresión marina (Liro et al., 1994; Meyers et al., 2005; Owens et al., 2012). Dicha transgresión creó una plataforma de aguas someras que se extendía desde México hasta el oeste de Canadá, donde se acumularon las lutitas calcáreas obscuras, calizas arcillosas y calizas micríticas que componen a la Formación Eagle Ford hacía el norte de la cuenca de Sabinas y la Formación Indidura hacia el sur de la cuenca (De Ford, 1964; Córdoba et al., 1970; Charleston, 1973, 1981; López-Ramos, 1981; Cantú-Chapa et al., 1985; Cobban, 1988; Padilla-Sánchez, 1982). Posterior al Cenomaniano, la migración de las facies detríticas se hace más joven en su depósito del oeste al este, por lo menos para el sector transversal de Parras (Tardy y Barragan, 1974).

El evento más relevante a finales del Cretácico en el noreste de México fue el inicio de la orogenia Laramide, que afectó principalmente a estratos mesozoicos y paleógenos con un estilo de cubierta delgada (De Antuñano, 1984), teniendo una gran influencia en la estratigrafía de la cuenca y en la configuración estructural (Busby–Spera y Kokelaar, 1991; Barboza-Gudiño et al., 2004; Alvarado-Ortega et al., 2006; González-León et al., 2016). Los rasgos laramídicos corresponden a dos tipos de deformación: 1) fallas inversas de alto ángulo con orientación NNW-SSE que afectan el basamento y la cubierta sedimentaria con pliegues tipo drape (Pindell y Kennan, 2001; Chávez-Cabello et al., 2005; Peredo-Mancilla, 2015) y 2) fallas conjugadas inversas y una rotación horaria que sobrepone a la Formación Tamaulipas superior sobre la Formación Indidura (Chávez-Cabello et al., 2005). Este evento tuvo como consecuencia el cambio de ambiente marino a continental (Padilla-Sánchez, 1982).

Para la correlación estratigráfica y caracterización de microfacies se estudiaron nueve secciones en afloramientos con sucesiones sedimentarias completas que afloran en el estado de Coahuila (Figura 1); cinco de ellos pertenecen a la Formación Eagle Ford y cuatro a la Formación Indidura. Las 9 secciones estratigráficas tienen espesores entre 45 m y 124 m y están localizadas dentro de la cuenca de Sabinas, sobre la Plataforma Burro-Peyotes, el Bloque de Coahuila y en el límite de la cuenca de Parras con el norte de la Sierra Madre Oriental (Figura 1). Se recolectaron un total de 403 muestras a intervalos de ~1–2 m a lo largo de las 9 secciones para análisis petrográficos y geoquímicos de elementos menores, además de la separación de granos de circón en algunas muestras. Las muestras de roca fresca fueron tomadas a 10–15 cm de la superficie expuesta de los estratos con el objetivo de evitar los efectos del intemperismo. Con los datos obtenidos, se dividió a la Formación Indidura en dos miembros; superior e inferior.

Las nueve columnas estratigráficas (CS, de la I a la IX) pertenecen a afloramientos expuestos en las localidades siguientes: CSI con 108 m de espesor en el Remolino, Coahuila a 50 km de Piedras Negras (coordenadas geográficas 28.772973, -101.139337); CSII con 98 m de espesor en el Rancho la Mota, 30 km al oeste del municipio de Morelos (coordenadas 28.409199, -101.178846); CSIII y CSIV con 80 m cada una sobre la Sierra de Obayos (coordenadas 27.582606, -101.536285); CSV con 124 m de espesor en la Sierra de Cristo (coordenadas 27.213009, -101.794397); CSVI con 44 m en la Sierra de San Marcos, sobre la faja plegada de Coahuila (coordenadas 26.371016, -101.376983); CSVII con 72 m de espesor al SE de la localidad El Hundido (coordenadas 26.502591, -102.060882); CSVIII con 92 m de espesor en la localidad de San Pedro, Coahuila (coordenadas 26.037874, -102.193577); y CSIX con 108 m de espesor en la localidad de Huariche, al SW de Parras (coordenadas 25.420617, -102.197633). Las secciones CSI, CSII, CSIII, CSIV, CSV y CSVI incluyen la Formación Eagle Ford, que se observa sobreyaciendo la parte superior de la Formación Buda y subyaciendo en contacto transicional a la Formación Austin. Mientras que las secciones CSVII, CSVIII y CSIX se componen por la Formación Indidura que se encontró sobreyaciendo a la Formación Aurora.

La descripción petrográfica de 403 láminas delgadas se realizó usando un microscopio de luz transmitida (Olympus BX60) que se localiza en el Laboratorio de Yacimientos Minerales en el Centro de Geociencias de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM). Aspectos como el contenido fósil, tipo de laminación, bioturbación, mineralogía y la textura en las calizas, fueron descritos para cada lámina. La textura fue descrita usando la clasificación de Dunham (1962). El índice de bioturbación se evaluó considerando la escala propuesta por Taylor y Goldring (1993) (0 a 6), según la cual el valor “0” representa ausencia de bioturbación y el valor de “6” completa bioturbación. La abundancia de los granos se evaluó de forma visual usando los diagramas de Bacelle y Bosellini (1965) y se reporta considerando los calificativos de Flügel (2010): raro (2–5 %), escaso (5–10 %), común (10–50 %) y abundante (> 50 %). Las microfacies tipo fueron definidas agrupando muestras con textura y contenido de granos similar. Además, se calculó en cada muestra representativa la relación de foraminíferos planctónicos y bentónicos para cada una de las sucesiones sedimentarias, a través de la siguiente formula: P/B= Foraminíferos planctónicos / ((Foraminíferos planctónicos + Foraminíferos bentónicos) × 100) (Murray, 1991; Arenillas et al., 2000).

Para la medición de la concentración de elementos menores y traza se analizaron 324 muestras de roca caliza y lutita, libres de superficie de meteorización y sin presencia de cementos secundarios o macrofósiles, las cuales, fueron pulverizados en un mortero de ágata hasta obtener polvo fino (<75 µm). Los contenidos de Al, K, Zr, Ca, Fe, V, Mo, Ni, Zn y S de las muestras pulverizadas se determinaron usando un analizador portátil de fluorescencia de rayos–X (Thermo Scientific Niton XL3t) en modo suelo, usando un tiempo de medición de 120 s. Este equipo ha demostrado tener una buena correlación con los resultados de laboratorio, además de tener resultados rápidos y de bajo costo (Lin, 2009; Somarin et al., 2012; Sikora et al., 2021). El equipo se localiza en el Laboratorio de Yacimientos Minerales del Centro de Geociencias de la UNAM. La calidad de los datos se controló midiendo blancos y el material de referencia para cada columna.

Las concentraciones de los elementos menores se normalizaron con respecto al contenido de aluminio, para eliminar el efecto de dilución asociado a la entrada variable de materiales detríticos y aislar la señal autigénica de cada uno de los elementos (Brumsack, 2006; Tribovillard et al., 2006). El aluminio es un elemento usualmente asociado a la fracción detrítica o terrígena que, además de no participar activamente en reacciones biológicas, no es afectada por los procesos diagenéticos (Calvert y Pedersen, 1993). La aplicación de este procedimiento es válida sólo para algunas columnas puesto que el coeficiente de variación de Al debe ser menor que el de los elementos traza, como lo recomienda Van der Weijden (2002, Tabla S1 del material suplementario). Los datos vanadio (V) y níquel (Ni) se posicionaron en el gráfico de las proporciones de elementos traza de V/(V+Ni) versus el contenido de azufre en porcentaje (S %) de Lewan (1984) y la zonación gráfica de las concentraciones de V y Ni para interpretaciones paleoambientales de Galarraga et al. (2008).

Se tomaron siete muestras de arenisca y toba para fechamiento por U–Pb en granos de circón tomadas en la base, parte media y cima de las columnas CSVII, CSVIII y CSIX, pertenecientes a la Formación Indidura. Estas muestras se procesaron en el Laboratorio de Caracterización Mineral (CARMINLab) del Centro de Geociencias de la UNAM. Los granos de circón se separaron magnéticamente y por densidades (líquidos pesados; ioduro de metileno–MEI). Al ser montados en resina, se desbastaron a su mitad ecuatorial obteniendo fotografías de microscopia óptica y electrónica con un microscopio electrónico de barrido HITACHI modelo S–3100H con detector de catodoluminiscencia (SEM–CL) marca Deben UK Limited modelo Centaurus 300–650 nm. Estas imágenes nos permitieron elegir los sitios potenciales para los análisis de U–Pb observando su textura y particularmente el zoneamiento relacionado a los cambios de composición química de los granos de circón, detectando y descartando posibles inclusiones, sobrecrecimientos metamórficos o herencias. Los fechamientos en granos de circón se llevaron a cabo mediante un sistema de ablación láser modelo Resolution M50 de la marca “Resonetics” compuesto por un láser LPX 220 tipo excímero de 193 nm de longitud de onda que utiliza una mezcla de fluoruro de argón (ArF) (Solari et al., 2010; González-León et al., 2016). Se utilizó el software lolite (Paton et al., 2011) para el cálculo de edades tomando en cuenta el MSWD (Mean Square of Weighted Deviates) que es el parámetro que nos permite evaluar la calidad del ajuste estadístico empleado. El MSWD máximo aceptable para dataciones geocronológicas es de 2.5. Los resultados isotópicos se graficaron en diagramas de concordia con el programa Isoplot 3.0 (“add in” para Excel®) (Ludwig, 2003). El cálculo de la edad para las capas de toba se tomó a partir de la media ponderada mientras que en las areniscas la edad máxima de depósito está representada por el circón concordante más joven. En los gráficos las elipses de color azul son las que fueron empleadas para calcular la edad media ponderada, mientras que las elipses de color gris se descartaron debido a que representan granos de circón discordantes, plomo común y/o pérdida de plomo.

La sucesión sedimentaria de la Formación Eagle Ford se caracteriza por lutita carbono-calcárea de laminación fina, paralela y rica en materia orgánica que intercala calizas arcillosas de estratos delgados, estratificación paralela con común contenido de foraminíferos planctónicos, además de grainstone en contactos erosivos, estructuras de carga y rizaduras asimétricas. También podemos observar impresiones de ramas, icnofósiles de desplazamiento, galerías mostrando un grado de bioturbación que va de 0 a 3. Sobre la Plataforma Burro-Peyotes tenemos cristales y cementos de hematita inmersos en el cemento esparítico, mientras que en la cuenca de Sabinas tenemos cristales de pirita inmersos en una matriz micrítica y estilolitas irregulares en sets anastomosados. Los géneros de foraminíferos planctónicos caracterizados en esta sucesión son Rotalipora cushmani, Hedbergella, Heterohelix, globotruncana, marginotruncana, Whiteinella y Helveglobotruncana helvética, restringiendo una edad del Cenomaniano-Turoniano (Figura 2).

Figura 2. Edad bioestratigráfica calculada a partir del registro de foraminíferos planctónicos presentes en las Formaciones Eagle Ford e Indidura. El miembro superior está marcado por la aparición de la Helvetoglobotruncana helvética y en el miembro inferior por la presencia de la Praeglobotruncana del Cenomaniano tardío.

Formación Indidura

La Formación Indidura se compone por lutita carbono-calcárea de laminación fina con materia orgánica que intercala calizas arcillosas de estratos medianos a delgados en estratificación paralela con común contenido de foraminíferos planctónicos y raros foraminíferos bentónicos, además de arenisca, packstone y grainstones en contactos ondulados. Además, se encontraron finos depósitos de tobas volcánicas intercalados en la laminación de los depósitos de lutita, mudstone y wackestone, dándoles una tonalidad café-verdosa. También podemos observar impresiones de ramas, trazas discretas y estructuras de escape con un grado de bioturbación que va de 0 a 2. Sobre el Bloque de Coahuila, tenemos cristales y cementos de hematita en cementos primarios esparíticos y cristales de pirita inmersos en la matriz micrítica, mientras que en la cuenca de Parras tenemos cristales de pirita inmersos en una matriz micrítica e intergranular Las muestras de roca están afectadas por la diagénesis, sobre todo en la cercanía a la Sierra Madre Oriental, por lo que en ocasiones se vuelve difícil el reconocimiento de organismos fósiles. Los géneros de foraminíferos planctónicos caracterizados en esta sucesión son Praeglobotruncana, Hedbergella, Heterohelix, marginotruncana y Whiteinella restringiendo, por su contenido fósil, una edad del Cenomaniano tardío-Turoniano (Figura 2).

Tipos de Microfacies

En la Formación Eagle Ford se reconocen nueve microfacies (Mf): la Mf-1 que está conformada por mudstone con escasos foraminíferos planctónicos (5–10 %); la Mf-2 por lutita y wackestone con foraminíferos oportunistas; la Mf-3 por lutita y wackestone con foraminíferos especialistas; la Mf-4 por wackestone y packstone de radiolarios; la Mf-5 por packstone con filamentos; la Mf-6 por grainstone peloidal; la Mf-7 por grainstone bioclástico, la Mf-8 conformada por calcarenitas bien cementadas y la Mf-9 por tobas volcánicas (Figura 3a).

En la Formación Indidura también se diferenciaron nueve microfacies (Mf), la Mf-1 formada por mudstone con raros foraminíferos planctónicos (0–5 %); la Mf-2 por lutita y wackestone con foraminíferos oportunistas; la Mf-3 por lutita y wackestone con foraminíferos especialistas; la Mf-4 por wackestone y packstone de radiolarios y calciesferas; la Mf-5 por wackestone y packstone con filamentos; la Mf-6 por grainstones peiodales; la Mf-7 por grainstone bioclástico, la Mf-8 por calcarenitas con matriz arcillosa y la Mf-9 por tobas volcánicas (Figura 3a). De manera general las microfacies se describen de la siguiente manera:

Mf-1: mudstone

La microfacies 1 se conforma de mudstone con raros foraminíferos planctónicos y fragmentos de bivalvos. Las muestras presentan láminas muy finas de color café a gris obscuro, con un grado de bioturbación 0. Suelen observarse cristales de pirita dentro de las cámaras de los foraminíferos, común contenido de materia orgánica y disolución entre la laminación.

Mf-2: wackestone de foraminíferos oportunistas

La microfacies 2 se conforma de lutita y wackestone con comunes foraminíferos planctónicos de tipo oportunista, como Heterohelix y Whiteinella, con cámaras globosas que se desarrollan durante periodos de crisis y viven entre los 0 m y 50 m de prfundidad. Las muestras presentan láminas muy finas de color café a gris obscuro, con un grado de bioturbación 0 a 1. También se observan raros foraminíferos bentónicos, restos de inocerámidos y alto contenido de materia orgánica. Las muestras presentan cristales de pirita entre la laminación y común contenido de materia orgánica.

Mf-3: wackestones de foraminíferos especialistas

La microfacies 3 se conforma también por lutita y caliza micrítica de textura wackestone, de laminación fina y un grado de bioturbación 0 a 1. Esta microfacies se diferencia en su contenido de foraminíferos planctónicos especialistas, lo cuales son de mayor tamaño (0.3–0.5 µm), con formas ornamentadas y carenadas, cámaras más alargadas, que viven entre los 50 y 100 m de profundidad (Molina, 2004). Los foraminíferos planctónicos presentes en esta microfacies son Marginotruncana, Globotruncana y Hedbergella. También incluyen fragmentos de pelecípodos con paredes aragoníticas aún preservadas y abundante materia orgánica.

Mf-4: wackestone – packstone de radiolarios y calciesferas

La microfacies 4 incluye caliza de textura wackestone y packstone, con matriz micrítica, estratos que van de 1 a 20 cm y un grado de bioturbación de 1 a 2. Esta microfacies se distingue por su común contenido de radiolarios y calciesferas distribuidos en la matriz arcillosa. Además, se observan nódulos de lodo. Su porosidad es de tipo interpartícula y vugular, presentando neomorfismo en zonas bioturbadas y dolomitización selectiva.

Mf-5: packstone de filamentos

La microfacies 5 incluye packstone con matriz micrítica, estratos entre 1 y 20 cm y un grado de bioturbación de 0. Se caracteriza por presentar un abundante contenido de filamentos y foraminíferos planctónicos inmersos en la matriz, en su mayoría de tipo especialista. También se observan raros foraminíferos bentónicos. Los filamentos se encuentran segmentados o con estrías longitudinales, se extienden de forma continua y discontinua entre la laminación ondulada y se encuentran comúnmente entre bandas ricas de materia orgánica. Contiene comúnmente cristales de pirita en las cámaras de foraminíferos. La porosidad es tipo vugular, intrapartícula e intercristalina y muestra una compactación diferencial observada en lámina delgada.

Mf-6: grainstone peloidal

La microfacies 6 incluye grainstone con abundantes pellets y peloides y un grado de bioturbación de 1 a 2. La presencia de micro-coprolitos indica condiciones marinas someras fértiles y una cementación rápida que permitió su conservación (Adams et al., 1996; Navarro et al., 2009). Se reduce la materia orgánica y aumenta los minerales oxidantes como la hematita. La porosidad es tipo intracristalina e intrapartícula.

Mf-7: grainstone bioclástico

La microfacies 7 contiene grainstone con estratos desde 3 a 30 cm en contactos erosivos y un grado de bioturbación de 1. Esta microfacies presenta abundantes bioclastos de bivalvos, con escasos intraclastos y calciesferas. Presenta laminación ondulada, contactos erosivos y alineación de sus componentes. Se observa una disminución importante de la materia orgánica y el aumento de minerales oxidantes (hematita). El cemento secundario es de calcita y sílice. La porosidad es de tipo intercristalina.

Mf-8: calcarenitas

La microfacies 8 se compone de areniscas con clastos calcáreos angulosos a subangulosos que sobre la plataforma Burro-Peyotes es granosoportada pero sobre el Bloque de Coahuila flotan en una matriz lodosa, con tamaños menores a 0.6 mm y contactos largos o flotados. Los intraclastos se encuentran orientados con respecto a la laminación, en laminaciones onduladas o anastomosadas de 1 a 3 mm, también presentan laminación cruzada. El grado de bioturbación va entre 1 y 2. En esta microfacies se observan escasos intraclastos de caliza y raros grapestone, además de bioclastos de foraminíferos, bivalvos, restos de peces y raros granos cubiertos tipo oides, en ocasiones mezclados con cristales de cuarzo y feldespatos de tamaños de arenas finas.

Mf-9: tobas volcánicas

La microfacies 9 incluye depósitos de tobas volcánicas muy finas. Las tobas se encuentran como laminaciones finas intercaladas en los depósitos de lutita y caliza, dándoles una tonalidad café-verdosa. Se componen de extraclastos volcánicos, cristales de cuarzo, feldespatos y granos de circón. Los depósitos presentan abundante disolución, por lo que encontramos comunes líticos fantasmas. Además, podemos observar escasos radiolarios asociados al depósito. Las calizas intercaladas entre los depósitos de caída presentan abundante cemento silícico como pedernal y calcedonia, además de cementos secundarios de calcita y hematita.

En la Formación Indidura se encontraron granos de circón en 7 muestras de las columnas (CS) VII, VIII y IX. Las muestras CSVII-3, CSVII-14, CSVII-34, CSVIII-8, CSVIII-19, CSVIII-30 corresponden a capas de toba intercaladas en la sucesión sedimentaria ubicadas sobre el Bloque de Coahuila, mientras que la muestra CSIX-60 corresponde a una arenisca ubicada en la cuenca de Parras. El miembro inferior de la Formación Indidura cuenta con las muestras CSVII–3 y CSVIII–30, en la parte media de la sucesión las muestras CSVII–14 y CSVIII–19 y en el miembro superior las muestras CSVII–34, CSVIII–8 y CSIX–60. El rango de edad obtenido con las muestras analizadas para la Formación Indidura va entre 91.7± 0.8 y 98.2± 0.9 Ma, valores que corresponden al Cenomaniano y el Turoniano (Tabla S2 del material suplementario).

Los depósitos finos de tobas contienen granos de circón con hábito euhedral alargado y subhedral homogéneo, algunos con zonado concéntrico en los bordes y granos de circones accidentales, es decir, granos de circones acarreados a la cuenca, inclusiones sólidas o herencias en el interior de algunos de ellos.

En la columna VII, la muestra CSVII-3 presenta un total de 24 circones analizados, la agrupación de los análisis concordantes nos permite calcular la edad 206Pb/238U media ponderada de 98.2 ± 0.9 Ma (2 sigma; MSWD = 2.5; Figura 5), edad que corresponde al Cenomaniano temprano. La muestra CSVII–14 presenta un total de 29 granos de circón, los cuales nos permiten calcular una edad 206Pb/238U media ponderada de 95.7 ± 0.8 Ma (2 sigma; MSWD = 2.2, Figura 6) edad que corresponde al Cenomaniano tardío. Esta edad es interpretada como contemporánea a la deposición del sedimento de la Formación Indidura con algunos granos de circón que llegaron a la cuenca transportados con el sedimento. La muestra CSVII–34 presenta un total de 25 granos de circón con una media ponderada de 96.6 ± 0.9 Ma (2 sigma; MSWD = 2.4; Figura 7), edad que corresponde al Cenomaniano tardío y es ligeramente mayor a la esperada para el miembro superior, pero de utilidad por el rango que proporciona su error.

La columna VIII está invertida en campo por lo que la muestra CSVIII–30 se encuentra en el miembro inferior de la columna con un total de 12 granos de circón y una edad 206Pb/238U media ponderada de 97.7 ± 3.2 Ma (2 sigma; MSWD = 3.0; Figura 8), edad que corresponde al Cenomaniano temprano. En la muestra CSVIII–19 la edad 206Pb/238U obtenida en el cristal Z1 nos proporciona una edad de 96.8 ± 2.3 Ma que interpretamos como la mejor aproximación de la edad (Figura 9). La muestra CSVIII–8 presenta un total de 12 granos de circón con una edad 206Pb/238U media ponderada de 91.7 ± 0.8 Ma (2 sigma; MSWD =2.0, Figura 10) edad que corresponde a mediados del Turoniano, proporcionando la edad más joven para la sucesión sedimentaria.

En la columna IX, la muestra CSIX–60 presenta granos de circón con edades que varían de 1726 ± 22 Ma hasta 103 ± 2 Ma, por lo que la edad máxima propuesta para el depósito es de 103 ± 2 Ma (Figura 11) de edad Albiano. En esta muestra tenemos una variedad de granos de circón subhedrales y subredondeados.

En la Mf-1, la laminación fina a escala milimétrica (Figura 3) sugiere pequeñas fluctuaciones en las condiciones ambientales (McCarthy et al., 2011). El bajo índice de bioturbación y la ausencia de microfósiles bentónicos en esta microfacies apuntan a condiciones reducidas en oxígeno en el agua de fondo de la cuenca (Pacton et al., 2008; Reolid et al., 2010, 2015). Además, la presencia de pirita sedimentaria y bandas de materia orgánica en esta microfacies sugiere la influencia de actividad algal o bacteriana al momento de acumulación de las capas (McCarthy et al., 2011), que evidencian un origen autóctono de la materia orgánica (Pacton et al., 2008; Bontognali et al., 2012; Blanco-Piñón et al., 2014).

Las Mf-2, Mf-3 con una relación P/B > 97 % indica una caída en la oxigenación de la columna de agua, que en condiciones todavía desfavorables para los organismos bentónicos limitaba su presencia. Organismos como Whiteinella, Hedbergella, Rotalipora y Heterohelix encontrados en la Mf-2 son interpretados como organismos oportunistas en ambientes inestables con bajos niveles de oxígeno (Hart, 1980; Premoli-Silva y Sliter, 1994; Gasinski, 1997; Georgescu, 2009; Sánchez-Quiñonez, 2010 ; Molina, 2004), indicativos de latitudes medias a bajas (Hart, 1980; Premoli-Silva y Sliter, 1994; Gasinski, 1997; Georgescu, 2009), de ambientes eutróficos inestables, alta productividad, cambios en la salinidad (Keller et al., 2001; Keller y Pardo, 2004) y aguas someras (Hart, 1980; Premoli-Silva y Sliter, 1994). Mientras que el aumento de foraminíferos especialistas en la Mf-3, que se caracterizan por presentar quillas y carenados, sugieren el cambio a condiciones oceánicas más estables y la transición a un ambiente oligotrófico (Premoli-Silva y Sliter, 1994; Luciani y Cobianchi, 1999).

La Mf-4 muestra una mayor productividad evidenciada por la abundancia de radiolarios (Figura 3) y el aumento de elementos como Ni y Zn, que reflejan periodos cortos de mayor productividad producidos tal vez por los cambios estacionales y/o la intensidad de surgencia (De Wever et al., 2002; Baumgartner, 2013; De Wever et al., 2014) acarreando micronutrientes que permitieron el incremento de estos organismos como se ilustra en la Figura 4. Hacia el sur de la cuenca de Sabinas, la Mf-4 presenta un incremento de calciesferas y radiolarios que se asocia a la caída de material volcánico (Mf-9), y esto representaría condiciones de estrés ambiental para otros organismos planctónicos (Flügel, 2004), explicando la disminución de foraminíferos en esta microfacies. Además, las facies limo-arenosas son más abundantes hacia el sur del área de estudio, como se ha reportado hacia el sureste por Martínez-Contreras (2015).

En la Mf-5, la abundancia de filamentos (Figura 3), la mortandad masiva y repentina de foraminíferos planctónicos, el incremento de elementos redox y el aumento de foraminíferos bentónicos sugiere un aumento abrupto del nivel del mar (Murray, 1991; Navarro et al., 2009; McCarthy et al., 2011; Kędzierski et al., 2012; Bomou et al., 2013), que como consecuencia cambia las condiciones ambientales en la columna de agua provocando la muerte masiva de los organismos que la habitan y que precipitan en el fondo.

Sobre la Plataforma Burro-Peyotes tenemos a la Mf-6 asociada a márgenes de plataforma o rampa semi-restringida (Figura 3). Las Mf-7 y Mf-8 formaron parte de posibles barras de arenas carbonatadas que protegían la rampa interna y media al norte de la cuenca de Sabinas y depósitos de talud sobre el Bloque de Coahuila (Figura 3). Estas microfacies representan depósitos de alta energía, donde el material clástico parece provenir de la erosión de sedimentos contemporáneos y de material reciclado de la cuenca. Las marcas de ondulación asociadas a estos estratos, la presencia de cementos de hematita y el aumento de elementos oxidantes proporcionan evidencia de mayor disponibilidad de oxígeno sobre los altos estructurales.

La Mf-9 corresponde a depósitos de toba que precipitaron dentro de la cuenca (Figura 3), ya que la caída de material volcánico sobre la cuenca puede reducir el pH en las aguas superficiales (Cobianchi et al., 2015), provocando una fuerte disolución como la observada en las conchas de los organismos calcáreos planctónicos.

Las Formaciones Eagle Ford e Indidura son unidades mixtas de siliciclásticos y carbonatos que registran una transgresión marina ocurrida durante el Cretácico Tardío. Los fechamientos U–Pb de los granos de circón encontrados en la Formación Indidura presentan un registro que va de los 91.7 ± 0.8 Ma a los 98.2 ± 0.9 Ma, desde el Cenomaniano temprano hasta inicios del Turoniano tardío. Sin embargo, la presencia de la Praeglobotruncana cerca de la base nos indica una edad del Cenomaniano tardío (Lehmann, 1963; Robaszynski y Caron, 1979; Huber, 1992; Huber et al., 1995; Zapata-Martínez, 2015). El límite Cenomaniano-Turoniano no está bien definido, pero se puede interpretar por la desaparición de la Praeglobotruncana, además del contraste entre los elementos químicos que divide a esta sucesión en dos miembros, el miembro superior e inferior, que está marcado principalmente por la disminución de elementos redox, sobre todo en el Bloque de Coahuila (Figura 2c y 2d /Figura 4c y 4d).

En la Formación Eagle Ford no fue posible determinar la edad de la base de depositación, pero en la parte media y cima de esta formación podemos observar los géneros Hedbergella del Albiano-Cenomaniano (Moriya y Tsutsui, 2015), Rotalipora cushmani del Cenomaniano tardío (Peryt y Wyrwicka, 1991) y la Helvetoglobotruncana helvética (Figura 2), que en conjunto con el Inoceramus labiatus (reportado anteriormente en el área de estudio), son de edad turoniana (Blanco-Piñón et al., 2008). Reportando un rango de edad Cenomaniano-Turoniano como se observa en la Figura 2. El límite Cenomaniano-Turoniano está indicado por la aparición de Helvetoglobotruncana y la desaparición de la Rotalipora (Figura 4a y 4b). En este trabajo, no se pudieron fechar granos de circón para esta sucesión sedimentaria, pero en Estados Unidos los depósitos de tobas volcánicas en la Formación Eagle Ford han sido fechados por el método U–Pb reportando un rango de edad entre el Cenomaniano temprano (96.8 +1.2/–0.7 Ma) y el Turoniano tardío (91.6 +0.6/–0.4 Ma) para el área de Austin, al sur de Texas (Pierce et al., 2016). Por ello, las edades U–Pb de la Formación Indidura de ~98 Ma y ~91 Ma al sur de la cuenca de Sabinas son en parte correlacionables con las rocas expuestas en la Formación Eagle Ford en el sur de Texas.

Respecto a la geoquímica, los elementos Al, Zr y K son indicadores de la señal detrítica. En ambas sucesiones sedimentarias los valores más elevados se observan en el interior de las cuencas, pero con mayor variación sobre los altos estructurales. Los micronutrientes como el níquel y el zinc se incrementan en la parte inferior de las sucesiones, indicando mayor productividad al inicio de la transgresión marina ocurrida para este tiempo. Tras la descomposición de la MO, el zinc puede liberarse e incorporarse como ZnS en la pirita (Huerta–Díaz y Morse, 1992; Daskaladis y Helz, 1993; Morse y Luther, 1999).

La presencia de Mn suele asociarse a condiciones reductoras en ambientes sedimentarios, sin embargo, su función principal es la transferencia de trazas de metales desde la columna de agua al sedimento (Tribovillard et al., 2006). Las concentraciones de Mo son indicadores de las condiciones de oxigenación en la columna de agua, donde los sedimentos con ≤ 5 ppm indican condiciones óxicas a subóxicas; ≥ 5 ppm, pero < 20 ppm indican condiciones anóxicas; y ≥ 20 ppm exhiben condiciones euxínicas (Zheng et al., 2000; Kearns, 2011). Por lo que el contenido de Mo promedio de las columnas estratigráficas (Tabla S1) indican que en la plataforma Burro-Peyotes existieron condiciones anóxicas; en la cuenca de Sabinas condiciones de subóxicas a anóxicas; en el bloque de Coahuila de subóxicas a anóxicas; y en la cuenca de Parras anóxicas.

Los elementos en conjunto de V, Ni y S también nos sirven como indicadores de las condiciones óxico-reductoras. Al graficar los datos en el diagrama de Lewan (1984), las muestras de roca caen en condiciones subóxicas marino-terrestres, posiblemente asociado a esta interacción de material terrígeno que llegaba al interior de la cuenca (Figura 12a). Es importante mencionar que tanto el molibdeno como el níquel no muestran una correlación directa con el aluminio, implicando que la fracción detrítica no es su fuente principal, sino más bien la arcilla. En la relación V vs. Ni se observa que las columnas CSII, CSV, CSVI, CSIX se depositaron mayormente en condiciones anóxicas, las columnas CSIII, CSIV, CSVII en condiciones óxico-disóxicas y las columnas CSI y CSVIII en condiciones mayoritariamente óxicas (Figura 12b). Deduciendo que la paleogeografía jugó un papel importante en el aporte de nutrientes, en las condiciones de oxígeno de la columna de agua y en la preservación de la materia orgánica dentro de los sedimentos arcillosos.

Figura 12. a) Gráfico de las proporciones de elementos traza de V/(V+Ni) versus el contenido de azufre en porcentaje (S %), que muestra que las condiciones de deposición de las rocas generadoras son similares y que se depositaron en condiciones subóxicas marino-terrestres (Lewan, 1984. Gráfico tomado de Al-Khafaji et al., 2020 ). b) Zonación gráfica de las concentraciones de vanadio (V) y níquel (Ni) para interpretaciones paleoambientales (Galarraga et al., 2008), que muestra variaciones entre condiciones óxicas, óxido-disóxicas y anóxicas de las Formaciones Eagle Ford e Indidura, donde las columnas CSII, CSV, CSVI, CSIX caen en condiciones mayormente marino-anóxicas.

CONCLUSIONES

La Formación Indidura presenta mayor contenido de areniscas, grainstone bioclástico y líticos provenientes del Bloque de Coahuila que se depositaron en ambientes de mayor energía que la Formación Eagle Ford. De acuerdo con la microfauna y las edades en granos de circón, podemos establecer que ambas formaciones se depositaron dentro del Cenomaniano-Turoniano, pero restringiendo de manera más precisa a la Formación Indidura dentro del Cenomaniano tardío-Turoniano.

La geoquímica de elementos menores y la microfauna nos indican un paleoambiente hostil donde las especies debían adaptarse a las variaciones de salinidad y del nivel del mar, una entrada constante de material detrítico y variaciones en la concentración de oxígeno en la columna de agua. Por tal, tenemos un ambiente marino-terrígeno de aguas tranquilas anóxicas-subóxicas con zonas de mayor energía y oxigenación. Además, las cuencas de Sabinas y Parras debieron estar ubicadas en latitudes medias a bajas, con aguas templadas, someras y ricas en nutrientes de acuerdo con el contenido microfósil.

Los depósitos anóxicos están marcados por el abundante contenido arcillas obscuras, horizontes filamentosos, extinciones en masa de foraminíferos planctónicos, aumento del contenido de vanadio y una disminución del níquel que están asociados a las microfacies 1, y 5. Siendo las columnas CSII, CSV, CSVI y CSIX las que de acuerdo con los datos geoquímicos se depositaron en condiciones mayormente anóxicas.

Finalmente, podemos interpretar para ambas formaciones sedimentarias un ambiente de depósito poco profundo que a menudo se caracterizaba por una alta concentración de nutrientes, los cuales variaban a través de la paleogeografía entre condiciones óxicas, óxico-disóxicas y anóxicas.

Es importante mencionar que, aun teniendo sedimentos finos ricos en contenido orgánico depositado en condiciones reductoras, sigue faltando un componente crítico, el calor. La maduración del querógeno requiere calor y para que los sedimentos se cuezan lentamente se requiere un aumento de presión y temperatura que no siempre va en concordancia con la profundidad de sepultamiento.

MATERIAL SUPLEMENTARIO

La Tabla S1 correspondiente a los datos de elementos menores promedio en cada columna estratigráfica del Cenomaniano-Turoniano, así como la Tabla S2 que muestra las edades U–Pbde circones de tobas volcánicas en lutitas gasíferas de Coahuila, se pueden descargar desde la vista previa de este artículo en <www.rmcg.unam.mx>.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo es financiado por la Universidad Nacional Autónoma de México, en el proyecto PAPIIT IN114522 denominado “Procesos diagenéticos e historia térmica de los mantos de carbón con potencial de gas (CBM) en la cuenca de Sabinas: sub-cuencas Sabinas, Las Esperanzas y Saltillito-Lampacitos”. Igualmente forma parte del proyecto doctoral del primer autor en el Centro de Geociencias de la UNAM Campus Juriquilla. Se agradece muy espacialmente a Juan Tomas Vázquez Ramírez y Walter Reategui por la preparación de las muestras, a María Concepción Arredondo por su ayuda en la obtención de imágenes de catodoluminiscencia, así como a los revisores anónimos de este trabajo.

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