1.1. ESTUDIOS PREVIOS SOBRE CONCENTRACIONES FOSILÍFERAS DEL JURÁSICO SUPERIOR EN EL NORESTE DE MÉXICO

Los niveles con concentraciones de fósiles, a pesar de ser estratigráficamente relevantes y reconocibles en diversos afloramientos del Jurásico Superior marino del noreste de México, particularmente en las formaciones La Caja y La Casita, han sido escasamente estudiados, incluso algunos de ellos sólo mencionados.

Los primeros en señalar la presencia de niveles con grandes acumulaciones fosilíferas fueron ^{Verma y Westermann (1973)} en su estudio bioestratigráfico del Jurásico Superior de varias localidades en la Sierra de Catorce, San Luis Potosí, en afloramientos de la Formación La Caja. Estos autores refieren acumulaciones fosilíferas con un espesor de 0.60 m como “Virgatosphinctinae beds” en el Tithoniano medio. Además, señalan que “The specimens of the Virgatosphinctinae beds give the appearance of having been reworked and the assemblage of this horizon may, therefore, be “condensed” (p. 142), e interpretan que debido a que “bivalves and brachiopods were extremely abundant in the Virgatosphinctinae beds and that at least these beds originated in shallow waters” (p. 160).

^{Schumann (1985} y ¹⁹⁸⁸⁾ interpretó la paleoecología de niveles concrecionales con abundante fauna de ammonites, bivalvos, madera y otros restos de plantas basado en el análisis de facies y de la biota del límite Kimmeridgiano superior-Tithoniano de la Formación La Casita en la región de Iturbide, Nuevo León, Matehuala y Dr. Arroyo, San Luis Potosí y Cd. Victoria, Tamaulipas. Cabe señalar que ninguno de los taxones de ammonites que reconoció (p. ej. Idoceras duranguense, Haploceras fialar, Aspidoceras cf. haupti y Aulacosphinctoides sp. 1) se relaciona con el límite mencionado. En la interpretación paleoambiental observó que la falta de organismos epi y endobentónicos, junto con la litología, indicarían un ambiente pobre en oxígeno durante periodos largos, en donde la presencia de concentraciones del bivalvo Aulacomyella se debió a su carácter pseudoplanctónico -fijado a madera flotante o a hipotéticas algas- y a su posterior depósito post-mortem. Por lo tanto, excluyó que dicho bivalvo formara parte de la biocenosis de fondo, de manera que los organismos marinos reconocidos se concentrarían esencialmente en las capas superiores de la columna de agua. Asimismo, explicó la abundancia de fósiles en las concreciones como resultado de eventos de alta energía -huracanes- que ocasionaron el transporte y acumulación de material de diferentes tamaños, y el consecuente acomodo de las conchas en horizontes especialmente enriquecidos en restos. La presencia de rocas fosforíticas la relacionó con una profundidad máxima de 300 m en el período transgresivo entre el Kimmeridgiano y el Tithoniano. No obstante, siendo acertada especialmente en aspectos paleoecológicos, más que sedimentológicos, su aproximación resulta generalizada en tanto que no menciona si las concentraciones muestran diferencias de fábrica y/o edad, sin aclarar e interpretar su distribución en una sección de más de 300 m de espesor.

^{Olóriz (1987)}, basado en el estudio de diversos afloramientos en el área Cuencamé y Sierra de Symon en Durango y área de Mazapil en Zacatecas, hizo una propuesta de modelo eco-evolutivo para los registros de ammonoideos en materiales del Jurásico Superior del noreste de México. En particular, y en relación con tema del presente trabajo, mencionó que: “el relevo de la fauna más característica en los niveles inferiores coincide con el cambio en las condiciones ambientales que hoy deducimos por la presencia del nivel de caliza condensada” (p. 236); más adelante y basado en estudios mineralógicos en los afloramientos de Cuencamé, Durango (publicados después en ^{Olóriz et al., 1988}), concluyó que “la ausencia de trazas aparentes de remoción, el carácter condensado y su distribución regional, interpretó este nivel como una evidencia de un máximo transgresivo con el consiguiente efecto de caída en la tasa de sedimentación detrítica en áreas que han adquirido una posición comparativamente distal debido a la elevación del nivel del mar” (p. 237). Esta interpretación fue posteriormente confirmada por ^{Olóriz (1992)}.

^{Olóriz et al. (1988)} mediante estudios mineralógicos e isotópicos analizan las intercalaciones yesíferas, y lo que denominaron “caliza arcillosa negra”, que afloran en el Anticlinal de Palotes en la región de Cuencamé, Durango. Respecto a los valores isotópicos de δ¹⁸O y δ¹³C de la caliza, señalan que son concordantes con valores característicos de las calizas marinas. Al hacer las consideraciones paleoecológicas señalan que la “caliza arcillosa negra” pudiera representar pulsos transgresivos que no necesariamente provocarían un aumento significativo en la profundidad.

^{Villaseñor (1991)} en el área de la Sierra de Mazapil, Zacatecas (área estudiada por ^{Burckhardt, 1906a} y ^1906b), reconoce un estrato que denominó “caliza negra”, con gran cantidad de fósiles (ammonites y bivalvos); en los gráficos lo refiere como nivel condensado, asignándole una edad correspondiente al Kimmeridgiano superior. Esta autora caracterizó el área de estudio como una plataforma somera con profundidades que van desde 30 a 100 m, presentando un alto grado de endemismo a nivel especifico, por lo que supuso que la plataforma estuvo en ocasiones subdividida y con conexión restringida respecto a las aguas oceánicas, permitiendo así casos de evolución in situ. Sin presentar una interpretación particular de su “caliza negra”, ^{Villaseñor (1991)} mencionó que las variaciones faunísticas reconocidas en el perfil estudiado pudieron ser la respuesta a cambios en las condiciones de depósito, a diferencias ambientales y ecológicas muy probablemente relacionadas con fases episódicas de mejora en las conexiones con masas de agua oceánicas.

^{Olóriz et al. (1996}, ¹⁹⁹⁹⁾ estudiaron un afloramiento previamente reconocido por ^{Verma y Westermann (1973)} en el área de Real de Catorce, San Luis Potosí, y además de precisar la edad de la “Capas de Virgatosphinctinae” como del Tithoniano inferior (Cron Semiforme-Verruciferum), mencionaron que dicha acumulación de restos resultó de una condensación sedimentaria y estratigráfica relacionada con un evento de inundación en el área.

^{Olóriz et al. (1997)} abordaron el estudio de afloramientos con niveles que contenían concentraciones fosilíferas, las cuales refirieron como “calizas condensadas”, presentando diferente edad, desde la parte más tardía del Kimmeridgiano temprano, el Kimmeridgiano tardío y la parte más tardía del Tithoniano temprano. De particular interés es la “caliza condensada” ubicada en Cuencamé, Durango, correspondiente al Kimmeridgiano Superior. Estos autores interpretaron que la composición dependió de las condiciones sedimentarias y cambios en las condiciones hidrodinámicas de las corrientes en las capas superiores, como respuesta a pulsos transgresivos que favorecieron el incremento en carbonatos. Así, la condensación sin incidencia bioestratigráfica se relacionó con el enriquecimiento en carbonatos. Para la “caliza condensada fosforítica” identificada en Real de Catorce, San Luis Potosí, en la que reconocieron diversos biohorizontes del Tithoniano Inferior sin distorsión bioestratigráfica, señalaron cambios en la litología, presentándose limolitas arenosas y limolitas sobreyacidas por calizas fosforíticas arcillosas ricas en ammonites, lo que refleja un contexto de pulso(s) transgresivo(s) que acentuó el evento de condensación estratigráfica.

^{Velasco-Segura (2005)} realizó un estudio en el Perfil denominado Sierra El Jabalí y Perfil Gómez Farías, ambos localizados a 60 km al sur de la Ciudad de Saltillo, Coahuila, donde identificó dos acumulaciones de fósiles (= coquinas, ibid. p. 10) en su Unidad I, con vertebrados marinos, bivalvos, amonitas, belemnites, “ostras” (comillas de los autores dado que parecen tratarse por separado de los bivalvos previamente mencionados) y restos de madera. Este autor consideró que quizá se tratase de horizontes de condensación autóctonos, depositados cerca del borde de la plataforma, acumulados durante un evento transgresivo-regresivo, y descartó la posibilidad que fuesen depósitos de tormenta ya que no observó retrabajamiento, las relaciones de las superficies de estratificación son concordantes, y no hay evidencias de imbricación o depósito caótico (ibid. p. 101). La edad asignada a dichas acumulaciones fósiles resulta ambigua, ya que únicamente en su figura 56 señaló que se encuentran en el Tithoniano.

^{López-Caballero (2009)} estudió el afloramiento denominado Puerto Piñones-1 al sur de la Ciudad de Saltillo, Coahuila, identificando dos intervalos carbonatados, condensados, de distinta edad: (i) de 1 m de espesor y edad Kimmeridgiano tardío, en el que se observaron abundantes conchas de bivalvos, gran cantidad de aptychi y muy escasos ammonites aplastados; (ii) de 0.3 a 0.5 m de espesor y edad Tithoniano tardío, con ammonites depositados con orientación diversa, así como escasos bivalvos de gran tamaño mal conservados. La autora proporcionó datos tafonómicos de estos niveles y diferenció una tafofacies (Tafofacies 3, ibid. p. 123) que interpretó como resultante de condiciones de “ambiente de plataforma externa, donde las condiciones ambientales se modificaron, el tirante de agua aumentó, la energía del ambiente disminuyó, la distribución de los nutrientes experimentó variaciones, etc.; reflejándose en el contenido fósil, el cual es propio de ambientes más profundos o distales” (ibid. p. 125).

Posteriormente, ^{Buchy (2010)} y ^{Buchy et al. (2013)}, al estudiar los vertebrados registrados en la denominada capa de coquina (ibid. 2010, p. 149) de 1.5 m de espesor identificada por ^{Velasco-Segura (2005)} en Gómez Farías, Coahuila, la consideraron una concentración tipo Lagerstätte debido a su riqueza en vertebrados marinos, sugiriendo que el depósito de la mencionada capa se formó en un ambiente somero submareal, con fondo lodoso por debajo del efecto de tormenta, como resultado de la reducción en la tasa de sedimentación y condensación, posiblemente debido a una transgresión.

^{Zell et al. (2014)} estudiaron nuevamente la localidad de Gómez Farias, Coahuila, de ^{Velasco-Segura (2005)}, y analizaron detalladamente la acumulación fósil denominada como coquinite (ibid. p. 91). En ella destacaron su composición inusual con abundantes vertebrados (reptiles marinos) e invertebrados marinos (ammonites, aptychi y bivalvos). Le asignaron una edad de Kimmeridgiano, Zona Beckeri, y fue interpretada como una concentración resultante de factores biogénicos y físicos. La concentración biogénica sería el resultado del aumento en la productividad debido a surgencias (upwellings) de aguas enriquecidas en nutrientes en el tirante de agua y en la interfase sedimento agua. Los bivalvos se desarrollaron durante periodos cortos de incremento en la oxigenación, al tiempo que reptiles marinos y ammonites poblaban la columna de agua (^{Zell et al., 2014, p. 104}). La concentración física de granos de fosfato y fósiles fue resultado de eventos de tormenta y corrientes de fondo (concentraciones hidráulicas sensu^{Rogers y Kidwell, 2007}) además del régimen transgresivo que redujo las tasas de sedimentación neta, favoreciendo el episodio de condensación.

Teniendo en cuenta el marco de referencia expuesto, en este trabajo se caracterizan detalladamente las concentraciones fosilíferas del Kimmeridgiano Superior de una sección estratigráfica ubicada en la Sierra de Santa Rosa en la región de Mazapil, Zacatecas, mediante un análisis minucioso del contenido taxonómico y las características tafonómicas de los restos que conforman las concentraciones, así como rasgos petrográficos y sedimentológicos de la roca encajante, con el fin de profundizar con la interpretación paleoambiental.

1.2. CONTEXTO GEOGRÁFICO Y GEOLÓGICO

El área de estudio se localiza, en la Sierra Madre Oriental próxima al límite norte de la Mesa Central (^{Nieto-Samaniego et al., 2005}), que configura una de las principales cordilleras del país, directamente ligada a un grupo de altos estructurales relacionados con la apertura del Golfo de México, controlando las condiciones de depósito prácticamente durante todo el Mesozoico. Posteriormente, la Orogenia Laramide generaría las estructuras plegadas que conforman el noreste mexicano (^{Padilla y Sánchez, 1982}, ¹⁹⁸⁶; ^{Goldhammer et al., 1991}; ^{Goldhammer, 1999}).

Durante el Triásico, la etapa de rifting e inicio de la segmentación de la Pangea se caracterizó por el desarrollo de sistemas de grabens y horsts. Ejemplos de zonas deprimidas serán las cuencas de Sabinas, de Maverick, la denominada Cuenca Mexicana o Geosinclinal Mexicano, la Cuenca de Magascatzin, y los Canales de Chihuahua y Monterrey, todas ellas muy probablemente limitadas por fallas con desplazamiento lateral izquierdo. Ejemplos de zonas elevadas son altos estructurales como el Bloque o Isla de Coahuila, las islas de la Mula y de Monclova, el Bloque del Burro Peyotes y el Archipiélago de Tamaulipas. Respecto a la influencia de los altos topográficos en la sedimentación, el ejemplo de la Península de Coahuila se ha relacionado con el depósito de conglomerados, areniscas y limolitas de la Formación La Casita, como evidencia de ambientes deltaicos y de plataforma interna (^{Michalzik, 1988}; ^{Goldhammer et al., 1991}; ^{Salvador, 1991}; ^{Goldhammer, 1999}; ^{Zell et al., 2014}), mientras que depósitos contemporáneos de margas, limolitas y fosforitas de la Formación La Caja al Sur de Monterrey y Saltillo reflejarían ambientes más distales en la plataforma interna y externa (^{Michalzik, 1988}; ^{Michalzik y Schumann, 1994}; ^{Olóriz et al., 1997}; ^{Buchy et al., 2006}; ^{Zell et al., 2014}.

Durante el Triásico tardío la apertura del Golfo de México fue acompañada de la expansión del piso oceánico en el Golfo de México (^{Imlay, 1941}; ^{Buffler y Sawyer, 1985}; ^{Goldhammer, 1999}; ^{Olóriz et al., 2003b} y referencias incluidas; ^{Padilla y Sánchez, 2007}; ^{Villaseñor et al., 2015}; ^{Martini y Ortega-Gutiérrez, 2016}). En el Oxfordiano temprano se produjo la transición a la fase de drifting (^{Goldhammer et al., 1991}; ^{Goldhammer, 1999}; ^{González-Sánchez et al., 2007}, ^{Martini y Ortega-Gutiérrez, 2016}). En ese contexto, la irregularidad del fondo marino fue localmente acentuada y relacionada con tectónica de bloques (para el noreste de México véase ^{Goldhammer, 1999}; ^{Zell et al., 2014}). ^{Olóriz (1992)} y ^{Buchy (2008)} interpretaron que la sedimentación marina durante el Jurásico tardío fue afectada por inestabilidad tectónica regional en interacción con variaciones en el nivel del mar. La irregularidad de los fondos y la diferenciación en las condiciones eco-sedimentarias han sido aludidas para explicar diferencias en el registro de asociaciones de ammonites y la incidencia considerable de endemismo (^{Olóriz, 1992}; ^{Olóriz et al., 1997}; ^{Villaseñor et al., 2000}, ²⁰¹²). Aún hacia el final del Jurásico las conexiones marinas han sido consideradas restringidas tanto al este como al oeste por ^{Zell et al. (2014)}. Estos autores interpretaron que los escasos registros de calpionélidos de la parte más temprana del Tithoniano tardío evidencian la persistencia de desconexiones temporales e irregulares entre áreas actualmente aflorantes en México y las de referencia en Europa y en el ámbito del Pacífico; posibles barreras podrían relacionarse con el alto topográfico de Florida al este y el Arco Magmático de Sinaloa al oeste. Complementariamente, diferencias en las características de las masas de agua podrían acentuar o, alternativamente, ser los factores más directamente involucrados en las desconexiones ecológicas para invertebrados marinos (^{Myczyński et al., 1998}; ^{Olóriz et al., 2000}, ²⁰⁰⁸; ^{López-Palomino et al., 2006}; ^{Villaseñor y Olóriz, 2009}; ^{Villaseñor et al., 2015}; ^{Moliner et al., 2016}). Una reconstrucción del contexto paleoambiental regional puede encontrarse en ^{Olóriz y Villaseñor (2017)}.

1.2.1. FORMACIÓN LA CAJA EN EL ÁREA DE MAZAPIL, ZACATECAS

La Formación La Caja fue definida por ^{Imlay (1938)}, designando como localidad tipo la Vereda del Quemado, en el flanco meridional de la Sierra de la Caja, al norte de Mazapil, Zacatecas. Materiales pertenecientes a la Formación La Caja fueron considerados de edad Kimmeridgiano-Tithoniano (^{Burckhardt, 1906b}; ^{Rogers et al., 1961}; ^{Córdoba-Méndez, 1964}; ^{Verma y Westermann, 1973}); posteriormente se ha reconocido su extensión al Berriasiano inferior (^{Villaseñor 1991}; ^{Olóriz et al., 1996}; ^{De la Mora et al., 1999a}, ^1999b, ²⁰⁰⁰; ^{Olóriz et al., 1999}; ^{Villaseñor et al., 2000}, ²⁰¹²; ^{Barboza-Gudiño et al., 2004}; ^{Eguiluz de Antuñano et al., 2012}; ^{Zell et al., 2013}, ²⁰¹⁶). ^{López-Palomino (2015)} aportó una revisión de la información existente de la Formación La Caja, destacando variaciones litológicas regionales y las subdivisiones propuestas (^{Verma y Westermann, 1973}; ^{Pessagno et al., 1999}). Litologías reconocidas son calizas y margas de estratificación delgada, calcarenitas, areniscas bituminosas, limolitas calcáreas, lutitas con escaso contenido en carbonatos, fosforitas y horizontes con concreciones calcáreas y calcáreo-fosforíticas de dimensiones centimétricas a métricas. Intercalaciones de horizontes silíceos son más frecuentes en la parte superior. El contenido macropaleontológico incluye cefalópodos, gasterópodos, pelecípodos, braquiópodos, serpúlidos, peces, reptiles y restos vegetales, incluidos fragmentos leñosos.

La Formación La Caja aflora en la parte central, norte y noreste de la Cuenca de la Mesa Central, con espesores de pocos metros a pocos cientos de metros. El área de estudio (Figura 1) se encuentra en la región tipo, en la Sierra de Santa Rosa.

Figura 1. Mapa de localización geográfica (recuadro amarillo) y mapa geológico de la zona de estudio con la ubicación de la sección analizada en el perfil Cañón de San Matías - MZ-3 (círculo amarillo). Extraído de la Carta Geológico-Minera Concepción del Oro, Zacatecas-Coahuila, G14-C62, escala 1: 50000 y modificado por ^{Villaseñor et al., 2015}. 

El contacto entre las formaciones La Caja y la subyacente Zuloaga representa localmente una paraconformidad (Sierra Santa Rosa, Zac., observaciones inéditas de los coautores FO y ABV) o una disconformidad (Sierra de Catorce, S.L.P., ^{Olóriz et al., 1997}, ¹⁹⁹⁹; Sierra El Jabalí, Coah., ^{Velasco-Segura, 2005}; Sierra Santa Rosa, Zac., ^{Villaseñor et al., 2015}; Pto. Piñones, Coah., observaciones inéditas de FO y ABV). En ambos casos el contacto incluye una laguna estratigráfica que abarca el Oxfordiano terminal y Kimmeridgiano basal, y se relaciona con la inundación del sistema de plataforma del Grupo Zuloaga y equivalentes en la periferia norte de la Cuenca del Golfo de México (^{Olóriz et al., 2003b}; ^{Villaseñor et al., 2012}; y referencias incluidas), o bien es intra-Kimmerid giano basal de acuerdo con la reciente reinterpretación del límite Oxfordiano-Kimmeridgiano (^{Wierzbowski et al., 2016}). El contacto superior del Grupo La Casita (formaciones La Casita-La Caja) con la Formación Taraises es paraconforme, aunque aún no es posible precisar sobre la posibilidad de disconformidades y la continuidad o discontinuidad del registro microestratigráfico a nivel local (^{Olóriz et al., 2003b}). La edad de este contacto ha sido interpretada a diversos niveles del Berriasiano (^{Adatte et al., 1991}, ¹⁹⁹⁶; ^{González-Arreola et al., 1992}; ^{Olóriz et al., 2003b}; y referencias incluidas) frente a interpretaciones anteriores que lo situaban en el Tithoniano Superior (revisión en ^{González-Arreola et al., 1992}; ^{Olóriz et al., 2003b} y referencias incluidas). El relevo de sucesiones del Grupo La Casita (formaciones La Casita y La Caja) por sedimentos más carbonatados ha sido relacionado con un pulso de reorganización en la cuenca del Golfo de México y mejora de las conexiones oceánicas (^{Adatte et al., 1996}; ^{Olóriz et al., 2003b}; ^{Cobiella-Reguera y Olóriz, 2009}). Intercalados entre dos intervalos carbonatados de significación claramente diferenciada, los materiales del Grupo La Casita representan una secuencia tectono-eustática de segundo orden (TES II/III en ^{Olóriz et al., 2003b}) que evidencia una fase en la evolución geológica de la Cuenca del Golfo de México.

^{Longoria (1984)} expuso la variación en las interpretaciones sobre la profundidad de depósito para varias formaciones jurásicas en México, entre ellas la Formación La Caja. Para ^{Goldhammer (1999, p. 25)}, la porción Kimmeridgiana de la Formación La Caja representaría la parte profunda de la rampa de la Formación Olvido, y el intervalo del Tithoniano al Berriasiano medio el equivalente de la Formación La Casita en la cuenca. ^{De la Mora et al., (1999a}, ^1999b, ²⁰⁰⁰) interpretaron las condiciones eco-sedimentarias para la Formación La Caja en el perfil MZ-3 en el Cañón de San Matías, Zacatecas. A partir del análisis sedimentológico y de asociaciones de macrobentos, identificaron depósitos de grano fino en plataforma media a externa de baja energía, con niveles de oxigenación disaeróbica/poikiloaeróbica en los fondos, alto nivel de nutrientes, episodios de estrés ecológico y de mayor oxigenación, influencia de frentes de tormentas distantes con erosión incipiente o menor, efectos de aventamiento y retrabajamiento limitados, y producción de acumulaciones parautóctonas a manera de pavimentos con promediados temporales intra-habitat. En términos paleoambientales de ámbito regional, ^{Olóriz et al. (2000)} interpretaron ambientes neríticos de baja energía mostrando un gradiente deposicional N-S de depósitos siliclásticos (aquí Formación La Casita) a carbonatados (aquí Formación La Caja), profundidades de decenas de metros para intervalos con bivalvos y ammonites dominantes, limitaciones paleoambientales (ecológicas) como posibles factores incidentes en la alteración local de rangos bioestatigráficos, inundaciones episódicas que mejorarían las limitadas conexiones con masas de agua de mar abierto, e inestabilidad de fondos relacionada con actividad tectónica.

^{Olóriz et al. (2003b)} interpretaron el Grupo La Casita como resultante del relevo de un sistema de plataforma carbonatada (Grupo Zuloaga) por incremento de aportes siliciclásticos (Formación La Casita en posición proximal y Formación La Caja distal) relacionados con la reactivación tectónica regional y cambios en la subsidencia y fluctuaciones en el nivel relativo del mar.

^{Pessagno y Martin (2003)} interpretaron una evolución paleobatimétrica comparable para todos los remanentes corticales dispersos de su terreno San Pedro del Gallo, con profundidades neríticas de plataforma interna durante el intervalo Calloviano-Oxfordiano temprano, de plataforma externa durante el Oxfordiano tardío, y batiales-abisales por encima de la ACD desde el Kimmeridgiano temprano hasta el final del Cretácico debido a un enfondamiento brusco (abisal superior; ^{Pessagno y Martin, 2003, fig. 4}). El contexto de evolución paleoambiental quedaría ligado a desplazamientos corticales relacionados con el denominado Walper Megashear, incluyendo desplazamientos desde latitudes ca. 40o N durante el Oxfordiano a nor-tethysianas (>22o N a <30o N) en el Cretácico temprano. En dicho contexto se depositaron la Caliza Zuloaga (profundidades menores a 50 m) y la Formación La Caja, lo cual se muestra con base a las asociaciones de radiolarios y macrofósiles, interpretando apariciones bruscas de los primeros como indicadoras de cambios paleobatimétricos relevantes (p.ej., de plataforma interna a externa), asumiendo condiciones de barro de radiolarios - radiolarian ooze- para horizontes silíceos de la Formación La Caja. Según estos autores (p. 54, 62), el depósito de la Formación La Caja en el área de Mazapil, durante el Jurásico tardío y el Cretácico temprano, ocurrió en profundidades abisales superiores o quizá en profundidades batiales inferiores, por arriba del nivel de compensación de la aragonita.

En el área de estudio, el intervalo estratigráfico en el que se identificaron las concentraciones fosilíferas analizadas ha sido asignado al Kimmeridgiano superior por ^{Burckhardt (1906b)}; los horizontes más carbonatados han sido correlacionados con la Zona Eudoxus del estándar biocronoestratigráfico europeo por ^{Villaseñor (1991)} y ^{Villaseñor et al., (2000}, ²⁰¹²), con diferenciación de una nueva sub biozona en este trabajo (consultar sección 3.2).

Sección estudiada. El perfil analizado se denomina Cañón de San Matías (MZ-3), y se localiza al sureste de la Ciudad de Concepción del Oro, en el Municipio de Mazapil. Aflora en la Sierra de Santa Rosa, que pertenece a la subprovincia de “Sierras Transversales”, se ubica próximo al poblado de Santa Rosa, cercano a la antigua mina de Mineral de Santa Rosa; las coordenadas geográficas son 24°34’51.7” N y 101°29’4.0” W (Figura 1). La selección del perfil Cañón de San Matías (Figura 2) se debe a que es un afloramiento de referencia para diversos autores, cuyo estudio data del siglo pasado. ^{Burckhardt (1906a} y ^b) fue el primero en estudiarlo, enfocando su investigación al conocimiento estratigráfico y bioestratigráfico del Jurásico Superior de la región de Mazapil, Zacatecas. Su principal contribución fue la de dar a conocer la fauna de ammonites, realizando un estudio detallado de su sistemática y bioestratigrafía. La publicación de ^{Burckhardt (1906b)} hizo de este perfil un referente regional para el Jurásico Superior de México.

Figura 2. Perfil Cañón de San Matías (MZ-3). (A) Columna litológica (espesor 410 cm) con acumulaciones fosilíferas restringidas a los estratos basales, 14F y 15. (B) Vista de afloramiento con sucesión invertida que muestra la geometría irregular, en los depósitos carbonatados y tabular en las limolitas rosadas-grisáceas (estratos 17 al 23). (C) Imagen invertida que muestra 170 cm correspondientes al intervalo 14F al 22, para apreciar la geometría de las unidades de depósito destacando la base cóncava del estrato 14F (¿impronta diagenética? flecha amarilla). Flecha en negro para indicar polaridad estratigráfica. Martillo como escala (32 cm). 

^{Imlay (1939)} sucedió a ^{Burckhardt (1906b}, ¹⁹³⁰⁾ en el estudio de secciones estratigráficas en México, entre ellas la del Cañón de San Matías, dando formalidad a la denominación de las sucesiones litoestratigráficas mencionadas por ^{Burckhardt (1906a} y ^b, ¹⁹³⁰), en ocasiones ampliando la información paleontológica y en otras concretando algunos de los alcances bioestratigráficos de la fauna colectada.

^{Villaseñor (1991)} analizó cuatro perfiles, incluido el de Cañón de San Matías que denominó Perfil MZ-3; en este estudio precisó y complementó la sistemática y la bioestratigrafía de la fauna de ammonites del Kimmeridgiano-Berriasiano, resaltando el carácter discontinuo de los intervalos bioestratigráficos reconocidos, además de esbozar una interpretación paleoambiental en términos de plataforma con profundidades entre 30 y 100 m. ^{Lara-Morales (1994)} incluyó en su estudio la fauna colectada por ^{Villaseñor (1991)} y realizó nuevas colectas en el Perfil MZ-3. Su investigación se basó en detallar la distribución estratigráfica del género Idoceras^{Burckhardt, 1906}, y en la re-evaluación sistemática a nivel de especie. Corroboró la biozonación propuesta por ^{Villaseñor (1991)}.

^{De la Mora (1998)} y ^{De la Mora et al. (1999a}, ^1999b, ²⁰⁰⁰) estudiaron la fauna de bivalvos del perfil Cañón de San Matías (MZ-3), con enfoques sistemáticos, taxonómicos, bioestratigráficos y tafonómicos (detalles en la sección 1.2.1.).

^{Olóriz et al. (1998}, ²⁰⁰⁰⁾, al analizar la fauna de Procraspedites y de microconchas de Hybonoticeras de México, incluyeron ejemplares colectados en el Perfil Cañón de San Matías (MZ-3) y con ello profundizaron en detalles bioestratigráficos e interpretaciones paleobiogeográficas (las interpretaciones paleoambientales se han comentado brevemente en la sección 1.2.1.).

^{Pessagno y Martin (2003)} realizaron una interpretación tectonoestratigráfica derivada de diversas investigaciones que abordan aspectos de bioestratigrafía, cronoestratigrafía, paleobatimetría, paleobiogeografía y litoestratigrafía, en relación de su propuesta de fases para el origen y evolución de la apertura del Golfo de México. Realizaron observaciones en el Cañón de San Matías, cuya sucesión la interpretaron como perteneciente a Mazapil “remnant“, resto, vestigio o remanente del terreno tectonoestratigráfico San Pedro del Gallo. Analizaron las microfacies y la asociación de micro y macrofósiles para concluir que los depósitos de la Formación La Caja (Jurásico tardío a Berriasiano temprano) corresponden a un ambiente de profundidades abisales a batiales sobre la ACD, debido a la presencia de restos de ammonites. Dicho contexto ambiental implicaría un cambio brusco respecto a las condiciones relacionadas con el depósito de la Caliza Zuloaga, en la que interpretaron un evento del Oxfordiano tardío que forzaría el cambio desde condiciones de plataforma interna (< 50 m) a externa (ca. 200 m). Además, para el “remanente” Mazapil asumieron un desplazamiento > 8o desde latitudes sub-boreales (> 30oN) a tethysianas septentrionales (entre 22o y 30oN) durante el Kimmeridgiano temprano al Tithoniano tardío. La interpretación de estos autores ofrece un escenario de evolución paleoambiental claramente diferenciada respecto a las interpretaciones anteriores e incluye desplazamientos corticales y temporizaciones sobre los que aún no existe consenso en el contexto de las interpretaciones recientes sobre el origen y evolución del Golfo de México (p.ej., ^{Martini y Ortega-Gutiérrez, 2016}).

De acuerdo con los antecedentes comentados, el perfil MZ-3 se considera un perfil clásico, merecedor de estudios detallados. La sección en el Cañón de San Matías (MZ-3) mide en su totalidad, aproximadamente 110 m (^{Villaseñor, 1991}) y el espesor correspondiente a los depósitos muestreados para este trabajo es de 410 cm (Figura 2A). Se trata de estratos de caliza limolítica con espesores mayores a 15 cm (10 %) y que se localizan en la parte inferior de la sucesión estudiada. Los estratos que sobreyacen son limolitas poco calcáreas, con espesores de 10 - 15 cm (20 %) que pueden mostrar acuñamiento lateral. La litología que se presenta en los estratos superiores es de limolita con geometría tabular y espesor variado, con rangos de 5 - 10 cm (40 %) y menores de 5 cm (30 %) (Figura 2B y 2C). En el afloramiento de Cañón de San Matías (MZ-3) se estudian los niveles con concentraciones de fósiles del Kimmeridgiano Superior dado que hasta la fecha no habían sido objeto de análisis detallados, ni en términos tafonómicos ni de condiciones de depósito.

3.1. HORIZONTES CON ACUMULACIONES FOSILÍFERAS

3.1.1. PERFIL CAÑÓN DE SAN MATÍAS (MZ-3)

La sucesión estudiada del perfil MZ-3 representa una subsección con espesor total de 410 cm. Los estratos que presentan las concentraciones fosilíferas se restringen a los 100 cm de la parte inferior de la sucesión (Figura 4A).

Figura 4. Geometría de estratos calcáreos y limolíticos en el Perfil Cañón de San Matías (MZ-3). (A) Columna litológica (espesor 410 cm). (B) Geometría irregular, concrecional, del estrato 15 (impronta diagenética sobre ligera depresión a base y convexidad a techo). (C) Base cóncava y techo aplanado en el nivel 14F, en posición invertida en el afloramiento. Flechas negras indican la polaridad estratigráfica (imágenes invertidas). Martillo (32 cm) y portaminas (15 cm) como escala. 

En la base se presentan dos estratos de composición calcáreo-limolítica. El inferior, 14F, tiene un espesor de 31 cm y presenta base cóncava y techo aplanado, concordante (Figura 4C). Observaciones macroscópicas permiten reconocer horizontes de acumulación de fósiles diferenciados como 14F base, 14F media y 14F techo (Figura 4A). En el horizonte 14F base se presenta gran cantidad de fósiles y la concentración disminuye hacia la parte media (horizonte 14F media). En la parte superior se registra un nuevo horizonte con gran acumulación de restos con evidencias de imbricación (horizonte 14F techo; Figura 5A). El techo de este horizonte es la superficie de estratificación en la que no se reconoce orientación preferencial de restos que implique efecto de flujo direccional. Suprayaciendo al estrato 14 hay un interlecho de composición limolítica con espesor de 33 cm en donde no se identificaron restos fósiles. El segundo estrato con concentración fosilífera, estrato 15, presenta un espesor máximo de 27 cm, con superficies de base y techo irregulares (Figura 4B). La subdivisión en horizontes 15 base, 15 media y 15 techo, responde a la diferenciación interna de acumulaciones de restos fósiles (Figura 4B). En general en los estratos de composición más calcárea (14F y 15) los restos fósiles recristalizados con frecuencia muestran compresión (“aplastamiento”) parcial.

Figura 5. Detalle macroscópico de los cuerpos sedimentarios (estratos, horizontes) con acumulaciones fosilíferas en el Perfil Cañón de San Matías (MZ-3). (A) Detalle que muestra en espesor la acumulación fosilífera de la parte superior del horizonte 14F techo. (B) Superficie de estratificación del horizonte 14F techo con acumulación de restos fósiles localmente imbricados (flecha amarilla en pavimento de conchas). (C) Estratificación con posible retoque diagenético (techo localmente convexo) en acumulación de restos fósiles en el horizonte 15 techo. (D) Detalle del pavimento de restos fósiles en la superficie de estratificación del horizonte 15 techo, con ejemplo de imbricación (flechas amarillas). (E) Aspecto tabular del estrato 17 de composición más limolítica y notable disminución en macrofósiles. (F) Estratos, 19 al 21 de composición limolítica ligeramente calcárea, aspecto tabular y mantenimiento de la notable disminución en macrofósiles; nótese efectos diagenéticos en los contactos con los interlechos menos carbonatados. Flechas negras indican la polaridad estratigráfica. Portaminas (15 cm) como escala. 

La parte media de la subsección estudiada está representada por 90 cm de limolitas menos calcáreas, con estratificación fina hasta 10 cm, en unidades elementales de depósito de espesor milimétrico que se agrupan en cuerpos sedimentarios compuestos de espesor variable entre 9 y 25.5 cm, manteniendo el aspecto tabular típico para este tramo de la sucesión (Figuras 2A, 2B, 2C, 5E y 5F).

La parte media y superior de la sucesión estudiada, con un espesor total 230 cm, está empobrecida en restos fósiles y compuesta principalmente por limolitas con estratificación tabular fina, 5 a 10 cm (Figuras 5E y 5F). Sólo se han reconocido impresiones de restos fósiles de ammonites, aptychi y bivalvos.

3.1.2. TAFONOMÍA

La caracterización tafonómica de los constituyentes de la asociación fósil en cada uno de los horizontes fosilíferos identificados aporta información valiosa para la interpretación de los procesos relacionados con el acumulo de las conchas.

Empaquetamiento. En general, el empaquetamiento en los horizontes identificados es más denso en la parte inferior de la sucesión estudiada. Las concentraciones se acentúan más hacia la base y techo de los estratos, en forma de horizontes con expresión superficial de pavimentos (Figuras 5B, 5D), sin descartar la posible discontinuidad lateral, no apreciable por limitaciones de afloramiento, o bien de capas en función de su espesor (respectivamente pavements, stringers y beds de ^{Kidwell et al., 1986}; Figuras 5A, 5C). En el plano correspondiente al espesor del cuerpo sedimentario de referencia, las acumulaciones de restos son discontinuas.

Considerando los tipos de empaquetamiento propuestos, cuyos ejemplos se comentan en detalle más adelante, el primer estrato (14F) muestra en su espesor variaciones en la densidad y tipo de empaquetamiento; en la base del estrato (horizonte 14F base, Figura 6B) se presentan 10 cm de empaquetamiento tipo ER4 (denso laminar con enclaves de orientación caótica); en la parte media (horizonte 14F media de 15 cm de espesor, Figuras 6A, 6B) el tipo de empaquetamiento cambia de ER0 en los 5 cm inferiores a ER0.5 en los 10 cm superiores con presencia de restos fósiles “flotados”; hacia techo (horizonte 14F techo), el empaquetamiento se incrementa progresivamente, iniciando con un tipo ER1 (“flotado” laminar) con espesor de 3 cm, ER2 (“flotado” laminar con enclaves de orientación caótica) con espesor de 3 cm y algunos parches con empaquetamiento tipo ER3 (contacto laminar; Figura 6C, en la que solo se muestra la parte media y alta del horizonte).

Figura 6. Tipos de empaquetamiento reconocidos en el Perfil Cañón de San Matías (MZ-3). (A) Variación del tipo de empaquetamiento en la sucesión estudiada (descripción detallada en el texto, sección 4.1-4.6). (B) Corte que muestra dos horizontes, la parte superior del 14F base, donde se puede observar el relleno recristalizado del fragmocono (fr) y relleno de matriz en la cámara de habitación (ch); el horizonte 14F media muestra ejemplares recristalizados. Diferentes tipos de empaquetamiento en los horizontes 14F techo (C, sólo se representa la parte media y alta del horizonte), 15 base (D), 15 media (E), 15 techo (F), y estrato 16 (G). Nótese la variación del empaquetamiento de base a techo. Todos los cortes se presentan en el plano correspondiente al espesor en afloramiento, excepto (B), (D) y (G) obtenidos en plano vertical perpendicular a la dirección de la estratificación. Flechas blancas para indicar ammonites (am), cámara de habitación (ch) y fragmocono (fr). Flechas negras, indican la polaridad estratigráfica. Barra 1 cm. Las imágenes fueron modificadas digitalmente para reconocer los rasgos empaquetamiento. 

El paquete limolítico que suprayace al nivel 14F, presenta un espesor de 33 cm y se consideró como un interlecho donde los restos fosilíferos se presentan no recristalizados, como moldes internos comprimidos (“leaf preservation”) y huellas (“imprints”), con empaquetamiento tipo EL0.5 (Figura 6A).

En el estrato 15, con un espesor de 27 cm (Figura 6A), se presentan tres tipos de empaquetamiento: en el horizonte 15 base (8 cm de espesor) se registran restos recristalizados y empaquetamiento variable con la sucesión ER1 (“flotado” laminar), ER0.5 (“flotado”), ER1 (“flotado” laminar) y finalmente ER2 (“flotado” laminar con enclaves de orientación caótica) (Figura 6D); la parte media del estrato (horizonte 15 media) con un espesor de 14 cm, muestra un cambio progresivo de empaquetamiento ER0 a ER0.5 (“flotado”) (Figura 6E); la parte superior del estrato (horizonte 15 techo) con un espesor de 5 cm se ha caracterizado con empaquetamiento tipo ER0.5 (“flotado”) que es relevado por tipo ER1 (“flotado” laminar, Figura 6F).

El estrato (16) con un espesor de 9 cm presenta la mayor densidad del empaquetamiento en la parte superior, se inicia con empaquetamiento tipo ER0.5 (“flotado”) y posteriormente ER1 (“flotado” laminar, Figura 6G).

El resto de los estratos y niveles analizados (17 al 29), con un espesor total de 80 cm, se caracterizan por presentar exclusivamente moldes internos limolíticos (EL) parcialmente comprimidos y empaquetamiento tipo EL0.5 (“flotado”) dominante (Figura 6A).

Asociaciones faunísticas. Las asociaciones de macroinvertebrados (Figura 7) están constituidas por ammonites, aptychi, bivalvos y gasterópodos. Un total de 1175 restos analizados (especímenes parcialmente completos y fragmentos). De manera general los ammonites son los mejor representados (53 %), excluidos aptychi (27 %); bivalvos como componentes accesorios (18 %); y gasterópodos ocasionales (2 %). La abundancia en restos de ammonites es variable a lo largo de la sucesión estudiada; el primer registro se ubica en el horizonte 14F base (44 % del total de la fauna registrada), mientras que en los niveles de la parte media (16 al 19) se incrementa hasta 77 %. En los 2 m superiores de la sucesión el porcentaje de ammonites disminuye al 26 %. Lo mismo se observa en aptychi, ya que en el horizonte 14F base representan el 17 % y se incrementa hasta un 30 % (estrato 26), mientras que los bivalvos varían del 28 % al 13 % en los primeros 2 m, y en los 2 m suprayacentes alcanzan 39 % (Figura 7).

Figura 7. Espectros faunísticos con indicación del total de restos identificados taxonómicamente por horizonte, estrato y nivel. No se incluyen restos sin identificación taxonómica a nivel de género o especie. Las cifras indican el número total de restos identificados en cada caso. Detalles en el texto. 

Entre los ammonites, los glochiceratinos son mayoritarios (34 %), seguidos de haploceratinos (25 %) y en menor proporción taramelliceratinos (8 %); componentes raros son los ataxioceratinos (2 %); un porcentaje considerable de fragmentos no permiten la identificación precisa (29 %).

Entre los organismos bentónicos los bivalvos son dominantes (18 % del total de invertebrados); un porcentaje elevado (48 %) no fueron determinados por su deficiente preservación. Buchídos (17 %), inocerámidos (15 %), y en menor proporción pseudomonotidos (8 %), arctídos (5 %), astartidos (5 %) y lucinidos (2 %) conforman la asociación identificada. La presencia de gasterópodos es ocasional (2 %).

Fragmentación, articulación y orientación. La fragmentación es alta, con un índice de fragmentación con valores de 60 a 80 %. Las conchas de bivalvos y los aptychi presentan una desarticulación del 100 %, mientras que la posición en ambos casos fue mayoritariamente convexa, alcanzando un 68 %, y el 32 % en posición cóncava (sin considerar casos de orientaciones verticalizadas). La orientación más frecuente es concordante o paralela a la estratificación (95 %), la oblicua representa el 4 %, y la posición verticalizada es rara y solo se presenta en algunos bivalvos desarticulados y en los raros registros de gasterópodos (1 %) que no presentan la posición de vida (Figura 8).

Figura 8. Distribución estratigráfica de los rasgos tafonómicos reconocidos en el Perfil MZ-3. Nótese el comportamiento comparativamente estable en los niveles limolíticos vs carbonatados (recuadro azul) y los altos índices de fragmentación y “corrasion”. Nótese ausencia del registro de epibiontes. Detalles en el texto. 

Tamaño, conservación y “corrasion” de los restos. El tamaño predominante de los restos es < 30 mm (Figura 8), los macrofósiles con talla más grande (55 a 115 mm) son los ammonites, en particular los ataxioceratinos-lithacoceratinos y algunos ejemplares de glochicerátidos. La conservación de huellas o impresiones (31 %) se registró principalmente en los niveles limolíticos, y en molde interno (69 %) se presentaron en los niveles más calcáreos; en ningún ejemplar se conservó concha original aragonítica, solo neomórficas con recristalización variable. El índice de “corrasion” (^{Olóriz et al., 2002b}) es alto 62 a 82 % (Figura 8).

3.2. BIOESTRATIGRAFÍA

Los datos bioestratigráficos obtenidos en el perfil, basados en el estudio taxonómico de la fauna de ammonites recolectada con estricto control estratigráfico de resolución centimétrica, ha permitido corroborar la edad propuesta por ^{Villaseñor et al. (2000}, ²⁰¹²⁾, correspondiente a la parte media del Kimmeridgiano tardío, abarcando la Zona Eudoxus de la escala biocronoestratigráfica de la Provincia Submediterránea para Europa (^{Hantz pergue et al., 1997}). En la parte alta del perfil (estrato 26) se recolectó fauna de Hybonoticeras típica de la Zona Beckeri (Figura 9).

Figura 9. Distribución bioestratigráfica de la fauna de ammonites en el Perfil Cañón de San Matías (MZ-3). Nótese el registro discontinuo. Los círculos indican el estrato u horizonte donde se registró el taxón indicado. Referencia a las zonas Eudoxus y Beckeri del estándar europeo Submediterráneo para clarificar la correlación biocronoestratigráfica. 

El registro de Glochiceras (Coryceras) carinatum (^{Del Castillo y Aguilera, 1895}) y Glochiceras (C.) cf. carinatum (^{Del Castillo y Aguilera, 1895}) en la parte basal de la sección estudiada, y su rango conocido en otros perfiles de norte-centro de México (^{Villaseñor et al., 2000}, ²⁰¹²) favorece la propuesta de reconocimiento de la subbiozona de Glochiceras (Coryceras) carinatum.

El registro paleontológico de los niveles con concentraciones de conchas es estratigráficamente discontinuo y no se han podido reconocer diferencias bioestratigráficamente significativas en las asociaciones registradas (Figura 9). En consecuencia, no se puede estimar el time-averaging en términos bioestratigráficos y se asume que el potencial de retrabajamiento de los restos está por debajo del potencial de resolución biostratigráfica a nivel de la escala biozonal existente para México.

3.3. ANÁLISIS DE MICROFACIES

Las microfacies analizadas en el perfil del Cañón de San Matías (MZ-3) revelan dos tipos de texturas relacionadas con las biofábricas de empaquetamiento -floatstone y wackestone- en función de una matriz con mayor y menor tamaño en el rango de los limos, respectivamente:

Figura 10. Fotomicrografías que representan la microfacies floatstone-wackestone de bioclastos con parches locales de packstone. Todas las imágenes corresponden al horizonte 14F base. (A) Sección delgada en plano de corte perpendicular a la estratificación, mostrando organización caótica de bioclastos en packstone. (B) Fragmentos de bivalvos (fbi) y braquiópodo (br) con orientación oblicua. (C) Matriz de microesparita y calcisiltita con tamaño de grano de 30 a 80 μm. (D) Calciesfera (cal). (E) Posible bivalvo en fase larvaria avanzada (bi). (F) Radiolario (ra). Nótese la recristalización acentuada de los bioclastos y la presencia de envueltas y corpúsculos de posible origen orgánico. Todas las imágenes con luz transmitida, y corresponden a la sección delgada que se ilustra en A. La imagen en F corresponde a una ampliación puntual en un parche de biofabrica caótica. 

Figura 11. Fotomicrografías que representan la microfacies floatstone-wackestone de radiolarios. (A) Sección delgada, en plano de corte perpendicular a la estratificación, mostrando microlaminación sedimentaria con ondulaciones y acuñamientos laterales (¿laminación cruzada, microripples?) en matriz fina con pequeños granos de cuarzo; horizonte MZ-3 15 techo. (B) Radiolarios (ra), Calciesferas (cal) y aptychus (apt); nótense bioclastos parcialmente silicificados; estrato 16. (C) Calciesfera (cal), posible radiolario espumelárido mostrando estructura concéntrica (o espiral) densa, formada por capas medulares internas y la cortical externa (ra) y litoclasto (lit?); horizonte 14F media. (D) Radiolario (ra) mostrando configuración esquelética como en C; horizonte 14F media. (E) Saccocoma (sac); estrato 17. (F) Aptychus (apt), fragmento de bivalvo (fbi) y fragmento no determinado (nd). Nótese acentuada recristalización de bioclastos y matriz, silicificación de algunos bioclastos, y la existencia de cuerpos filamentosos discontinuos, corpúsculos y envueltas ferruginosas de posible origen orgánico; estrato 20. (G) Aptychus (apt), filamentos no determinados (fnd) frecuentemente interpretados como restos de posibles bivalvos pelágicos o flotadores en fondos blandos, y fragmento no determinado (nd); estrato 17. Todas las imágenes con luz transmitida, excepto (E) con luz polarizada (giro 90^o). Nótese algún caso de orientación localmente oblicua de fragmentos. 

4.1. MUESTRA DE LA PARTE INFERIOR Y MEDIA DEL HORIZONTE 14F (FIGURA 6B)

Se reconoce empaquetamiento basal tipo ER4, que representa la acumulación de mayor densidad de conchas identificada, con espesor de pocos centímetros y se interpreta como una capa de conchas (shell bed). Las intercalaciones limolíticas entre láminas de restos se interpretan como remanentes de depósitos finos entre episodios de aventamiento, como mínimo, y evidencia el carácter complejo del horizonte con superposición de eventos de aventamiento que generaron los pavimentos de conchas. Episodios de alta tasa de acumulación se relacionan con el registro de ammonites con cámaras de habitación rellenas de sedimento (mostrando deformación dúctil y frágil) y fragmoconos recristalizados (preservados en volumen sin evidencias de compresión). La alta fragmentación con bordes angulosos es compatible con transporte limitado y exposición sobre el fondo, ambos probablemente ligados a repetidos pulsos de incrementos de energía que determinaron enclaves con orientación caótica, y aventamiento de restos. Las capas laminadas con restos en posición convexa dominante implican retoques (vuelco) por corrientes débiles relacionadas, o ligeramente posteriores, al evento energético más reciente. En ausencia de registros de edad diferente, se asume promediado temporal de hábitat o intra-habitat (within-habitat time averaging sensu^{Kidwell y Bosence, 1991}), por debajo del potencial de resolución bioestratigráfica.

El horizonte suprayacente con empaquetamiento ER0 representa un remanente del redepósito de sedimento aventado más reciente y genéticamente ligado al mismo evento que forzó el empaquetamiento denso (ER4) previo. El registro de empaquetamiento ER0 implica disipación de la energía de flujo con depósito relativamente rápido de un cuerpo sedimentario cuyo espesor en el afloramiento debe considerarse aparente (de expresión local, puntual). La tasa de acumulación fue suficientemente rápida para favorecer el enterramiento de conchas de ammonites sin relleno sedimentario (posible fragmocono recristalizado y sin comprimir); alternativamente, el ejemplar identificado experimentó retrabajamiento (reworking) con pérdida de la cámara de habitación. El horizonte superior con empaquetamiento tipo ER0.5 se interpreta como el registro del aporte de conchas al fondo en condiciones eco-sedimentarias normales para el enclave estudiado (sedimentación de “background”). Dichas condiciones sucedieron al intervalo de continua, pero no progresiva, disipación de la energía que configuró la capa de conchas compleja (composite/multiple-event concentration sensu^{Kidwell, 1991}) y el redepósito rápido con sedimento remanente del material aventado.

La sucesión de horizontes con empaquetamientos tipo ER4-ER0-ER0.5 representan una secuencia de redepósito compleja y completa, al incluir a techo el registro de las condiciones ecosedimentarias normales para el enclave estudiado. No se han observado cuerpos sedimentarios con empaquetamiento ER0-ER0.5 que fosilizaran comunidades bentónicas en posición de vida o especialmente bien preservadas.

4.2. MUESTRA DEL HORIZONTE 14F TECHO (FIGURA 6C)

Muestra de interés especial porque registra el techo del estrato. Indicios de imbricación en el empaquetamiento basal tipo ER2 implican acción de corrientes sobre varios pavimentos de conchas separados por hiladas de sedimento pobre en restos. Directamente encima, empaquetamiento ER0 (fase final del evento registrando redepósito de remanentes del material fino aventado) y posteriormente empaquetamiento ER0.5 que registra el retorno a condiciones ecosedimentarias normales para el enclave estudiado, condiciones de “background”. Nuevo evento más energético que genera una capa de conchas (“shell bed”) con empaquetamiento denso tipo ER3, con enclaves de orientación caótica de restos forzados por condiciones de mayor energía (flujo turbulento). Destaca la irregularidad de la base del horizonte ER3 que puede deberse al efecto combinado de irregularidad del fondo y compactación que pudiera haber distorsionado (enmascarado) una posible superficie erosiva de expresión sutil. Dado que el plano de corte es perpendicular a la dirección del estrato, los indicios de imbricación reconocible en el horizonte ER2 implicarían que el patrón de flujo tuvo componentes paralelos a la dirección de la estratificación en el afloramiento. Dado que la muestra registra el techo del estrato, la ausencia de comunidades bentónicas in situ puede interpretarse en relación con una discontinuidad erosiva, y el correspondiente hiato sin incidencia bioestratigráfica reconocida; alternativamente, podría responder al contexto de escaso o nulo desarrollo de bentos por condiciones de baja oxigenación. En conjunto, la parte superior del horizonte 14F techo registra una sucesión de eventos de energía creciente.

4.3. MUESTRA DE LA PARTE SUPERIOR DEL HORIZONTE 15 BASE (FIGURA 6D)

En esta muestra se reconoce la distribución irregular del registro de eventos de depósito por comportamiento lateral diferenciado, incluyendo acuñamientos y enclaves de orientación caótica de restos. La sucesión mostrada indica registros de depósito con empaquetamiento propio de condiciones de energía relativa baja (ER1) y de condiciones normales para el enclave estudiado, de “background”, bajo influencia de corrientes débiles y pausas, con acuñamiento lateral (ER0.5), indicando tendencias de energía decreciente y retorno a condiciones de depósito habituales de menor energía. La ausencia de registro de cuerpos sedimentarios resultantes de aventamiento (ER0) puede deberse a discontinuidades menores, y en ese caso el acuñamiento lateral de horizontes ER0.5 (p.ej., secuencia inferior) podría involucrar la pérdida del registro de un remanente del cuerpo sedimentario aventado (ER0), evidenciado registro incompleto tal vez favorecido por la irregularidad del fondo en ausencia de superficies erosivas identificables. En las partes media y superior se muestra recurrencia de secuencias ER2-ER0.5 (incompleta la superior en esta muestra); en ausencia de indicios de discontinuidad (¿por compactación?), la ausencia de registros con empaquetamiento ER0 se interpreta como evidencia de secuencias incompletas por erosión o irregularidad del fondo. La energía de flujo correspondiente a estas secuencias correspondería esencialmente a flujo laminar con posibilidad de producir aventamientos locales.

4.4. MUESTRA DEL HORIZONTE 15 MEDIA (FIGURA 6E)

Se identifica recurrencia de condiciones eco-sedimentarias normales para el enclave estudiado (de “background” con empaquetamiento tipo ER0.5), interrumpidas por depósitos de grano fino (por aventamiento = empaquetamiento ER0) ejemplificando secuencias incompletas comparativamente más distales respecto al área de aporte, solo sometidas a la influencia de la llegada de frentes de material fino aventado, situación análoga al efecto blanketing (sensu^{Brett et al., 2008}) pero con matriz calcisiltítica. La muestra descrita pertenece al inicio de la sedimentación siliciclástica fina después del intervalo carbonatado (14F en Figura 6A).

4.5. MUESTRA DEL HORIZONTE 15 TECHO (FIGURA 6F)

Se observa sucesión de secuencias completas de empaquetamiento (ER2-ER0-ER0.5 y ER1ER0-ER0.5) correspondientes a una sucesión de depósitos de niveles energéticos diferentes entre pausas de condiciones de depósito normales para el enclave estudiado (ER0.5), evidenciando una tendencia de energía decreciente que se estabiliza al nivel de la parte media y superior del horizonte 15 techo. La mayor o menor energía (y empaquetamiento) se relaciona con diferencias en la distancia y/o energía relativa del evento respecto al enclave de depósito representado. Asumiendo aventamiento seguido de corrientes de flujo laminar, se favorece la interpretación de disipación de la energía del evento y el retorno a las condiciones normales con presencia de corrientes débiles en el enclave estudiado.

4.6. MUESTRA DEL ESTRATO 16 (FIGURA 6G)

De base a techo la muestra revela condiciones eco-sedimentarias normales para el enclave estudiado (empaquetamiento ER0.5) interrumpidas por depósito de grano fino aventado (ER0), indicando la influencia de eventos relativamente distales (efecto análogo al blanketing sensu^{Brett et al., 2008}) seguida de acumulación de restos con empaquetamiento relacionado con flujo de energía ligeramente superior al de condiciones normales (ER1) y retorno a condiciones eco-sedimentarias normales de menor energía (ER0.5) en el enclave estudiado. En consecuencia, el empaquetamiento tipo ER1 indicaría condiciones eco-sedimentarias normales con flujo laminar para el enclave estudiado.

En conjunto, se favorece la interpretación de las secuencias de eventitas como evidencias de fluctuaciones de energía, cuya ubicación en sectores proximales de la plataforma externa, en torno al nivel de base de tormentas, sería coherente con el predominio de laminaciones paralelas y/o suavemente oblicuas, así como con la ausencia de estructuras sedimentarias claramente relacionadas con el oleaje, al menos en aquellas secuencias que incorporan registro de condiciones eco-sedimentarias normales en el enclave estudiado. Complementariamente, se asume la posibilidad de episodios secundarios con ubicaciones algo más proximales en sectores distales de la plataforma media -ligeramente por encima, aunque próximo al nivel de base del oleaje- para aquellas secuencias incompletas y relacionadas con eventos de mayor energía, asumiendo que la ausencia de registros de estructuras sedimentarias de oleaje a techo correspondería a la pérdida de sedimentos por los eventos erosivos.

Transporte limitado, fragmentación alta, predominio de desarticulación, orientación concordante y “corrasion” alta, así como la ausencia de evidencias relevantes de selección de tamaños, colonización por epibiontes, y bioerosión, favorecen la interpretación de la dominancia del registro de eventos finales de aventamiento dominante, con efectos locales de retrabajamiento en los niveles de acumulación de conchas y exposición de restos sometidos a procesos esencialmente abióticos. La ausencia de macrobentos in situ y la escasez de microbentos son coherentes con un contexto de depósito en medio disaeróbico-poikiloaeróbico, al menos para las aguas próximas al fondo. En ausencia de transporte significativo, repetidos incrementos de exportación y acumulación de conchas debieron relacionarse con inestabilidad ecológica con efectos letales para las comunidades de invertebrados en la columna de agua. La frecuencia de eventitas en un medio ambiente de baja energía relativa implica que fue sometido a inestabilidades recurrentes de mayor energía, producidas por factores de desestabilización distantes, a las que deberían responder las comunidades de invertebrados en tiempo ecológico, por debajo del rango de resolución bioestratigráfica. La diversidad de tipos de empaquetamiento en las eventitas distales descritas implica variabilidad en la energía y/o distancias relativas de los factores desencadenantes de los eventos de depósito, situación que fue una constante paleoambiental en los sectores limítrofes entre la plataforma media y externa.

En último término, los factores involucrados con mayor probabilidad en el depósito de las eventitas distales fueron tormentas, y corrientes de fondo ligadas a tormentas, cuya energía y/o distancia relativa no favorecieron el registro de depósitos bajo condiciones de flujo oscilatorio, pero sí los aventamientos asociados a las fases de mayor energía, y sus efectos fueron acentuados por compactación debida a carga sedimentaria. La inexistencia de matriz arenosa y de gravas como evidencia de flujos densos permite desestimar la existencia de flujos turbidíticos sensu stricto. La homogeneidad de las litofacies sin registro de aportes exóticos impide considerar la existencia de flujos densos relacionados con incrementos de aportes continentales generados por tormentas en franjas costeras. La ausencia de figuras de deslizamiento sinsedimentario y de depósitos gravitacionales que incorporasen bloques, incluso durante los intervalos más energéticos, indica ausencia de pendientes acentuadas en las proximidades y de desestabilización de hipotéticos taludes próximos, sin desestimar la existencia de irregularidades menores en el fondo. Investigaciones en curso complementarán esta aproximación preliminar al estudio de concentraciones fosilíferas en el Jurásico Superior de México.