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EL PALEÓGENO EN MEXICO

MA. ANTONIETA SANCHEZ RÍOS Y PEDRO SALMERÓN UREÑA Gerencia de Geociencias

Instituto Mexicano del Petróleo

Aportación al IGCP Project 301 Paleogene of South America

R E S U M E N

Las rocas del Paleógeno (Paleoceno, Eoceno y Oíigoceno) de México se encuentran representadas en las cuencas de Burgos, Tampico-Misantla, Cuenca de Veracruz, Salina del Istmo, Cuenca de Comalcalco, Cuenca de Macuspana, Area Marina de Campeche, Plataforma de Yucatán y Sierra de Chiapas. Se presenta en este artículo una síntesis de los trabajos realizados en dichas regiones. La columna paleógena comprende rocas terrígenas y rocas carbonatadas, las cuales se ubican en las principales cuencas de la Planicie Costera del Golfo de México y en la Sierra de Chiapas y Plataforma de Yucatán, respectivamente. El límite inferior del Paleógeno está dado por el límite KT, el cual puede ser discordante y ocasionalmente concordante. El límite Oligo-Mioceno es concordante debido a que se considera a la Biozona de Globigerina ciperoensis ciperoensis y a la Biozona de Sphenolithus ciperoensis como el nivel más alto del Oíigoceno. En general, para la subdivisión de los sedimentos del Paleógeno se utilizó el esquema zonal de Bolli and Saunders (1989). No obstante, por acuerdo de paleontólogos mexicanos, el Oíigoceno quedó definido como sigue: el Oíigoceno Superior con Globigerina ciperonesis ciperoensis y Sphenolithus ciperoensis, el Oíigoceno Medio se determinó con Globorotalia opima opima y G. opima nana, y el Oíigoceno Inferior se precisa con Globigerina ampliapertura. En su mayoría, las rocas del Paleógeno están en secuencias regresivas con sedimentación progradante; excepcionalmente se presentan columnas transgresivas de pequeña magnitud. Las rocas de la base de la columna paleógena (Sierra de Chiapas y Area Marina de Campeche), así como las facies arenosas de las formaciones Chicontepec, La Laja y Depósito, son las rocas con mayor interés económico-petrolero.

El valor cstratigráfico de los foraminíferos planctónicos y bentónicos, nanoplancton calcáreo y macroforaminíferos sirvió de base para determinar la cronoestratigrafía del Paleógeno de México. Asimismo, estos fósiles facilitaron la determinación de los ambientes sedimentarios en los que se llevó a cabo la sedimentación de las rocas del Paleógeno: Plataforma Interna, Plataforma Media, Plataforma Externa y Talud Superior.

BOL. AMGP, VOL. XLV, NUM. 2, JULIO-DICIEMBRE, 1996, p. 39-57

40 SANCHEZ Ríos Y SALMERÓN UREÑA

A B S T R A C T

Mexican Paleogene rocks (Paleocene, Eocene and Oligocene) are represented in the Burgos, Tampico-Misantla, Veracruz, Salina del Istmo, Comalcalco, Macuspana, Sonda de Campeche, Yucatan Platform, and Sierra de Chiapas basins. The Paleogene section includes terrigenous and carbonate rocks within the Gulf Coastal Plains, and the Sierra de Chiapas and Yucatan Platform, respectively. The lower limit of the Paleogene is given by the KT boundary, which can be unconformable or occasionally conformable. The Oligo-Miocene boundary is conformable because the Globigerina ciperoensis ciperoensis and the Sphenolithus ciperoensis biozones are considered as the Oligocene uppermost level. The Bolli and Saunders (1989) zonal scheme was used to subdivide the Mexican Paleogene sediments; although according to Mexican paleontologists the Oligocene is defined as follows: Upper Oligocene with Globigerina ciperonesis ciperoensis and Sphenolithus ciperoensis; the Middle Oligocene was determined with Globorotalia opima opima and G. opima nana; the Lower Oligocene is characterized by Globigerina ampliapertura.

Most of the Paleogene rocks are represented by regressive sequences with proghrading sedimentation; minor transgressive sections are also found. The base of the Paleogene section ( Sierra de Chiapas and Sonda de Campeche) as well as the sandy fades of the Chicontepec, La Laja and Depósito formations have the greatest economic-oil interest. The Mexican Paleogene chronostratigraphy is based on the planktonic and benthonic foraminifera, calcareous nannoplankton and macroforaminifera ranges; these fossil groups were also used to determine the depositional environment: Inner Platform, Middle Platform, Outer Platform and Upper Talus.

INTRODUCCIÓN

La exploración petrolera en México ha permitido realizar numerosas investigaciones relacionadas con la localización de litofacies generadoras y/o almacenadoras de hidrocarburos; para tal fin se han utilizado técnicas y metodologías geológicas, petrográficas, bio-estratigráficas, geoquímicas y geofísicas que, al integrarse para cumplir con su cometido, han permitido el conocimiento de las unidades rocas de la escala fa-nerozoica. Las rocas del Mesozoico y Cenozoico de México resultan ser las de mayor interés petrolero. Dentro de este contexto, el conocimiento, en particular, de las rocas del Paleógeno ha sido ocupación de los profesionistas de Petróleos Mexicanos y del Instituto Mexicano del Petróleo; durante su trabajo de campo han medido secciones superficiales en la Planicie Costera del Golfo de México, o bien, analizado numerosas columnas de pozos, incluyendo aquéllas de la Sonda Marina de Campeche, con el fin de determinar la edad y el ambiente sedimentario de dichas rocas.

Este trabajo pretende integrar la información estratigráfica generada hasta la fecha sobre las rocas del Paleógeno, con el propósito de conocer su distribución vertical y horizontal en las áreas de interés económico; asimismo, con base a un análisis minucioso se actualizarán algunos aspectos bioestratigráficos que

faciliten una subdivisión práctica y precisa de los niveles cronoestratigráficos del Paleógeno.

DISTRIBUCIÓN DE LAS ROCAS DEL PALEOGENO

Las rocas del Paleógeno en México se encuentran ampliamente representadas en la Cuenca Terciaria del Golfo de México, en la Sierra de Chiapas y escasamente en la Provincia de Baja California, Coahuila y Chihuahua (Fig. 1), entre otras. De acuerdo a la amplia distribución que tienen los sedimentos del Paleógeno en las dos primeras áreas, este trabajo se enfocará principalmente a esas provincias.

La Cuenca Terciaria del Golfo de México es una unidad tectónica-sedimentaria, en la que se incluye el Golfo de México y una franja continental de aproximadamente 200 km de ancho, paralela a la costa. Uno de los límites de la franja es el contacto Cretácico-Terciario y el otro, la actual línea costera del Golfo. Esta cuenca comprende a la Cuenca de Burgos perteneciente a la plataforma noroccidental y a las cuencas de Tampico-Misantla, Veracruz, del sureste y la Plataforma de Yucatán incluidas en la plataforma occidental. Durante el Paleoceno, la sedimentación de esta área fue primordialmente terrigena, siendo en mayor pro-

EL PALEOGENO EN MEXICO

U.S.A.

N

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300 km

CUENCA DE TAMPICO-MISA

PLATAFORMA DE YUCATAN

OCEANO PACIFICO *<CÜENCA

DE-VERACRUZ-

CUENCAS TERCIARIAS DE SURESTE

SIERRA DE CHIAPAS

Figura 1.- Principales unidades geológicas en donde se encuentra representado el Paleógeno de México (modificado de Santiago et al., 1984).

porción de conglonnerados, areniscas y lutitas desde la Cuenca de Burgos hasta la Cuenca de Veracruz y predominantemente arcillosa en las Cuencas del Sureste (Cabrera y Lugo, 1984).

La Sierra de Chiapas se localiza al sur de las Cuencas Terciarias y presenta una sedimentación mixta constituida por carbonatos y terrígenos.

En general, las rocas del Paleógeno del este de la República Mexicana se encuentran distribuidas en franjas paralelas a la línea de costa, reportándose las más antiguas del Paleoceno hacia el occidente y las más recientes del Eoceno y Oíigoceno hacia el oriente, en las áreas de Burgos y Veracruz. En las cuencas del sureste, los sedimentos más antiguos se encuentran depositados en el sur y los más recientes en el norte.

A continuación se describen las principales unidades tectónicas donde se encuentra representado el Paleògene en México.

Cuenca de Burgos

La provincia petrolera conocida como Cuenca de Burgos se localiza en el extremo noreste de la República Mexicana. Geológicamente, forma parte del Geo-sinclinal del Golfo de México, el cual alcanza su máximo desarrollo en los estados norteamericanos de Texas y Louisiana. Sus límites geográficos son: al norte, el Río Bravo; al oriente, el Golfo de México; al sur, el paralelo 24°30' de latitud norte; al occidente, el contacto geológico superficial Cretácico-Terciario, representado por una línea imaginaria que parte al oriente de Piedras Negras, Coahuila y se extiende hacia el sureste hasta el litoral del Golfo de México. La provincia tiene una superficie de 49,800 km^ (Echánove, 1986).

La columna estratigráfica de la Cuenca de Burgos incluye sedimentos terrígenos, dispuestos en franjas burdamente paralelas a la actual costa del Golfo de México, donde, como se mencionó anteriormente, los sedimentos más antiguos del Paleoceno yacen al occi-


dente y los más jóvenes al oriente (Fig. 2). La litologia se caracteriza por una alternancia de areniscas y lutitas. La variación de las litofacies está muy relacionada al ambiente de depósito y a la presencia de fallas de crecimiento. La sedimentación fue progradante, interrumpida por cortos periodos transgresivos en un ambiente que varió de salobre a batial.

Figura 2.-Paleogeografía del Paleógeno en la Cuenca de Burgos (modificado ie Santiago et a l . , 1984).

Cuenca de Tampico-Misantla

Esta cuenca se localiza, principalmente, en la parte norte del estado de Veracruz y se extiende hacia el extremo sur del estado de Tamaulipas y las porciones más orientales de San Luis Potosí, Hidalgo y norte del estado de Puebla.

La Cuenca de Tampico-Misantla se originó en el Paleoceno, al inicio de los levantamientos de la Sierra Madre Oriental y fue afectada en su margen occidental y suboccidental por una depresión de considerable magnitud, denominada antefosa de Chicontepec; en

ella se depositó un gran volumen de sedimentos arcillo-arenosos de tipo turbidítico correspondientes a las formaciones Chicontepec Inferior y Chicontepec Medio. Simultáneamente, en la porción noroeste se desarrolló la subcuenca de Magiscatzin que fue rellenada por sedimentos arcillo-arenosos y arcillosos de la Formación Velasco. Durante el Eoceno Temprano se mantuvo una continuidad en las condiciones de depósito, representada por una facies arenosa tipo "flysch" (Chicontepec Superior) y una arcillosa (Velasco Superior). Al occidente del área ocupada por el Atolón de la Faja de Oro se desarrolló el paleocanal de Chicontepec, rellenado por sedimentos arcillo-arenosos de tipo turbidítico (Santiago et al., 1984).

Cuenca de Veracruz

La Cuenca de Veracruz es una unidad geológica terciaria con un área aproximada de 30,000 km ,̂ de los cuales más de 8,500 m consisten de sedimentos marinos de aguas profundas que fueron depositados desde el Paleoceno hasta el Reciente. La cuenca está limitada al norte por el levantamiento Santa Ana, al oeste y suroeste por la Sierra Madre Oriental, al sur por la Sierra de Chiapas, y en el sureste por la Cuenca Salina del Istmo y el levantamiento de los Tuxtlas. En el NE se extiende dentro del Golfo de México (Cruz Helú, 1977).

Cuencas Terciarias del Sureste

Estas se sitúan en la porción sureste de la República Mexicana, abarcando el sureste del estado de Veracruz y casi todo el estado de Tabasco; comprende la Cuenca Salina del Istmo con la Subcuenca de Comalcalco y la Cuenca de Macuspana. Limita al norte con el Golfo de México, al sur con los plegamientos de la Sierra de Chiapas, al oeste con la Cuenca de Veracruz y al este con la Plataforma de Yucatán (Santiago et al., 1984).

Sierra de Chiapas

La Sierra de Chiapas se localiza geográficamente en la porción sureste de la República Mexicana; comprende casi todo el estado de Chiapas y una parte de los estados de Oaxaca, Veracruz y Tabasco. Limita al norte, con la Planicie Costera del Golfo de México; al occidente, con el Istmo de Tehuantepec; al oriente, con la República de Guatemala y hacia el sur, con el Océano Pacífico (Informe de Pemex, 1990).

EL PALEOGENO EN MEXICO 43

Plataforma de Yucatán

La Plataforma de Yucatán está limitada geográficamente al norte y oeste por el Golfo de México, al sureste las Montañas Maya, al suroeste por la Sierra de Chiapas, y al oriente por el Mar Caribe. Esta provincia se caracteriza, principalmente, por la acumulación de carbonatos con intercalaciones de evaporitas. Es una plataforma estable, con ausencia de sedimentos terrigenos. Desde el punto de vista fisiográfico, presenta una topografía kárstica muy bien desarrollada en una extensa planicie que ocupa la superficie total de la Península de Yucatán.

Provincia de Baja California

La provincia de Baja California se encuentra situada en la porción extrema noroccidental de la República Mexicana entre los paralelos 23° y 3 3 ' de latitud norte y los meridianos 117°10' y 119°30' de longitud oeste (Lozano, 1975). Esta región tiene una amplitud media de 100 km y una superficie de 145,000 km^, al oriente limita por el Golfo de California o Mar de Cortés y al poniente por el Océano Pacífico.

De acuerdo a López Ramos (1982), los sedimentos del Paleoceno y Eoceno en la provincia de Baja California están caracterizados por las formaciones Sepultura en el norte de Guerrero Negro, mientras que en la región de Vizcaíno se asignan a las formaciones Tepetate y Baquete (Fig. 3). Los estratos del Oligocene están representados por la Formación San Gregorio, localizada hacia el suroeste de Baja California (Helenes, 1984), equivalente al Miembro San Hilario de la Formación El Cien (Applegate, 1986). Esta última es una secuencia regresiva, que empieza con sedimentos lutíticos del nerítico y termina con areniscas gruesas, conglomerados y brechas del sublitoral somero (Fisher, 1990). La Formación San Gregorio abarca una secuencia regresiva.

Lozano (1975), menciona que en un estudio de los pozos de la región de Purísima y en Iray-Magdalena se obtuvo la siguiente información:

El Eoceno Inferior (Ypresiano) se determinó en los pozos Bahía Magdalena-3 e Iray-4, cuyas rocas se formaron en el nerítico y en el batial superior y corresponden a lutitas y arenas calcáreas gris-verdosas, en ocasiones con abundante mica.

El Eoceno Medio (Luteciano) se detectó en los pozos Bahía Magdalena-1 e lray-1. Los sedimentos de este nivel se formaron en el nerítico externo-batial superior La litologia está constituida por lutitas verdosas, ligeramente calcáreas y arenosas.

Figura 3.- Unidades estratigráficas en el margen Pacífico de Baja California (Helenes, 1984).

El Paleoceno en el subsuelo se presenta en las áreas Vizcaíno, Purísima e Iray Magdalena. El Paleoceno Inferior y Medio se determinó en los pozos lray-1, Purísima-2, San Angel-1 y Lagunitas-1. El Paleoceno Superior se observó en los pozos Bahía Magdalena-1, Iray-1, Purísima-2, Purísima-1, San Francisquito-1, San Angel-1 y Lagunitas-1.

Este mismo autor menciona que no existen rocas sedimentarias del Oligocene, debido a que en ese periodo el área se encontraba en condiciones subaéreas.

Las rocas del Paleógeno de Baja California se han diferenciado en estratos marinos y continentales (Fig. 4). Su distribución es continua a lo largo de la actual costa del Pacífico y aparentemente esta característica también se manifestó durante el Paleoceno-Eoceno (López Ramos, 1982).

Provincia de Sonora

En esta provincia, el Terciario Inferior está constituido por rocas continentales e ígneas que cubren gran parte del estado, mientras que en la Sierra Madre Occidental está formado, principalmente, por rocas ígneas extrusivas. Hacia el estado de Coahuila, los sedimentos terciarios marinos se encuentran representados en la franja terciaría del Golfo de México y los afloramientos del Terciario continental están situados fundamentalmente en Durango, compuestos por la Serie Ahui-chila, que es un depósito de tipo molasa continental que se acumuló después del plegamiento de la Sierra Madre Oríental (López Ramos, 1982).

Una correlación estratigráfica del Paleògene en el Este de México se presenta en la figura 5.

CRONOESTRATIGRAFL\

La cronoestratigrafía de las rocas del Paleoceno, Eoceno y Oíigoceno del Oriente de México está basada primordialmente en el análisis de los foraminíferos planctónicos y en ciertos acontecimientos de las especies índice de nanofósiles (Viñas, 1979, Sánchez et


CONTINENTE

Figura 4.- Distribución de los estratos continentales y marinos durante el Paleoceno Medio-Eoceno, en Baja California (López Ramos, 1982).

al., 1992, 1993, 1994 y 1995). Esta cronoestratigrafía se encuentra plasmada en un gran número de informes inéditos de Petróleos Mexicanos y del Instituto Mexicano del Petróleo. Dentro de los trabajos publicados que sirven de base para este reporte, se encuentran los de Salmerón, 1974, 1986; Cabrera y Lugo, 1984; Toumarkine and Luterbacher, 1989; Bolli and Saunders, 1989 y Omaña, 1991 (Fig. 6).

El Límite Cretácico-Terciario

Históricamente, la mayoría de los investigadores han asumido que el límite Cretácico/Terciario en la Cuenca del Golfo de México está representado por un hiatus, el cual varía en magnitud de un lugar a otro, no obstante, las técnicas bioestratigráficas y geocronométricas han probado que la falta de este intervalo es menor a como se pensaba anteriormente (Sohl et a¡., 1991).

Por otro lado, las evidencias sedimentológicas, petrográficas y bioestratigráficas presentadas en algunas secuencias de México, tales como La Lajilla, El Mulato y El Mimbral en Tamaulipas, y Coxquihui en Veracruz, sugieren que en el límite KT no existe hiatus (Smit et ai, 1992; Alvarez et ai, 1992; Longoria y Grajales, 1993; Sánchez et al., 1994; Ruiz, 1996; Pospichal, 1996 y Padilla, en prensa). Sin embargo, recientemente, López-Oliva et al. (1995) proponen la presencia de un hiatus en el límite KT en varias secciones del NE de México.

Anteriormente a estos autores, Obregón de la Parra (1959) evidenció en la Cuenca Tampico-Misantla el Daniano desde el punto de vista paleontológico y determinó la columna estratigráfica propuesta en la figura 7, correspondiente a las áreas Ebano-Pánuco, Tulillo, San Luis Potosí y en una sección entre Xolol y Ciudad Santos, S.L.P.

Las características del contacto o límite entre el Paleoceno y el Cretácico Superior varían de acuerdo al marco tectónico y a la cuenca sedimentaria en donde se presenta éste. Así, el límite KT en la Cuenca de Burgos y la Cuenca Tampico-Misantla, y en particular en las secciones La Lajilla y Coxquihui, localizadas respectivamente en estas cuencas, está representado por una capa clástica con esferulitas, cuarzo de choque y la anomalía de Iridio (Smit et al., 1992, Cedillo y Grajales, en prensa). Esta capa suprayace a la parte superior de la Formación Méndez con Abathomphalus maiíaroensis y Micula prinsii de la cima del Maastrich-tiano e infrayace a margas básales de la Formación Velasco con Globigerina eugubina del Daniano (Sánchez et al., 1995).

En la Cuenca de Comalcalco, el límite Cretácico-Terciario puede ocurrir de la mismo manera como ocurre en Tampico-Misantla, o bien, entre calizas y terrígenos separados por un espesor considerable (aproximadamente 50 m) de calizas arcillosas con aspecto brechoide sin microfósiles.

En la Sierra de Chiapas y en Tabasco, durante el Cretácico Tardío y el Paleoceno Temprano, la sedimentación fue predominantemente carbonatada, de


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SURESTE SIERRA DE

CHIAPAS

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-57.8

- (62) -

Y и CATAN

Figura 5.- Correlación estratigráfica del paleógeno del Oriente de México (Santiago et al., 1984; Gaüowav et al., 1991).

ambientes someros donde los macroforaminíferos fueron relativamente abundantes. En esta parte se reportan 38 m de brechas de calizas en el límite KT, sobre las que se tienen areniscas y calizas micríticas y margas con la anomalía de Iridio y /o cuarzo de choque (Grajales eí ai., 1993; Montanari et al., 1994). Las margas localizadas a 1.80 m de la cima de la brecha de Bochil, Tabasco presentan conchas de G. eugubina del Paleoceno más temprano (Montanari et al.. 1994).

Hacia la porción oriental de la Sonda Marina, según Cabrera y Lugo, 1984, se observa una brecha calcárea dolomitizada de talud del Cretácico Superior (126 m) y Paleoceno Basal (28 m).

El Paleoceno

Las rocas del Paleoceno se localizan en la Cuenca de Burgos, la Cuenca Tampico-Misantla, Cuenca de Veracruz, Cuencas del Sureste, La Sierra de Chiapas y escasamente en la Plataforma de Yucatán.

Cuenca de Burgos.- Los sedimentos del Paleoceno están constituidos por una serie de margas y lutitas de colores gris y gris azul, con algunos horizontes de areniscas calcáreas, correspondientes a aguas profundas de la Formación Midw/ay y por una

alternancia de lutitas y areniscas de la Formación Wilcox (Fig. 5 ).

Bioestratigráficamente, el intervalo del Paleoceno ha sido identificado, principalmente, en la porción occidental de la cuenca por la presencia de Globigerina eugubina y Globorotalia compressa del Paleoceno Inferior, asociadas a Rzehakina epigona y Tritaxia midwayensis. Las rocas del Paleoceno Wilcox contienen desde la Zona de Globorotalia angulata del Paleoceno Medio a la de Globorotalia velascoensis del Paleoceno Superior.

Cuenca de Tampico-Misantla y de Vera-cruz.- Se distinguen dos litologías isócronas: una arcillosa, localmente con capas delgadas de bentonita de color verdoso perteneciente a la Formación Velasco, de aguas profundas, con abundantes organismos planctónicos, y otra arcillo-areno-conglomerática perteneciente a la Formación Chicontepec de facies turbidíticas. El espesor para la primera es variable de aproximadamente 70 a 2,000 m, mientras que para la segunda es entre 200 y 2,000 m.

Las zonas de foraminíferos planctónicos del Paleoceno Temprano, cuyo espesor de las rocas que las contienen no es mayor a los 600 m, se encuentran representadas en la Formación Velasco basal por las

< tí M w

ZONIFICACION DE

(TOURMAKINE y LUTERBACHER Jn BOLU, 1985)

f o r a m i n í f e r o s p l a n c t ó n i c o s

CUENCA DE BURGOS

( L O P E Z R A M O S , 1 9 8 2 ; CABRESA Y LUGO, 1 9 8 4 )

C U E N C A S D E T A M P I C O - M I S A N T U y V E R A C R U Z ( G E I C r f i i 1 9 7 6 ;

CABREKA j LUGO, 1954; OMANA, 1991)

CUENCAS TERCIARIAS DEL SURESTE

(SALMERÓN, 1 9 7 4 y 1 9 8 6 ; CABRERA j LUGO, 1 9 8 4 )

S I E R R A D E C H I A P A S

(SAUffRON, 198«; CABRÍRA ; LUGO, 19Í4;- QUEZAtA-MUKETON, 1990)

C U E N C A D E V E R A C R U Z y D E L S U R E S T E

(SANCHEZ dil, 1 9 9 1 - 1 9 9 3 )

» Spbeaolitius ciperoensis

»

NANOPLANCTON CALCAREO

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Globorotalia kuglerí

GiobigeriBi ciperoensis ciperoensis CJobigerioa ciperoensis Globorotalia ciperoensis Globigerina c. angulisuturalis Globigerina ciperoensis

Globorotalia opima opima Globorotalia opima opima Globorotalia opima opima Globorotalia opima opima Globorotalia opima opima

Globigerina ampliapertura Globigerina ampliapertura Globigerina ampliapertura Globigerina ampliapertura Spbenolilbus distentus

9 1 I N F C. cbipolensis/P. miera C, cbipolensis/P. miera Globanomalina miera

Turborotéíia cerroazu/eosis Globorotalia cerroazulensis Globorotalia cerroazulensis

GJob^erinatAekí semiwyoJutí Globigerapsis semiinvoluta Globigerapsis semiinroluta Globigerapsis mexicana

Truncorolíloides roirí Ti-UBCorolaJoides robrí Truncarotaloides robri

Orbu/inoídes beciwannJ Globorotalia spinulosa

VorozoreJ/a /einer/ Globorotalia lebneri

Globigerinalbeka s. subconglobala Porticulaspbaera mexicana

Discoaster barbadiensis Discoasler saipanensis

}

NaDDotetrina íulgens

Rhabdospbaera riacbuela

/fantJceiiíne autta/// G/oborota/ia crossala Acarinina pentacamerata

Morozovella aragonensis

ilorozovella formosa formosa

Morozorella subbolioae

Globigerina soldadoensis

Globorotalia rex -Globorotalia subbotinae

Globorotalia broedermanni

Globorotalia wilcoiensis-quetra

Morozorella formosa formosa

UorozoTeUa edgari Morozorella subbotinae

iíoroiorella velascoensis Globorotalia velascoensis Morozo velia velascoensis

Planorotaliles pseudomenardii Globorotalia pseudomenardii Globorotalia pseudomenardii Globorotalia pseudomenardii

Planorotaliles pusilla pusilla Globorotalia pusilla pusilla Planorotaliles pusilla pusilla Globorotalia pusilla pusilla

Morozovella angulata Globorotalia angulata Morozovella angulata Globorotalia angulata

Morozovella uncinala Globorotalia uncinala Morozovella uncinata Globorotalia uncinata

Morozovella Irinidadensis Globorotalia Irinidadensis Morozovella Irinidadensis Globorotalia Irinidadensis

Morozovella pseudobulloides Morozovella pseudobulloides

Globigerina eugubina Globigerina eugubina Globigerina eugubina Globigerina eugubina

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I

Zonas No Identificados Primero ocurrencia Ultimo ocurrencia

F i g u r a 6 . - Bioestratigrafía del Paleógeno de las principales cuencas sedimentarias de la planicie costera del Golfo de México.


E D A D BIOZONAS SINCLINAL

MAGISCATZIN CUENCA DE

CHICONTEPEC

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Fig. 7: Bioestratigrafía del límite KT en la región Ebano-Pánuco (Obregón de la Parra, 1959).

biozonas de Globigerina eugubina, Globorotalia pseudobulloides y Globorotalia irinidadensis.

El Paleoceno Tardío en estas cuencas se localiza desde el sur de Magiscatzin (región de Valles-San Luis Potosí) hasta la porción norte y centro de la Cuenca de Veracruz. Las facies correspondientes a las formaciones Velasco Inferior y Chicontepec Inferior se caracterizan por las biozonas de Morozovella uncinata, Morozovella angulata y Planorotalites pusilla pusilla. La parte superior del Paleoceno Tardío está referida a la Formación Velasco Medio, la cual se ha datado por las biozonas de Planorotalites pseudomenardii y Morozovella velascoensis (Cabrera y Lugo, 1984; Omaña, 1991).

Cuencas Terciarias del Sureste.-E\ Paleoceno de esta región se caracteriza por la alternancia de lutitas con capas delgadas de areniscas de aguas profundas correspondientes a la parte inferior de la Formación Lutitas Nanchital, con un espesor de 900 m.

De acuerdo a Cabrera y Lugo, 1984, en esta región la secuencia arcillosa contiene abundantes foraminíferos bentónicos arenáceos y calcáreos, tales como Gaue/ine/Za rubiginosa, G. becariiformis, Nu-ttaUinella florealis, Osangularia velascoensis, entre otras. Además se han determinado las principales especies que caracterizan desde la Biozona de Globorotalia trinidadensis hasta la de G. velascoensis del Paleoceno.

El Paleoceno se encuentra ampliamente expuesto en esta región, representado a su vez por distintas formaciones.

Sierra de Chiapas.- Para la porción central y oriental de la Sierra de Chiapas, Quezada-Muñetón, 1990 erige la Formación Lacandón del Paleoceno, constituida por aproximadamente 340 m de carbona-;os de plataforma. Esta formación suprayace de una manera concordante a la Formación Angostura, tam

bién carbonatada, del Cretácico Superior. En el norte y noreste de la Sierra de Chiapas se encuentra expuesta la Formación Nanchital, constituida por lutitas grises, limosas, calcáreas, correspondientes a facies profundas tipo "flysch". En el centro, norte y occidente de la sierra aflora la Formación Soyaló, formada por lutitas gris verdoso con finas intercalaciones de areniscas calcáreas de color gris; el ambiente de estos sedimentos pertenece, en la base, a facies de talud que pasan transicionalmente a plataforma externa y mar abierto relacionadas con la mecánica "flysch".

En cuanto a las relaciones estratigráficas, Chirinos, 1966 menciona que el límite K/T en algunos sitios es concordante y en otros es discordante, y que la separación de este límite se efectúa por medio de la microfauna, debido a la similitud litològica entre la Formación Angostura y la Formación Soyaló. No obstante, Quezada-Muñetón (1990) menciona que en la secciones Chilil y Tzizcao, el contacto inferior de la Formación Soyaló está muy bien expuesto, definido por un intervalo que marca una transición lenta y bien diferenciada sobre las brechas de talud de la cima de la Formación Angostura del Cretácico Superior.

Con respecto a la microfauna, para la porción central de la Sierra se han reportado 300 m de sedimentos carbonatados correspondientes a facies de plataforma externa de la Formación Tenejapa, en la que se ha identificado Elphidium nassauensis y los foraminíferos planctónicos de las biozonas de Globorotalia trinidadensis hasta la de Globorotalia pusilla pusilla del Paleoceno Inferior y Medio, respectivamente (Cabrera y Lugo, 1984).

En los sedimentos de la parte inferior de la Formación Nanchital, con un espesor reportado en informes internos de Pemex de 300 a 1,100 m, se tienen las biozonas de Globigerina eugubina a la de Globorotalia velascoensis.

La Formación Lacandón, cuyo espesor es de 307 m, se caracteriza por contener miliólidos, ostrácodos, equinodermos, ejemplares de corales y briozoarios, restos de algas y algunos foraminíferos bentónicos como Storsella haastersi, Elphidium nassauensis, Pseudophragmina cedarkeysensis, Lepidocyclina pustulosa, Asteroc]^clina minima.

Finalmente, al occidente y norte de las facies de plataforma externa se ha identificado a la Formación Soyaló de tipo "flysch", con un espesor de 208 m, contiene abundantes foraminíferos planctónicos de las biozonas de Morozovella trinidadensis y de Globorotalia velascoensis.

Plataforma de Yucatán.- El Paleoceno se ha identificado con los sedimentos de la Formación Icaiché


formada por carbonatos lagunares y evaporitas; hacia el noroeste de la Península se localizan calizas blancas a gris claro compactas que se intercalan con margas y lutitas de mar abierto (Informe de Pemex, 1990).

El Eoceno

Las rocas del Eoceno están distribuidas en la Cuenca del Golfo de México, la Sierra de Chiapas y raramente en la Plataforma de Yucatán.

Cuenca de Burgos.- El Eoceno está constituido por capas delgadas de lutitas y areniscas arcillosas dispuestas en alternancia con un espesor de 800 a 1,300 m, correspondientes a la Formación Wilcox. En la porción noroccidental, el Eoceno Temprano se identifica por la presencia de Morozovella aequa, Morozovella rex (considerada como sinónimo de Globorotalia subbotinae), Globorotalia pseudo-topilensis y Pseudohastigerina wilcoxensis.

En la parte superior del Eoceno Inferior y Medio se establece un ciclo regresivo-transgresivo completo, en el que se deposita la secuencia del Grupo Mount Selman constituido por las formaciones Reklaw, Queen City y Weches (Echánove, 1986). La primera formación es arcillosa, de ambiente nerítico medio a neritico externo-batial; la microfauna encontrada en estos sedimentos son Globorotalia broedermanni, Globorotalia crossata. Asterigerina tatumi y Haplopbrag-moides tallahattensis. La Formación Queen City está representada hacia la porción occidental, en donde predominan ambientes mixtos/someros y de plataforma interna, sobre los que se depositó una secuencia areno-arcillosa con numerosos desarrollos arenosos intercalados, correspondientes a sistemas de barras múltiples; no se han reportado asociaciones faunísticas ni florísticas determinativas en esta unidad litològica. La etapa transgresiva que cierra el ciclo sedimentario del Grupo Mount Selman está representado por la Formación Weches, constituida por sedimentos arcillosos depositados en un ambiente de plataforma media a externa, en los que los foraminíferos planctónicos son escasos.

A fines del Eoceno Medio y principios del Eoceno Superior se inicia un ciclo regresivo representado por las formaciones Cook Mountain y Yegua. La primera es marina y principalmente arcillosa, con cuerpos aislados arenosos de distribución restringida, depositada en ambientes de plataforma media a externa. La asociación faunistica está representada por la Zona de Truncorotaloides rohri. La Formación Yegua cierra el ciclo regresivo y está formada por sedimentos areno-

arcillosos con intercalaciones de areniscas depositadas en un ambiente continental o litoral. En esta última, sólo se han identificado especies bentónicas, tales como Discorbis yeguaensis y Eponides yeguaensis. En el Eoceno Superior se inicia un nuevo ciclo transgresivo-regresivo, caracterizado por el Grupo Jackson Inferior, Medio y Superior. La parte inferior se distingue por su secuencia sedimentaria de ambientes someros depositados en la etapa inicial transgresiva del ciclo. La parte media es una secuencia regresiva y corresponde a una sección areno-arcillosa de ambientes mixtos e internos. La parte superior es una columna marina arcillosa, con aislados y delgados cuerpos arenosos intercalados, de ambientes de plataforma media a batial superior. Las biozonas determinativas de este intervalo de tiempo son las de Globigerapsis semiinvoluta y Globorotalia cerroazulensis.

Cuenca de Tampico-Misantla y Cuenca de Veracruz.- El Eoceno Temprano está representado por dos facies isócronas, la facies arcillosa de mares profundos de la Formación Velasco y la facies arcillo-arenosa de la par te superior de la Formación Chicontepec Superior. En los sedimentos de esta edad, Omaña (1991) determina las zonas de Morozovella subbotinae y de Morozovella formosa formosa.

Suprayaciendo a las rocas de las formaciones mencionadas se encuentran los sedimentos de la Formación Aragón, caracterizada por una secuencia alternante de margas gris verdoso y de areniscas. En esta área. Cabrera y Lugo (1984) caracterizan a los sedimentos de esta formación por las biozonas de Globorotalia aragonensis y Hantkenina aragonensis, asociadas con G. collactea y Globigerina soldadoensis, asignándole una edad de la parte superior del Eoceno Inferior-base del Eoceno Medio. No obstante, anteriomente a estos autores, Geic et ai, 1976 definieron en la Cuenca de Tampico-Misantla las biozonas de Globorotalia wilcoxensis-quetra, G. broedermanni, Porticulaspbaera mexicana. El Eoceno Medio es asignado a La Formación Guayabal, constituida por lutitas y arenas de grano fino, característica de mares relativamente profundos y tranquilos; las biozonas propuestas son las de Globorotalia lehneri, G. spinulosa y Truncorotaloides rohri.

En las cuencas de Tampico-Misantla y Veracruz, durante el Eoceno Superior se depositaron dos facies, una constituida con abundantes formas planctónicas y otra por sedimentos tipo molasa, en la que se observa una alternancia de lutitas, areniscas y conglomerados, con abundantes macroforaminíferos y escasos foraminíferos planctónicos caracterizando un ambiente de


facies someras. Estos sedimentos contienen las biozonas de Globigerapsis semiinuoluta y Globorotalia cerroazulensis. La Formación Tantoyuca además contiene foraminíferos bentónicos como Oper-cuìirìa marianensis, Lepidocyclina macdonaldi, L. pustulosa y Nummulites floridensis.

Cuencas del Sureste.- El Eoceno está representado por la Formación Nanchital, formada por lutitas y en ocasiones con finas intercalaciones de areniscas de facies profundas. Salmerón (1974) y Cabrera y Lugo (1984) citan desde la Biozona de Globorotalia subbotinae hasta la de Globorotalia cerroazulensis del Eoceno.

Sierra de Chiapas.- En el Eoceno se desarrollan dos facies, una de plataforma y otra de aguas profundas. En la región de Río Playas se depositan las facies de mar abierto, correspondientes a la Formación Lutitas Nanchital (Formación Ixtacomitán hacia la porción noroccidental), cuyo espesor varía entre los 700 y los 1,500 m. Su contenido faunistico es el siguiente: Globorotalia aragonensis, G. lehneri, Truncorotaloides topilensis, Globorotalia cerroazulensis. En la parte oriental de la Sierra se encuentran sedimentos continentales, los cuales están formados por lutitas, limolitas y areniscas color rojizo a guinda formadas por granos de cuarzo, feldespatos y micas, con niveles bentoníticos color gris verdoso; hacia la parte media y superior se intercalan horizontes conglomeráticos, cuyos clásticos son de rocas ígneas y cuarzo, con un espesor variable entre 400 y 900 m, correspondientes a la Formación El Bosque. Hacia la porción central de la Sierra de Chiapas, la Formación El Bosque se interdigita con terrígenos y carbonatos de ambientes variables: lagunar marginal, litoral a plataforma interna, con cambios laterales de facies, correspondientes a la Formación Lomut, caracterizada por una alternancia de limolitas arenosas que gradan a areniscas de grano medio a conglomerático color gris verdoso, nodulares, bentoníticas con intercalaciones de horizontes de ostreas. La asociación microfaunística determinada es Pellatispirella matle\,>i, Ranikothalia berrriudezi, Nummulites wilcoxi, N. cf. striato-reticulatus y Triloculina sp. del Eoceno Medio-Superior (Informe de Pemex, 1990).

Plataforma de Yucatán.- En el noroeste de la Península se formaron calizas blancas y grises, compactas, intercaladas con margas y lutitas grises. La asociación microfaunística está formada por Globorotalia aragonensis, G. centralis, G. bullbrooki, G. spinulosa, G. cerroazulensis, Globigerina bulloides y Hantkenina alabamensis, correspondiente a la For

mación Pisté del Eoceno. En la parte oriental, central-norte y occidental, los sedimentos del Eoceno están representados por la Formación Chichen-ltzá, formada por calizas blancas, las cuales contienen Lepi-doc\;c¡ina (PHolepidina) pustulosa, Ampíiistegina ct. párvula. Dictyoconus cookei, Coskinolinoides jamai-censis, Triloculina sp. y restos de algas dasycladáceas, asociación típica de plataforma somera (Informe de Pemex. 1990).

Bonet (1958), en afloramientos de la parte norte de la Península de Yucatán determinó rocas del Eoceno Medio-Eoceno Superior definidas con D\^ct\^oconus floridanus.

El Oíigoceno

Los estratos del Oíigoceno se encuentran representados en todas las cuencas del Oriente de México.

Cuenca de Burgos.- En el Oligocene Inferior, la actividad tectónica, en combinación con las oscilaciones frecuentes de la línea de costa, da lugar al depósito de una secuencia sedimentaria de ambientes desde litoral-marginal hasta nerítico externo y/o batial superior. Esta secuencia representa a la Formación Vicksburg y está compuesta por yna alternancia de areniscas y lutitas, cuya relación varía de acuerdo al ambiente de depósito, siendo mayor la presencia de areniscas hacia el occidente, disminuyendo hacia la cuenca, al oriente (Echánove, 1986). En los sedimentos de nerítico externo-batial. Cabrera y Lugo (1984) citan la Biozona de Globigerina ampliapertura, asociada con Heterolepa mexicana y Anomalina bila-teralis; no obstante, de acuerdo a Bolli and Saunders (1989) esta zona pertenece a la parte inferior del Oligocene Medio. Hasta el momento, en esta cuenca no se ha reportado la biozona de Cassigerinella chipolensis/Pseudohastigerina miera del Oligocene Inferíor. En el Oligocene Medio, al oriente de la Cuenca de Burgos se deposita una secuencia arcillo-areno-sa con aisladas intercalaciones de areniscas, de ambientes salobres, mixtos y marinos franco de la Formación Frío Marino, conteniendo la Biozona de Globorotalia opima opima. Suprayaciendo a la unidad mencionada se tiene la Formación Frío No Marine, de ambiente mixto, constituida por areniscas interestratificadas con lutitas. En el Oligocene Superior, sobre la margen occidental de la franja del Oligocene en la Cuenca de Burgos, se deposita una secuencia sedimentaria clástica, de conglomerados y areniscas en una matriz arcillo-arenosa, en la que predominan los ambientes continentales y mixtos de la


secuencia denominada Conglomerado Norma. Por otro lado, también se deposita la Formación Anáhuac, formada por lutitas y areniscas de ambiente nerítico que contiene la Biozona de Globigerina ciperoensis y foraminíferos bentónicos: Discorbis grauelli, He-terostegina antillea, H. texana y Marginulina mexicana.

Cuenca de Tampico-Misantla.- Durante el Oíigoceno Inferior-Medio se depositaron las formaciones Horcones y Palma Real Inferior, las cuales están constituidas por lutitas y areniscas de aguas profundas, conteniendo Globigerina parva, Cassigerinella chipolensis y Pseudohastigerina miera de la Biozona de Cassigerinella chipolensis/Pseudohastigerina miera del Oligocene Inferior.

El Oligocene Medio se caracteriza per las biozonas de Globigerina ampliapertura y de Globorotalia opima opima.

El Oligocene Superior está caracterizado por tres unidades litoestratigráficas: la Formación Palma Real Superior, formada por lutitas ligeramente arenosas, areniscas y en ocasiones calizas de tipo arrecifal, la Formación Mesón, caracterizada per areniscas con abundantes lepidecyclinas, celenterados, equinodermos y moluscos, y la Formación Alazán, con sedimentos arcillosos de aguas profundas. Es en esta última Formación donde se ha determinado la Biozena de Globigerina ciperoensis.

Cuenca de Veracruz.- Durante el Oligocene se depositan la Formación Horcones y la parte inferior de la Formación La Laja. Esta última corresponde a sedimentos arcillo-arenosos de ambiente batial. En esta cuenca se citan desde la Biozona de CaiSsigerinella chipolensis/Pseudohastigerina miera hasta la de Globigerina ciperoensis.

Cuencas del Sureste.- En esta región también se depositó la Formación La Laja, cuyos sedimentos son ricos en foraminíferos planctónicos característicos de las biozonas del Oligocene; además, se reportan abundantes foraminíferos bentónicos; Trocha-mminoides sp., Haplophragmoides sp., Bath\^siphon sp., Pleurostomella alternans, Chilostomella oolina y Vulvulina pennatula, entre otros.

Sierra de Chiapas.- En el norte y occidente se observan las facies de terrrígenos de la Formación La Laja, formados por una alternancia de lutitas limosas calcáreas y areniscas que gradan a margas con un espesor de 1,300 m, conteniendo las biozonas de foraminíferos planctónicos del Oligocene. Hacia la porción central se depositaron carbonatos de aguas someras sobre una pequeña plataforma con desarrollos

arrecifales, conteniendo gasterópodos, foraminíferos, equinodermos, algas, corales y tallos de crinoides de la Formación Mompuyil, en algunas partes con aspecto brechóse e intercalaciones de lutitas arenosas. Los sedimentes de esta formación contienen Lepidoci^clina {Eulepidina) undosa, L. (Lepidoc},iclina) mantelli y Sphaerogypsina pilaris. En la parte occidental de la Sierra se ha citado la presencia de una unidad constituida por una secuencia conglomerática, areno-arcillosa. Los conglomerados son similares en composición a la Formación "Conglomerado Uzpanapa"; en las lutitas intercaladas se han determinado las biozonas de foraminíferos planctónicos del Oligocene.

Plataforma de Yucatán.- El Oligocene aflora en el sur y sureste de la ciudad de Mérida; en el subsuelo se le ha detectado escasamente. La columna está const i tuida por u n a secuencia de calcarenitas y calizas eolíticas. La microfauna determinada es Lepidocyclína (Eulepidina) undosa, G^/roidina girardana, Cibicides aknerianus y C. tuxpamensis.

En general, la Biozena de Globorotalia kugleri de la cima del Oligocene propuesta por Teurmakine and Luterbacher in Belli and Saunders (1989) ne se ha reportado en ninguna de las cuencas de México. Sin embargo, les paleontólogos de México al servicio de la industria petrolera han definido grosse modo el límite Oligo-Mioceno con la aparición evolutiva del género Globigerinoides, que marca de hecho el inicio del Mioceno Inferior, quedando definido el Oligocene por las ausencias de Hantkenina en su parte inferior y de Globigerinoides en su parte superior. No obstante, se hace notar que Lamb and Stainforth (1976) y Stainforth and Lamb (1981) in Belli and Saunders (1989) reportan la primera ocurrencia del género Globigerinoides en la base de la Biozena de Globigerina ciperoensis ciperoensis, consecuentemente dentro del Oligocene Superior. Asimismo, es importante mencionar que frecuentemente es difícil encontrar en los sedimentos mexicanos la Biozena de Cassigerinella chipolensis/Pseudohastigerina miera propuesta per Teurmakine and Luterbacher in Bolli and Saunders (1989) para el Oligocene Inferior; por lo tanto, para fines operativos dentro de la industria petrolera, en México, se ha optado por identificar el Oligocene Inferior con Globigerina ampliapertura.

Per consecuencia, el Oligocene, en México, se ha subdividido por las primeras apariciones en sentido de perforación de las especies nominales de la manera siguiente: las rocas del Oligocene Superior se determinan con Globigerina ciperoensis ciperoensis, los sedimentes del Oligocene Medio se fechan con


Globorotalia opima opima y Globorotalia opima noria y, finalmente, los materiales del Oíigoceno Inferior se determinan por la presencia de Globigerina ampliapertura.

En la Cuenca de Veracruz y en la Sierra de Cfíiapas, la cima del Oligocene se fia establecido por la presencia de la Biozona de Sphenolithus ciperoensis (Sánchez et al., 1992 y Sánchez et al., 1995).

Por otro lado, es conveniente mencionar, que después de haber analizado la literatura referente al Paleógeno en México y de las observaciones efectuadas en diferentes trabajos del Terciario y principalmente del Sureste de México, se deduce, que uno de los principales problemas estratigráficos es la determinación de unidades litológicas, debido a la alternancia monótona de lutitas y areniscas a través de todo el Terciario. Aunque la mayor parte de los autores utilizan nombres formacionales, definiéndolas a éstas, fundamentalmente, por su contenido micropaleontológico, lo que debe considerarse como informal, ya que de acuerdo a la Guía Estratigráfica Internacional (Hedberg, 1976) y al Código de Estratigrafía de Norteamérica (1984) se establece que una formación se define primordialmente por sus características litológicas más no paleontológicas. No obstante, desde el punto de vista práctico, y tratándose el presente trabajo de una síntesis del Paleógeno de México, nos referimos a los nombres formacionales, con el fin de no salimos del contexto general.

CONDICIONES DE DEPOSITO

Con base a la proporción de formas planctónicas y bentónicas, la sedimentologia y a la paleobatimetría obtenida con las diferentes especies bentónicas. Cabrera y Lugo (1984), efectúan una integración muy completa de la distribución de las unidades litoestratigráficas y sus ambientes de depósito en las principales cuencas sedimentarias de México (Fig. 8), caracterizando a las cuencas del Cenozoico de la manera siguiente:

En el Paleoceno, en la Cuenca de Burgos se inició una gran transgresión hacia el poniente, favoreciendo el depósito de una secuencia arcillo-arenosa del nerítico medio-batial superior, correspondiente a la Formación Midway, mientras que hacia el sur-sureste de Nuevo León y Tamaulipas se forma el sistema fluvio-deltaico de Oasis-Pandura. Al final del Paleoceno y al inicio del Eoceno continúa el depósito alternante de lutitas y areniscas en facies de barras de barrera de la Formación

Wilcox. Durante el Eoceno Medio tuvo lugar el depósito de una serie de arcillas y arenas del Grupo Mount Selman, con sedimentos del nerítico medio-externo batial de la Formación Reklaw, por sistemas de barras de la Formación Queen City y por facies transgresivas en ambientes neríticos medio-externo correspondientes a la Formación Weches. En el Eoceno Medio-Tardío ocurrió otro ciclo caracterizado por sedimentos depositados en ambientes de nerítico interno a medio de la Formación Cook Mountain. A fines del Eoceno se deposita la Formación Jackson en sus facies transgresiva y regresiva progradante, constituida por lutitas y areniscas de ambiente nerítico interno a externo.

En el Oligocene ocurre un evento regresivo interrumpido por una subsidencia, que provoca una transgresión hacia el poniente. Este acontecimiento y las oscilaciones de la línea de costa dan lugar al depósito de una secuencia sedimentaria en ambientes nerítico externo-batial superior de la Formación Vicksburg; posteriormente, se produce una afluencia de terrígenos del poniente hacia la cuenca, transportados por corrientes fluviales produciendo ambientes desde litoral a nerítico medio-interno correspondientes a las formaciones Frío Marino y Frío No Marino, predominantes en el poniente, y graduando verticalmente hacia el oriente a ambientes continentales y mixtos de las formaciones Conglomerado Norma y Anáhuac. Bush (1973) menciona que esta última formación está representada por tres zonas de foraminíferos bentónicos: Zona de Marginulina, Zona de Heterostegina-Boliuina perca y la Zona de Discorbis, características de ambientes nerítico medio-interno.

En el Paleoceno de la Cuenca Tampico-Misantla se produjeron corrientes fluviales a consecuencia de la Orogenia Laramide, que levantó y plegó las rocas mesozoicas de la Sierra Madre Oriental. Las corrientes fluviales transportaron durante el Paleoceno Temprano una gran cantidad de sedimentos finos de la Formación Velasco Basai, los cuales fueron depositados en aguas profundas de la Cuenca de Chicontepec, localizada en la parte sur de la Cuenca Tampico-Misantla. En el Paleoceno Tardío se establece la combinación de dos litofacies isócronas, constituidas por sedimentos arcillosos con contenidos faunísticos característicos de aguas profundas del Grupo Velasco, los cuales varían lateralmente a facies arcillo-arenosas de ambiente turbidítico con asociaciones faunísticas de aguas someras y profundas del Grupo Chicontepec. A finales del Paleoceno se formaron canales submarinos (Chicontepec-Nautla), producto de un proceso de erosión subacuosa acelerada (Fig. 9). En el Eoceno


< <c

U J o o

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P L A T A F O R M A I

C U E N C A

NERITICO INTERNO

NERITiCO MEDIO

NERITICO EXTERNO

BATIAL SUPERIOR

BATIAL INFERIOR

OUGOCENO

BURGOS EOCENO

> PALEOCENO

OUGOCENO

TAMPICO

MISANTLA EOCENO

PALEOCENO

> OUGOCENO

VERACRUZ EOCENO

> PALEOCENO

OUGOCENO

SURESTE EOCENO

> PALEOCENO

ANÁHUAC

FRÍO MARINO

VICKSBURG

JACKSON

* COOK MONTAIN

QUEEN CITY WECHES

WILCOX

COATZINTU^

OUGOCENO MARGAS-LUT.

Y CALIZAS

PLATAFORMA DE

YUCATAN

EOCENO CHICHEN-ITZA

PALEOCENO ICAICHE

REKLAW

MIDWAY

MESON

AU\ZAN PALMA REAL SUI '

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TANTOYUCA

HORCONES

CHAPAPOTE GUAYABAL

ARAGON

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CHICONT. INF.

VELASCO BASAL

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VELASCO INF.

LA L^JA

HORCONES

TANTOYUCA CHAPAPOTE

MARGAS-MUD

GUAYABAL ARAGON

CHICONTEPEC

CHICONTEPEC

CHICONTEPEC INF. VELASCO B.

LJA LAJA

LUTITAS NANCHITAL

LUTITAS NANCHITAL

* A m b i e n t e m i x t o

Figura 8.- Distribución de los ambientes de depósito de las diferentes formaciones del Paleógeno de México (Cabrera y Lugo, 1984).


g IX < o

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S E R I E

EOCENO INF.

PALEOCENO S U P .

SUPERIOR

FORMACIÓN

CHICONTEPEC SUP.; ARAGON

CHICONTEPEC MED.^VELASCO MED

CHICONTEPEC INF. SVELASCO INF

SAN ANDRES

HORIZONTE ELÉCTRICO "

R E L L E N O

( E O C E N O I N F E R

PALEOCENO SUPERIOR

Figura 9.- Paleocañón de Chicontepec, Cuenca Tampico-Misantla (Geic et al., 1976).

Temprano, éstos fueron rellenados por sedimentos clásticos provenientes la mayor parte de las porciones continentales emergidas al occidente de la Sierra Madre Oriental y al oriente de la Plataforma de Tuxpan. El relleno está constituido fundamentalmente de una alternancia de sedimentos finos y gruesos, típicos de flysch". Durante el Eoceno Temprano-Eoceno Me

dio se observa una sedimentación arcillosa de ambiente batial de las formaciones Aragón y Guayabal. Al final del Eoceno Medio se plegó el Geosinclinal Mexicano, originando el depósito de sedimentos molasa de la Formación Tantoyuca representados en los modelos deltaicos de Cazones y Tecolutla y las facies arcillosas de aguas profundas de la Formación Chapapote. En el Eoceno Superior y Oíigoceno se producen fuertes movimientos verticales que aportan una gran cantidad de clásticos de litofacies someras y profundas de las formaciones Horcones, Palma Real Inferior, Palma Real Superior y Mesón. En el Oligocene Tardío se produjo un basculamiento relacionado a fenómenos de subsidencia, con depósito de sedimentos transgresivos, clastos gruesos en la base y finos en la cima, bajo condiciones de aguas poco profundas de la Formación Coatzintla.

La evolución tectónica sedimentaria de la Cuenca de Veracruz está fuertemente relacionada a la génesis y evolución de los plegamientos de la Sierra Madre Oriental, que fueron la principal fuente de sedimentos. En el Paleoceno Temprano existe una gran predominancia de sedimentos arcillosos de aguas profundas de la Formación Velasco Basal. Mientras, en el Paleoceno Tardío y Eoceno Temprano se distribuyen dos facies isócronas: una arcillosa de aguas profundas de la Formación Velasco y la otra característica de

corrientes de turbidez, constituida por arcillas y arenas y, en ocasiones, conglomerados de la Formación Chicontepec. Los sedimentos del Eoceno Medio de tipo arcilloso con abundantes organismos pelágicos se depositaron en mares profundos y tranquilos de las formaciones Aragón y Guayabal. En el Eoceno Tardío se depositan dos facies; una tipo molasa de la Formación Tantoyuca y otra de aguas profundas, arcillosa, característica de la Formación Chapapote. Durante el Oligocene, en la cuenca se depositan sedimentos arcillo-arenosos de aguas profundas de la Formación Horcones y parte de la Formación La Laja.

Al finalizar el Mesozoico, en las Cuencas Terciarias del Sureste comenzó un cicle de sedimentación de terrígenos sineregénices que concluyó al término del Oligocene con el inicie de una nueva etapa de tec-tonismo (laramídice). La sedimentación de les materiales del Cenozoico estuve enmarcada per el continente de Chiapas-Oaxaca y la Plataforma de Yucatán, a partir del cual evolucionó la Cuenca Terciaria del Sureste, en donde se tienen rocas de aguas someras correspondientes a las formaciones Icaiché y Chichen-ltzá del Paleoceno-Eoceno y margas, lutitas y calizas en el Oligocene de la Plataforma de Yucatán y la Sierra de Chiapas. Los sedimentos de facies profundas se localizan en la parte central, encontrándose fuertes espesores en las cuencas de Comalcalco y Macuspana, donde los sedimentos están representados por las Lutitas Nanchital del Paleoceno-Eoceno. Las rocas del Oligocene presentan espesores muy irregulares, debido a erosión o a no depositación, y están formadas por sedimentos arcillosos de la Formación La Laja, que gradúan a calizas hacia la Plataforma de Yucatán (Informe de Pemex, 1990).


P A L E O G E O G R A F Í A

Pa leocen o-Eocen o

Según López Ramos (1981), los sedimentos del Paleoceno-Eoceno inician una regresión al continuar los plegamientos cretácicos y formarse grandes cuencas como la de Burgos (formaciones Midway, Wilcox, Mountain, entre otras). Es posible que la Cuenca de Parras persistiera en su formación hasta el Paleoceno, erosionándose posteriormente gran parte de estos sedimentos. En la Cuenca de Magiscatzin, la Formación Velasco y otras formaciones del Paleoceno-Eoceno son las mismas depos i tadas en la Cuenca de Chicontepec (Formación Chicontepec y Formación Aragón), parte de la Cuenca de Veracruz al sureste de Córdoba y el frente orogénico de la Sierra de Chiapas por rocas clásticas (formaciones Lutitas Candelaria, Chicontepec y Soyatal en el centro de Chiapas).

En Baia California, el Paleoceno y Eoceno están representados por material clástico (formaciones Tepetate y Sepultura) y en la Península de Yucatán por las formaciones calcáreas Icaiché y Chichén-ltzá, de plataforma. En el resto del país, que estaba emergido para esta época, continuaron las intrusiones de grandes batolitos, tanto en la costa del Pacífico como en Baja California, así como algunas rocas extrusivas en el centro del país, lo que inició la formación de grandes porciones continentales cerradas, y el desarrollo de conglomerados (Grupo Balsas) y capas rojas terciarias en Oaxaca.

Al sureste de Chiapas aparecen grandes espesores de rocas continentales representadas por la Formación El Bosque, especialmente en la región Lacandona. Muchos de los sistemas montañosos tuvieron actividad magmàtica conjuntamente con sus plegamientos; así se tienen las intrusiones ígneas en Sonora, Sinaloa y Zacatecas. La figura 10 muestra el mapa paleogeo-gráfico del Paleoceno-Eoceno.

Oíigoceno

A principios del Oíigoceno continuó la regresión marina del Golfo de México, depositándose en la Cuenca de Burgos un poco más de 5,000 m de sedimentos. Hacia el sur de la Cuenca Tampico-Misantla, la cual se formó en el Paleoceno, se inició un levantamiento y plegamiento, con hundimientos locales que originaron las transgresiones locales (formaciones Horcones, Palma Real, Coatzintla, Mesón y Escolín).

Hacia el sureste se acentúa el hundimiento de la Cuenca de Veracruz, con la formación de grandes espesores de rocas arcillo-arenosas (Formación Depósi-to).

Ocurre lo mismo en el norte del Istmo de Tehuantepec, al sur de Coatzacoalcos (formaciones La Laja, Lutitas Misopá, Lutitas Encarnación y Caliza Macuspana), alcanzando las rocas del Oíigoceno un espesor de 4,000 m. Estos sedimentos fueron afectados por las intrusiones salinas, tanto del sureste de Veracruz como las de Tabasco. Al sureste del estado de Tabasco, se desarrollaba la Cuenca de Macuspana-Campeche, limitada al oriente por la gran plataforma de Yucatán, donde continuaba la sedimentación calcárea y evapo-rítica.

Una gran parte del Oíigoceno está representado por sedimentos continentales y rocas ígneas extrusivas (López y Ramos, 1981). La figura 11 muestra la paleogeografía del Oíigoceno.

C O N C L U S I O N E S

Las rocas del Paleógeno (Paleoceno, Eoceno y Oligocene) en México se encuentran mejor representadas en la vertiente del Golfo de México, donde se han estudiado en secciones superficiales y en numerosos pozos petroleros localizados dentro y fuera de la línea de costa.

Las rocas del Paleógeno son terrígenas, principalmente (conglomerados, areniscas y lutitas) y caracterizan a la mayor parte de las cuencas paleógenas de México. La sedimentación carbonatada de esa edad se localiza en el sureste del país (Sierra de Chiapas y Plataforma de Yucatán).

Desde el punto de vista petrolero, los niveles de interés economico son el límite Cretácico-Terciario en donde se localizan unidades brechoides, y las zonas arenosas correspondientes a las formaciones Chicontepec, La Laja y Depósito.

Los conjuntos fósiles de interés estratigráfico utilizados para fechar la edad de las rocas del Paleógeno son los foraminíferos planctónicos y bentónicos, el nanoplancton calcáreo y los macroforaminíferos. El valor paleobatimétrico de dichos fósiles, así como la naturaleza del sedimento permitieron definir los ambientes sedimentarios de plataforma interna, plataforma media, plataforma externa y talud superior.

La definición de los niveles cronoestratigráficos está basada, fundamentalmente, en la biozonificación de Bolli and Saunders, 1989. No obstante, debido a la dificultad en la identificación de la Biozona de


AFLORAMIENTOS

POSIBLE EXTENSION DE LOS MARES

pr^TTl CONTINENTE ROCAS CLÁSTICAS

Y VOLCÁNICAS

Cv'v!H Mesozoico intrusivo Gr, Gds, Rocas verdes

Esq IK) Cretàcico

f ^ : ^ Pz. Met, Esq, Filitas

\fC!rC'\ Gneisses, Esquistos y Granitos

Figura 10.- Paleogeografía del Paleoceno-Eoceno de México (López Ramos, 1981).

AFLORAMIENTOS

POSIBLE EXTENSION DE LOS MARES

r z T ^ DEPÓSITOS CONTINENTALES llagunares, r/^/À lacustres y volcánicos) ^777] ROCAS ÍGNEAS PREDOMINANTES ZTT":, EXTRUSIVAS Br/">''̂">| Rocas Platónicas Acidas Gr, Gdes

Pz, Me!, Esq, Filitas

[fí¡r^ Gneisses, Esquistos y Granitos

Rocas marinas emergidas fNü de Mélico

Figura 11.- Paleogeografía del Oíigoceno de México (López Ramos, 1981).


Cassigerinella chipolensis/Pseudohastigerina miera del Oligocene Inferior y la de Globorotalia kugleri para la cima del Oligocene, se ha optado per definir a las rocas del Oligocene de la manera siguiente; el Oligocene Superior se define con la aparición en sentido de perforación de Globigerina ciperoensis ciperoensis y de Sphenolithus ciperoensis, el Oligocene Medie per Globorotalia opima opima y Globorotalia opima nana, mientras que el Oligocene Inferior se determinará per Globigerina ampliapertura.

AGRADECIMIENTOS

Se agradece a las autoridades de Petróleos Mexicanos y del Instituto Mexicano del Petróleo por las facilidades otorgadas para disponer de la información de los trabajos confidenciales de estas instituciones. Nuestro agradecimiento a la M. en C. Ma. del Carmen Resales per la revisión del manuscrito; al M. en C. Manuel Grajales y a las biólegas Gisela Salazar y Celia Cárdenas por sus valiosas observaciones, al Sr. Federico Tamayo per la realización de les dibujes y al estudiante de Geologia Hugo Ramírez y a la Biól. Patricia Padilla por el apoyo técnico.

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