La facies Cg consiste de conglomerado olimictico de caliza clasto soportado (Figura 4a). Los clastos son exclusivamente de calizas con texturas packestone-wackestone subredondeados a subangulosos, formando estratos medianos a gruesos, con morfología externa acunada e irregular con contactos erosivos, carentes de estructuras sedimentarias internas (Figura 5a). Se distribuye en los perfiles Tierras Blancas 1 y 2, y Cerro Bola, donde sobreyace erosivamente a la subfacies A4.5, y subyace concordantemente a la facies AL1 y a la subfacies AL2.1 (Figura 5a). Esta facies se interpreta como el depósito de flujos de escombros no cohesivos.

Figura 4 Figura 4 Fotografías de facies y de los icnogeneros documentados en cada una ellas: a) facies de conglomerado olimictico constituido por clastos subredondeados de caliza: b) facies de areniscas con estratificación cruzada de tipo tangencial (A1); c) icnogeneros de Pl= Planolites sp., Th= Thalassioides sp., Pa= Paleophycus sp., dentro de la facies A1; d) facies de areniscas con estratificación cruzada de tipo hummocky (A2); e) icnogeneros de Pl= Planolites sp., y Pa= Paleophycus sp., dentro de la facies A2; f) facies de areniscas con rizaduras escalonadas “A3”; g) icnogenero de Th= Thalassinoides sp., en la facies A3; h) areniscas de grano grueso masivas en estratos gruesos de la subfacies A4.1.

Figura 5 Figura 5 Detalle de los perfiles sedimentológicos -estratigráficos que muestran las relaciones estratigráficas de las diferentes facies y subfacies documentadas en el presente trabajo. a) Perfil Tierras Blancas 1; b) perfil Cerro Bola y c) perfil Tierras Blancas 2. Lu: lutita, Af: arenisca de grano fino, Am: arenisca de grano medio, Ag: arenisca de grano grueso, Amg: arenisca de grano muy grueso.

La facies A1 se constituye por areniscas de grano fino a medio con laminación cruzada tangencial con ángulos de inclinación de las laminaciones que varían de 35° a 20°, con espesores de conjuntos variables de 15 a 20 cm. Los estratos son delgados a medianos con geometría externa tabular y acunada (Figuras 4b), con limites rectos y concordantes. Microfallas sintéticas de tipo normal con desplazamiento que varía de 0.5 a 1 cm, moderadamente espaciadas (∼1 cm), son comunes hacia la cima de los estratos. Surcos de erosión, marcas de arrastre y marcas saltación de partículas son frecuentes en la base de los estratos. El IB es escaso (IB 1) representado por los icnogeneros de Skolithos sp., Thalassinoides sp., Planolites sp., situados en la base y en la parte media de los estratos. La facies se distribuye en toda el área de estudio, donde sobreyace de manera concordante a las facies A2, L1, y a la subfacies A4.2, AL3.1, subyace concordantemente a la facies A2, y a la subfacies A4.2 (Figura 5b). La facies A1 se interpreta como la migración de dunas o rizaduras con línea de cresta en forma de cuerno o media luna, asociadas con un régimen de flujo crítico. El desarrollo de fallas normales indica procesos de deformación sinsedimentaria del sedimento semiconsolidado, posterior o durante la generación de las laminaciones cruzadas. El conjunto icnofaunistico documentado en la facies A1 está relacionado con organismos que se alimentan del depósito y del sedimento en suspensión, así como carnívoros pasivos.

La facies A2 está representada por areniscas de grano medio a grueso con estratificación cruzada tipo hummocky (HCS) o swaley (SCS), en estratos medianos con geometría tabular que lateralmente se acunan. La HSC se presenta en conjunto de laminaciones de bajo Angulo (<10°) con espesor de 5 a 7 cm, se truncan dando un aspecto hamacado (Figura 4d). En la base de los estratos se presenta gradación normal con fragmentos retrabajados de Inoceramus labiatus y surcos de erosión de manera aislada. El IB varia de escaso a poco común (IB 1–2), conformado por los icnogeneros de Thalassinoides sp., Skolithos sp., Planolites sp., Palaeophycus sp., y ocasionalmente Ophiomorpha sp., situados en la base de los estratos (Figura 4e). La facies A2 aflora en el perfil Tierras Blancas 2, donde sobreyace de manera erosiva a la subfacies AL2.1, y subyace de forma concordante a la facies L2 y a la subfacies AL2.1 (Figura 5b). La facies A2 representa la interacción del oleaje y tormentas (corrientes intensamente oscilatorias) con sedimentos del tamaño de arenas finas a medias procedentes de la zona profunda de la plataforma abierta (offshore) que se depositaron dentro de la zona de rompiente (shoreface). El ensamble icnofaunistico está representado por organismos que se alimentan del sustrato y del material en suspensión.

La facies A3 consiste de areniscas del tamaño de arenas finas en estratos delgados con geometría tabular y bases erosivas. Esta facies incluye rizaduras escalonadas con longitudes de onda entre 13 y 18 cm, con espesores que oscilan de 10 a 5 cm, en conjunto de laminaciones de 7–15 cm (Figura 4f). El IB es de escaso a ausente (IB 0–1), y está representado por trazas de Thalassinoides sp. (Figura 4g). En la base de los estratos se presentan marcas de arrastre de partículas y surcos de erosión. Esta facies se distribuye en los perfiles Tierras Blancas 1 y 2, donde sobreyace concordantemente a la facies A1 y a la subfacies AL2.1, y subyace de la misma forma a la subfacies AL2.1 (Figura 5b). La facies A3 representa el transporte de sedimentos por corrientes de fondo con altas tasas de sedimentación de la carga en suspensión, dentro de un régimen de flujo subcritico.

La facies A4 incluye areniscas de grano medio a gruesos en estratos gruesos a medianos con morfología tabular y acunada. Los estratos arenosos pueden exhibir laminación paralela, rizaduras, clastos flotados o masivos. El IB varia de ausente a moderado, representando por los icnogeneros de Megagrapton submontanum, Palaeophycus sp., Chondrites sp., Scolicia strozzii, Planolites sp., Zoophycus sp. Los contactos entre los estratos son concordantes, erosivos y ocasionalmente amalgamados. Las características sedimentológicas e icnológicas que exhibe la facies A4, permiten diferenciarla en cinco subfacies (Figura 5c).

Subfacies A4.1: Arenisca masiva en estratos acuñados con límites erosivos. La subfacies A4.1 se conforma por areniscas de grano grueso en estratos medianos a delgados con geometría acunada, y limites erosivos (Figura 6c). Los surcos de erosión son comunes hacia la base de los estratos (Figura 4h). La A4.1 se distribuye en los perfiles Tierras Blancas 1 y 2, Gallineros y Cerro Bola, donde sobreyace de manera erosiva a la subfacies AL2.2, y subyace de forma concordante a la subfacies AL3.1 (Figura 5c). Esta subfacies se interpreta como el deposito rápido de sedimento transportado en suspensión durante el proceso de depósito de corrientes turbiditicas de alta densidad y corta estabilidad (cf., Baas, 2004).

Figura 6 Figura 6 Fotografías que muestran las características sedimentológicas e icnológicas de: a) arenisca de grano grueso masiva con clastos flotados de la subfacies A4.2; b) arenisca conglomeratica con grandes clastos flotados de la sufacies A4.3; c) icnogenero Ms= Megagrapton submontanum en la subfacies A4.3; d) areniscas con gradación normal y/o inversa de manera cíclica y laminaciones paralelas de la subfacies A4.4; e) icnogenero Zo= Zophycus sp., en la subfacies A4.4; f) areniscas con gradación normal y rizaduras asimétricas de la sufacies A4.5; g) icnogeneros de Pa= Paleophyscus sp., Pt= Paleophycus tubularis y Ss= Scolicia strozzii en la subfacies A4.5; y h) areniscas masivas de grano medio de la facies AL1.

Subfacies A4.2: Arenisca masiva en estratos gruesos amalgamados con clastos flotados. Las areniscas de la subfacies A4.2 son de grano grueso en estratos gruesos con geometrías tabulares, frecuentemente amalgamados (Figura 5a); clastos flotados de lutita son frecuentes (Figura 6a). El IB es ausente (IB 0). La A4.2 aflora en las localidades de Tierras Blancas 1 y 2 y Gallineros, donde sobreyace de manera concordante a las subfacies A4.3, A4.4 y subyace a las subfacies A4.4 y A4.5 de forma transicional y concordante. Esta subfacies representa el deposito rápido del sedimento, asociado a fricción intergranular desarrollada hacia la base de una corriente turbiditica de baja densidad que desarrolla un exceso de turbulencia durante el brinco hidráulico (cf., Pickering y Hiscott, 2016).

Subfacies A4.3: Arenisca conglomerática masiva con estratificación delgada. La subfacies A4.3 se caracteriza por areniscas conglomeraticas, en estratos delgados con morfología tabular y contactos erosivos (Figuras 5a y 5c). Acumulaciones de gránulos, surcos de erosión y marcas de arrastre de partículas son comunes a la base de los estratos. Clastos flotados de lutita están presentes hacia la base y la parte media de los estratos (Figura 6b). El IB varia de ausente a moderado (IB 0–3), conformado por los icnogeneros de Megagrapton submontanum . Chondrites sp., presentes a la base y parte media de los estratos (Figura 6c). La subfacies A4.3 se distribuye en los afloramientos de Tierras Blancas 1 y 2, Gallineros y Cerro Bola, donde sobreyace de manera erosiva a la subfacies A4.2 y subyace concordantemente a la subfacies A4.5 (Figuras 5a y 5c). La subfacies A4.3 se interpreta como un lag, en donde el mecanismo de transporte de sedimentos está relacionado con fuertes corrientes de fondo de alta densidad.

Subfacies A4.4: Arenisca con gradación normal y/o inversa y laminaciones paralelas. La subfacies A4.4 se conforma por areniscas de grano grueso a medio en estratos medianos con geometría tabular (Figura 5c). Las areniscas de estas subfacies desarrollan gradación normal e inversa de manera cíclica y laminaciones. Clastos flotados de lutita son comunes en la parte media y en la cima de los estratos (Figura 5d). Los surcos de erosión y marcas de arrastre son frecuentes hacia la base de los estratos. El IB varia de bajo a moderado, y está representado por trazas de los icnogeneros de Zoophycus sp., Chondrites sp., Scolicia strozzii, Palaeophycus tubularis, Planolites sp., Strobilorhaphe glandifer, Protopaleodictyon spinata (Figura 5e). Esta subfacies muestra características similares con la facies B2.1 de Pickering y Hiscott (2016), lo que permite interpretarla como un depósito relacionado con el congelamiento sucesivo de carpetas de tracción situadas hacia la base de corrientes turbiditicas de alta concentración. Las trazas fósiles están relacionadas con organismos que se alimentan del sustrato y del material en suspensión, además de organismos colonizadores.

Subfacies A4.5: Arenisca con gradación normal y rizaduras asimétricas. La subfacies A4.5 consiste de areniscas gruesas a finas en estratos delgados a medianos con geometrías tabulares, ocasionalmente irregulares (Figuras 5a y 5c). La gradación normal y las rizaduras asimétricas con longitudes de onda entre de 15 y 10 cm y alturas que varían de 7 a 10 cm, que desarrollan avalanchas de gravas sobre su zona de depósito (Figura 6f), son características de esta subfacies. Surcos de erosión, marcas de arrastre de partículas y concentraciones de gránulos son comunes hacia la base de los estratos. El IB varia de moderado a común, y está conformado por los icnogeneros de Palaeophycus tubularis, Planolites sp., y Megagrapton submontanum, situados hacia la base y la parte media de los estratos (Figura 6g). Esta subfacies se distribuye en los perfiles Tierras Blancas 1 y 2, Gallineros y Salaverna, donde sobreyace de forma concordante a la subfacies A4.2, A4.4 y subyace de la misma forma a la subfacies AL2.2, AL3.2. La subfacies A4.5 representa el decaimiento paulatino de la suspensión relacionada con la dispersión de los granos. Las trazas fósiles están asociadas con organismos que se alimentan del depósito y del material en suspensión.

La facies AL1 se caracteriza por la intercalación de lutita y arenisca (55–45 %). Las lutitas exhiben estratos delgados con laminación paralela en grupos de 0.5–1 cm. Las areniscas son de grano medio a fino, en estratos medianos a muy delgados con geometría ondulada y ocasionalmente tabular. Los clastos de lodos son comunes en los estratos arenosos. Las estructuras de carga y marcas de arrastre de partículas son frecuentes hacia la base de los estratos (Figura 6h). El IB varia de moderado a abundante (IB 3–5), representado por trazas de Scolicia strozzii, Palaeophycus tubularis, Strobilorhaphe glandifer, Protopaleodictyon spinela, y Chondrites sp. La facies AL1 se distribuye en los afloramientos de Salaverna, Tierras Blancas 1 y 2 y Gallineros, donde subyace concordantemente a las subfacies AL2.2, AL3.2 y sobreyace de la misma manera a las subfacies A4.5, AL2.2, AL3.2 (Figura 5a). Esta facies representa el depósito en masa, resultado del exceso de fricción intergranular o por el aumento de la cohesión entre los granos, en donde el transporte de sedimentos se efectuó por corrientes turbiditicas de alta concentración, ricas en lodos o por flujos de escombro arenosos. Las trazas fósiles se relacionan con organismos que se alimentan del sustrato en condiciones de moderado a alto régimen de flujo (cf., Heard y Pickering, 2008; Zhang et al., 2008).

La facies AL2 está constituida por intercalaciones de arenisca de grano grueso a medio con estratificación mediana y lutita en estratos medianos a delgados. La gradación normal, laminaciones paralelas y rizaduras son comunes en los niveles arenosos, mientras que en los niveles de lutita se desarrollan laminaciones paralelas. El IB varia de bajo a abundante (IB 2–4), conformado por los icnogeneros de Thalassinoides sp., Chondrites sp., Ophiomorpha sp., Palaeophycus sp., Planolites sp., Palaeophycus tubularis, Palaeophycus heberti, Megagrapton submontanum, Helmenthopsis abeli (?) . Cosmorhaphe sinuosa (Figura 5b), situados hacia la base de los estratos arenosos, y en la parte media y la cima de los niveles de lutita. La facies AL2 se distribuye en los perfiles Tierras Blancas 1 y 2, Gallineros, Cerro Bola y Salaverna. Las características sedimentológicas e icnológicas permiten dividir a la facies AL2 en dos subfacies (Figura 5b).

Subfacies AL2.1: Arenisca lutítica con gradación normal, laminación paralela, rizaduras e icnofósiles someros. La subfacies AL2.1 consiste de una alternancia rítmica de arenisca y lutita en relaciones aproximadas de 45–55 %. Las areniscas son de grano medio a fino, en estratos delgados a medianos con geometría tabular, ocasionalmente ondulada. La gradación normal y laminaciones paralelas en grupos de 3–7 cm. son comunes en los estratos de areniscas. Estas estructuras gradan a rizaduras asimétricas con línea de cresta sinuosa que exhiben una longitud de onda entre 10 y 15 cm, y 8 cm de altura (Figura 7a). Las bases de los estratos son erosivas con pequeños surcos de erosión y escasas marcas de arrastre de partículas. El IB varia de poco común a común (IB 2–4), y está representado por los icnogeneros de Paleophycus sp., Planolites sp., Thalassinoides sp., Ophiomorpha sp., y Chondrites sp., ubicados hacia la base de los estratos de arenisca, y en la parte media de los niveles de lutita (Figura 7b). La subfacies AL2.1 se distribuye en toda el área de estudio, donde sobreyace concordantemente a las facies A2, y subyace concordantemente a las facies A3 y a la subfacies A4.3 (Figura 5b). Esta subfacies representa el decaimiento total y disminución paulatina de la velocidad del flujo, asociado con la diferencia de densidades de los granos transportados en suspensión seguido por un proceso de transporte en tracción y saltación, que favorece el desarrollo de laminaciones paralelas y rizaduras dentro de un régimen de flujo critico a subcritico. La asociación icnofaunistica sugiere la presencia de organismos que se alimentaban del material en suspensión y del sustrato, adaptables a condiciones de moderado a alto régimen de flujo (c.f., Hansen y MacEachern, 2008; Buatois et al., 2012; Angulo y Buatois, 2012).

Figura 7 Figura 7 Fotografías que muestran las características sedimentológicas e icnológicas de: a) areniscas con gradación normal, laminaciones paralelas y rizaduras asimétricas de las subfacies Al2.1; b) icnogenereos de Pl= Planolites sp., y Op= Ophiomorpha sp., en la subfacies Al2.1; c) areniscas con gradación normal, laminaciones paralelas y rizaduras de las subfacies AL2.2; d) icnogeneros de Cs= Comorhaphe sinuosa, Pt= Paleophycus tubularis y He= Helmenthopsis abeli en la subfacies AL2.2; e) intercalaciones de lutitas y areniscas de la subfacies Al3.1; f) areniscas con laminaciones paralelas y laminación convoluta de las sufacies AL3.2; g) icnogeneros de Pt= Paleophycus tubularis y Cs= Cosmohaphe sinuosa en la subfacies AL3.2; h) limolitas masivas interestratificadas con paleosuelos de las facies L1.

Subfacies AL2.2: Arenisca lutítica con gradación normal, laminaciones paralelas, rizaduras e icnofósiles profundos. La subfacies AL2.2 se caracteriza por una intercalación de estratos de arenisca y lutita en proporciones de 65–45 %. Los estratos de arenisca son de grano grueso a fino con estratificación mediana y geometría tabular, con contactos erosivos o concordantes. La gradación normal, laminación paralela en grupos de 5 a 7 cm, rizaduras asimétricas con longitudes de onda de 13 a 17 cm y una altura de 3 a 5 cm, y laminación convoluta son comunes en los estratos arenosos (Tc; Figura 7c). Los surcos de erosión, marcas de arrastre de partículas y estructuras de carga son frecuentes hacia la base de los estratos arenosos. Los niveles de lutita presentan espesores delgados, con laminación paralela en grupos de 0.3 a 0.5 cm. El IB es moderado (IB 3), conformado por los icnogeneros de Palaeophycus tubularis, Helmenthopsis abeli (?), Cosmorhaphe sinuosa . Megagrapton submontanum, distribuidos hacia la base de los estratos de arenisca y en la parte media y cima de los niveles de lutita (Figura 7d). Esta subfacies aflora en los perfiles de Tierras Blancas 1 y 2, y Gallineros, donde subyace de manera concordante a las subfacies A4.3, AL3.2 y sobreyace de manera erosiva a la facies AL1 y a las subfacies A4.3, AL2.2, AL3.2 (Figuras 5a y 5c). La subfacies AL2.2 se interpreta como el depósito de corrientes turbiditicas de alta densidad.

La facies AL3 se caracteriza por estratos delgados de arenisca intercalados con lutita. Los estratos arenosos pueden mostrar laminación paralela, rizaduras escalonadas, laminación convoluta y un IB que varía de ausente a moderado (IB 0.3). El conjunto icnofaunistico incluye trazas de Cosmorhaphe sinuosa, Palaeophycus tubularis . Desmograpton dertonensis, distribuidos hacia la base de los estratos de arenisca, y en la parte media y cima de los niveles de lutita. La facies AL3 se distribuye en los perfiles Tierras Blancas 1 y 2, Gallineros, Cerro Bola y Salaverna. Las variaciones sedimentológicas e icnológicas permiten dividir a la facies AL3 en dos subfacies.

Subfacies AL3.1: Arenisca lutítica con laminación paralela y estructuras de licuefacción. La subfacies AL3.1 se caracteriza por una alternancia de arenisca y lutita en una relación ∼45–55 %. Los estratos de areniscas de grano medio son delgados con geometría tabular, exhiben laminaciones paralelas en grupos de 3–5 cm, definidas por minerales oxidados. Las estructuras de disco y los volcanes de arena con diámetros de 4 cm, son comunes, y están conformados por pequeños diques de arenas gruesas con longitudes de 3 a 4cm de longitud (Figura 7e). La lutita muestra estratos delgados con laminación paralela en grupos de 0.3 a 1 cm. La subfacies AL3.1 se distribuye en los perfiles Tierras Blancas 1 y 2, y Gallineros, donde sobreyace en forma erosiva a la subfacies A4.1 y subyace concordantemente a las facies A2 (Figura 7c). Esta facies se interpreta como un deposito relacionado con la segregación grano a grano favorecido por las diferencias de densidades entre los granos que viajan en suspensión y, depositados en áreas cercanas a la interface agua-sedimento- aire, con procesos de subsidencia continua (cf., Owen, 2003).

Subfacies AL3.2: Arenisca lutítica con laminación paralela, rizaduras escalonadas y/o laminación convoluta. La subfacies AL3.2 está constituida por alternancias de arenisca y lutita en relaciones promedio de 45–55 %. Los estratos de arenisca son de grano fino a medio con desarrollo de laminaciones paralelas, rizaduras asimétricas con línea de cresta sinuosa, rizaduras escalonadas y laminación convoluta, y ocasionalmente estratificación cruzada del tipo tangencial. Los surcos de erosión y estructuras de carga son comunes hacia la base de estos estratos (Figura 7f). Los niveles de lutitas son delgados a medianos con laminaciones paralelas. El IB varia de moderado a común (IB 3–4), y está representado por los icnogeneros Desmograpton dertonensis, Cosmorhaphe sinuosa . Palaeophycus tubularis, distribuidos hacia la base de los estratos de arenisca, y en la parte media y la cima de los niveles de lutita (Figura 7g). La subfacies AL3.2 se distribuye en los afloramientos Tierras Blancas 1 y 2, y Gallineros, donde subyace y sobreyace de manera concordante a las facies AL2.2 y FL2 (Figuras 5a y 5c). La subfacies AL3.2 representa un depósito de corrientes turbiditicas de baja densidad o corrientes de fondo en áreas confinadas o donde se pierde la presión de confinamiento (cf., Pickering y Hiscott, 2016). Los fósiles traza están relacionados con organismos que se alimentaban del material en suspensión y del sustrato, y que posiblemente eran generadores de nichos (cf., Zhang et al., 2008; Heard y Pickering, 2008; Pickering y Hiscott, 2016).

La facies L1 está representada por limolitas masivas interestratificadas con paleosuelos constituidos por material fino de color blanco no diferenciado (Figura 7h). La facies L1 se distribuye en los afloramientos Tierras Blancas 1 y Salaverna, donde subyace de manera concordante a las facies A1 y L2, y sobreyace discordantemente a la subfacies AL2.2 (Figura 6b). La facies L1 representa un depósito de suspensión por la segregación grano a grano dentro de la interface agua-aire-sedimento con largos periodos de exposición subaerea (cf., Wright et al., 1990).

La facies L2 está constituida por intercalaciones de lutita laminada con estratos de arenisca de grano medio a muy fino con morfología tabular y ondulada. Las laminaciones paralelas de régimen de flujo superior y las rizaduras asimétricas con línea de cresta sinuosa son comunes en los niveles arenosos (Figura 8a). Esta facies se distribuye en los perfiles Tierras Blancas 1 y 2, Gallineros, Cerro Bola y Salaverna, donde sobreyace y subyace de manera concordante a las subfacies AL2.2 y AL3.2 (Figuras 5a y 5c). La facies L2 representa un depósito asociado con la disminución paulatina de un régimen de flujo crítico a subcritico, que favorece la segregación grano a grano del material transportado en suspensión.

Figura 8 Figura 8 Fotografías que muestran las características sedimentológicas de la facies de areniscas y lutitas con estratos contorneados (CAO): a) laminación convoluta con eje de pliegue vertical; b) y c) estratos contorneados con ejes de pliegue subverticales y verticales, respectivamente; d) estratificación convoluta a gran escala caracterizada por ejes de pliegues verticales; e) y f) bloques exóticos de las facies A3, A2.

La asociación de facies (AF) 1 está constituida por las facies A1, A3, L2 y las subfacies AL2.1, y AL3.1, dispuestas en sucesiones grano y estrato crecientes con morfologías tabulares y continuas (Figura 9a). El IB varia de ausente a poco común (IB 0–2), con un ensamble icnofaunistico conformado por los icnogeneros de Skolithos sp., Thalassinoides sp., Planolites sp. Y Palaeophycus sp. El espesor estratigráfico de la AF1 es de ∼9 m, sobreyace y subyace concordantemente a la AF3 y a la AF4, respectivamente, en los perfiles Salaverna y Tierras Blancas I y 2. La AF1 se interpreta como depósitos proximales de frente deltaico influenciado/dominado por ríos (Figura 9a). La asociación de estructuras sedimentarias sugiere fluctuaciones en la turbulencia, favorecidas por procesos hiperpicnales derivados de los montículos rivereños, que hacen inestables el frente deltaico (e.g., gradación inversa y normal; Plink-Bjorklund y Steel, 2004). Los esporádicos procesos de mezcla entre los procesos fluviales, de tormentas y oleaje en la zona del frente deltaico, están registrados por la presencia de rizaduras simétricas y laminación cruzada, mientras las fallas sinsedimentarias del tipo normal indican procesos de subsidencia continua (cf., Bhattacharya y Davies, 2001). Los bajos IB y las trazas fósiles indican periodos de sedimentación en condiciones de alta energía altamente estresantes. El ensamble icnofaunistico es característico de organismos que se alimentan del depósito en condiciones altamente estresantes dentro de un régimen de alta energía, tales como los sistemas de frente deltaico influenciados/dominados por ríos, situándola dentro de la Icnofacies de Cruziana en su expresión proximal a media (Figura 10a).

Figura 9 Figura 9 Perfiles sedimentologicos y modelo de depósito que detallan las características de las asociaciones de facies dentro de un sistema de línea de costa deltaica: a) depósitos de frente deltaico influenciado por ríos de la AF 1; b) depósitos de frente deltaico influenciado por oleaje de la AF2; c) depósitos de sistemas de montes de barras distributarias de la AF3; d) depósitos de prodelta de la AF4. Diagramas de roseta que muestran las direcciones de paleocorrientes de los diferentes subambientes de línea de costa de tipo deltaica: i) marcas de arrastre de partículas; ii) rizaduras; iii) surcos de erosión y iv) estratificación cruzada de tipo hummocky. IB denota el Índice de Bioturbación. Lu: lutita, Li: limolita, Af: arenisca de grano fino, Am: arenisca de grano medio, Ag: arenisca de grano grueso, Amg: arenisca de grano muy grueso. Explicación de la simbología en la Figura 3.

Figura 10 Figura 10 Modelos paleo ecológicos y paleo ambientales de la relación de los fósiles traza con el sustrato en los subambientes de: a) frente deltaico influenciado por ríos de la AF1; b) frente deltaico influenciado por oleaje de la AF2; y c) depósitos de montes de barras distributarias de la AF3 y sistemas de prodelta de la AF4.

La AF2 está conformada por las facies A1 y A2 y la subfacies AL2.1, dispuestas en sucesiones grano y estrato crecientes que se acunan lateralmente. El IB varia de ausente a común (IB 0–4; Figura 10b), representado por los icnogeneros de Thalassinoides sp., Palaeophycus sp., Planolites sp., Ophiomorpha sp., Skolitos sp., Chondrites sp., con longitud que varía de 2 a 4 cm, y moderada diversidad. El espesor estratigráfico de la AF2 es de ∼11 m, sobreyace de manera erosiva a la AF3 y AF2, y subyace concordantemente a la AF1 y AF2. Esta asociación de facies se interpreta como depósitos de frente deltaico influenciado/dominado por oleaje o tormentas en posición del rompiente del oleaje (shoreface) inferior-medio, dentro de una línea de costa deltaica (e.g., Gani et al., 2008; Ocampo-Díaz, 2011; 2012; Figura 10b). Las características sedimentológicas de la AF2 sugieren procesos de inundación por flujos hiperpicnales que desarrollaron plumas flotantes post-tormentas y corrientes turbiditicas de baja densidad, las cuales favorecieron el desarrollo de rizaduras simétricas, estratificación cruzada de tipo hummocky y swaley, y el depósito de lodos carentes de bioturbación. El ensamble incnofaunistico sitúa a la AF2 dentro de la Icnofacies de Cruziana en su expresión distal y Skolithos en su expresión proximal. Las variaciones del IB y en la diversidad de las trazas, indican que la intensidad del oleaje favoreció un mayor aporte de oxígeno y nutrientes, controlando la salinidad, temperatura y turbidez del agua, permitiendo el desarrollo de trazas más grandes y mayor diversidad de icnogeneros. La ausencia de bioturbación está relacionada con el desarrollo de flujos hiperpicnales e hipopicnales, que favorecen condiciones altamente estresantes (e.g., Hansen y MacEachern, 2008; Buatois et al., 2012).

La asociación de facies AF3 está compuesta por las facies A3 y las subfacies A4.1, AL2.1 y AL3.1, dispuestas en sucesiones grano y estrato decrecientes con morfologías lenticulares. El IB varia de ausente a bajo (IB 0–2), conformado por las trazas de Thalassinoides sp., Planolites sp. Y Chondrites sp, que exhiben formas simples, subcilindricas, constituidas frecuentemente por un brazo y esporádicamente ramificadas; de pequeña escala (longitud ∼0.3−0.7 cm; diámetro ∼0.3−0.5 cm; e.g., Planolites sp.). El espesor estratigráfico de la AF3 es de ∼10 m, sobreyace de manera concordante a la AF2 y a la AF5, y subyace de la misma forma a la AF2. La AF 3 se interpreta como depósitos de montes de barras distributarias en un sistema deltaico influenciado/dominado por ríos/oleaje dentro de una línea de costa deltaica (Figura 9c). La AF3 está relacionada con periodos de inundación, decaimiento del sedimento transportado por plumas hipopicnales y el abandono temporal de los montes de barras (e.g., presencia de lodos entrampados). Las características morfológicas del ensamble icnofaunistico sitúan a la AF3 en la icnofacies de Cruziana bajo condiciones estresantes como lo indican la baja diversidad de icnogeneros y trazas (e.g., Hansen y MacEachern, 2008; Buatois et al., 2012).

La AF4 está constituida por las facies A1, L1 y L2 dispuestas en sucesiones grano y estrato crecientes, con geometrías tabulares El IB varia de moderado a abundante (IB 3–4; Figura 9d), conformado por los icnogeneros de Planolites sp., Chondrites sp., Palaeophycus sp., Planolites sp., y Thalassinoides sp. El espesor estratigráfico de la AF4 es de ∼11 m, subyace y sobreyace concordantemente a la AF2, aflorando en los perfiles Salaverna, Tierras Blancas 1 y 2. La AF4 se interpreta como depósitos de prodelta en posición de mar abierto (offshore), dentro de una línea de costa deltaica. El predominio de facies lodosas representa el depósito del material fino derivado de plumas flotantes de tipo hipopicnales, concentradas en lodos dentro del piso de la cuenca, depositados dentro del prodelta o mar abierto (offshore) (e.g., Allison et al., 2000). La incursión de las plumas flotantes hacia la cuenca favorece la disminución de nutrientes y cantidad de oxígeno disuelto en el agua, y modifican la salinidad del agua marina, desarrollando trazas pequeñas y poca diversidad de icnogeneros. El ensamble icnofaunistico de la AF4 le sitúan dentro de la Icnofacies de Cruziana en su expresión media a distal con características estresantes.

La AF5 está constituida por las facies Cg, L3 y por las subfacies A4.2, A4.3, A.4, A4.5, AL2.2, dispuestas en sucesiones grano y estrato decrecientes, comúnmente amalgamados con morfología lenticular y bases erosivas con geometrías cóncavas hacia la cima (Figura 11a). El IB varia de ausente a moderado (IB 0−3), y está representado por los icnogeneros de Palaeophycus sp., Palaeophycus tubularis, Cosmorhaphe sinuosa . Scolicia strozzii. Las trazas son pequeñas a medianas (longitud 3–12 cm; diámetro: 0.2−0.5 cm), con morfologías horizontales, inclinadas, curvas, rectas, no ramificadas con esporádico relleno de material de arenas medias a finas, con baja a moderada diversidad icnofaunistica. El espesor estratigráfico de la AF5 es de ∼10 m, subyace concordantemente a la AF7 y AF8, y sobreyace de manera erosiva a la AF8, aflorando en las localidades Tierras Blancas 2, Gallineros y Cerro Bola. La AF5 representa depósitos de elementos de relleno de canal submarino de tipo mixto (s.s., Mutti y Normark, 1987), desarrollados por corrientes turbiditicas de alta y baja densidad. Las características icnológicas de la AF5 reflejan cambios constantes en el régimen de sedimentación y en las condiciones de energía del sistema de depósito, muy similares con aquellas documentadas en canales submarinos de tipo mixto (cf., Heard y Pickering, 2008; Pickering y Hiscott, 2016; Figura 12a).

Figura 11 Figura 11 Perfiles sedimentologicos-estratigráficos que detallan las características sedimentológicas e icnológicas de: a) canal submarino de tipo mixto de la AF 5; b) canal submarino de tipo deposicional de la AF 6; c) canal abandonado o desborde canal de la AF 7; d) transición lóbulo-canal de la AF 8; e) lóbulo deposicional de la AF 9; y f) ubicación del CTM de tipo II. Diagramas de roseta de muestras las direcciones de paleocorrientes de los diferentes sistemas profundos en la región de Concepción del Oro: i) marcas de arrastre de partículas; ii) rizaduras; iii) surcos de erosión; y iv) dirección de transporte de los complejos de transporte en masas de tipo II.

Figura 12 Figura 12 Modelos paleo ecológicos y paleo ambientales de la relación de los fósiles traza con el sustrato en los subambientes de: a) canal submarino de tipo mixto de la AF 5; b) canal submarino de depósito de la AF 6; c) sistemas de canal abandonado o desborde de canal de la AF 7; d) transición lóbulo-canal de la AF 8; y e) lóbulo de depósito de la AF 9. Ch: Chondrites, Cs: Cosmhoraphe sinuosa, Ha: Helminthopsis abeli, Ms: Megagrapton submontanum, Pa: Palaeophycus, Pl: Planolites, Pt: Palaeophycus tubularis, Sg: Strobilorhaphe glandifer, Ss: Scolicia stronzzi, Zo: Zoophycus.

La AF6 está constituida por las subfacies A4.1, A4.4 y AL2.2, dispuestas en sucesiones grano y estrato decreciente, con morfologías lenticulares y bases erosivas que crean superficies irregulares y geometrías cóncavas hacia la cima (Figura 11b). El IB varia de ausente a escaso (IB 0−2), con baja diversidad de icnoespecies, representado por los incogeneros de Palaeophycus tubularis, Chondrites sp. Y Megagrapton submontanum. El tamaño de las trazas varia de pequeño a medio (longitud: 5−15 cm; diámetro: 0.5−1 cm), con formas ramificadas y no ramificadas, horizontales, inclinadas y meandricas. La AF6 aflora en los perfiles Tierras Blancas 1 y 2, Gallineros y Cerro Bola, con un espesor estratigráfico de ∼5m, donde subyace concordantemente a las AF7 y AF8, y sobreyace de manera erosiva a la AF7. La AF6 se interpreta como depósitos de elementos de relleno de canal submarino de depósito (cf., Mutti y Normark, 1987; Figura 11b), donde el transporte de sedimentos ocurrió por corrientes turbiditicas de alta y baja densidad. El bajo IB y la escasa diversidad de icnoespecies está relacionada con ensambles de icnofosiles postdeposito desarrollados dentro de regímenes de moderada a alta sedimentación (Figura 12b), situándola dentro de la Icnofacies de Cruziana en su expresión distal y de Zoophycus en su expresión arquetípica (Figura 12b).

La AF7 está conformada por las subfacies A4.1, A4.2 y AL3.2, dispuestas en sucesiones grano y estrato decrecientes, con morfologías tabulares que se acunan lateralmente. El IB varia de ausente a moderado (IB 0−3), conformado por los icnogeneros de Chondrites sp., Palaeophycus sp., Planolites sp. Y Scoliccia strozzii, que desarrollan trazas pequeñas a medianas (longitud: 1−7 cm; diámetro: 0.2−1 cm) y moderada diversidad, con morfologías horizontales, ocasionalmente verticales e inclinadas de forma subcilindrica, predominantemente no ramificadas, con relleno de arenas medias a finas (Figura 12c). El espesor estratigráfico de la AF7 es de ∼8 m, subyace erosiva y concordantemente a las AF5, AF6 y AF8, y sobreyace concordantemente a las AF5 y AF6, aflorando en los perfiles Tierras Blancas 1 y 2, Gallineros y Cerro Bola. La AF7 representa depósitos de canales submarinos abandonados y desborde de canal (cf., Mutti y Normark, 1987), ocurridos por menguantes corrientes turbiditicas de baja densidad y baja concentración, que fueron transportadas, posiblemente, dentro de canales no confinados, sugerido por la presencia de turbiditas “CCC” (cf., Posamentier y Walker, 2006). El ensamble icnofaunistico sitúa a la AF7 dentro de la Icnofacies de Cruziana en su expresión distal y de Zoophycus en su expresión proximal (Figuras 11c y 12c).

La AF8 está constituida por las facies A7, A8, AL2 y AL3, que ocurren en sucesiones amalgamadas, dispuestas caóticamente, con morfología tabular que se acunan lateralmente. El IB varia de ausente a escaso, conformado por los icnogeneros de Palaeophycus tubularis, Palaeophycus sp., Chondrites sp., Scolicia strozzii y Megagrapton submontanum (Figura 11d). Las trazas son pequeñas a medianas (longitud: 2-17 cm; diámetro: 0.2−1 cm), con formas horizontales, verticales, ramificadas con relleno esporádico de material del tamaño de las arenas medias a finas, situadas hacia la base y parte media de los niveles arenosos y en la interface lodos-arenas (Figura 12d). La AF8 muestra un espesor estratigráfico de ∼10 m, subyace concordantemente a las AF7 y AF9 y sobreyace de la misma forma a las AF7 y AF8; aflora en los perfiles Gallineros, Tierras Blancas 1 y 2, y Cerro Bola. La AF8 se interpreta como depósitos de la transición lóbulo-canal (cf., Mutti y Normark, 1987), causados por corrientes turbiditicas de alta densidad y alta concentración dentro de un sistema confinado, con posibles variaciones en el Angulo de la pendiente, por lo cual experimentan un brinco hidráulico, favoreciendo con ello el incremento de la turbulencia. El ensamble incofaunistico está relacionado con organismos que habitan en condiciones de alta energía, donde los cambios de oxigenación, salinidad y nutrientes propician la poca diversidad de trazas y cambios en el IB, situándola dentro de la Icnofacies de Cruziana en su expresión distal y Zoophycus en su expresión arquetípica (Figuras 11d y 12d).

La AF9 está conformada por las facies A7, A8, A9, AL1, AL2, AL3 y L3, dispuestas en sucesiones grano y estrato crecientes con desarrollo de ciclos de compensación, con geometrías tabulares que ocasionalmente se acunan lateralmente. El IB varia de común a abundante (IB 2−5; Figura 11e), representado por los icnogeneros de Zoophycus sp., Scolicia strozzii, Strobilorhaphe glandifer, Cosmorhaphe sinuosa, Helminthopsis abeli (?) y Megagrapton submontanum. Las trazas muestran una gran diversidad, con tamaños que varían de medianos a grandes (longitud: 5−17 cm; diámetro: 0.5−1.5 cm), situadas en la interface lutitas-areniscas, y hacia la base y parte media de los estratos arenosos; con formas verticales, inclinadas, enrolladas, ramificadas y meandricas, con esporádico relleno de arenas medias a finas. El espesor estratigráfico de la AF9 es de ∼13 m, subyace de forma concordante a la AF7 y sobreyace de la misma manera a las AF7 y AF8. La AF9 se interpreta como depósitos de lóbulo de depósito (cf., Mutti y Normark, 1987), desarrollados por corrientes turbiditicas de alta y baja densidad, así como corrientes de fondo, donde la inestabilidad de las corrientes turbiditicas y las variaciones en la morfología de la cuenca, favorecen el apilamiento vertical de estas sucesiones (cf., Mutti y Ricci-Lucchi, 1972; Mutti y Normak, 1987; Anderton, 1995). El ensamble icnofaunistico refleja condiciones fisicoquímicas equilibradas, asociadas con escenarios de depósito estables de las corrientes turbiditicas y corrientes de fondo, que posibilitan el desarrollo de comunidades colonizadoras, situándola dentro de la icnofacies de Cruziana en su expresión distal y de Zoophycus en su expresión arquetípica (Figuras 11e y 12e).

a AF10 está constituida por la facies CAO, dispuesta contornadamente que incluyen facies de aguas someras y de aguas profundas (e.g., A2 y A3). El espesor estratigráfico de la AF10 varia de ∼250 m a ∼400 m, sobreyace discordantemente a la AF7 y subyace concordantemente a las lutitas de la Formación Parras. La AF10 se interpreta como el depósito de un complejo de transporte de masas del tipo II (CTM del tipo II) ocurrido por medio de deslizamientos rotacionales o slumps derivados de la plataforma (cf., Stow et al., 1996; Pickering y Corregidor, 2005; Pickering y Hiscott, 2016; Figura 11e).

El marco paleo geográfico del centro y norte de México durante el Turoniano medio a tardío, fue controlado por la acreción del terreno Guerrero desarrollado sobre la “placa Guerrero” (s. Boschman et al., 2018), favorecida por la subducción hacia el este de la placa de Farallon contra el núcleo de México (Figura 13). El proceso de acreción propicio el desarrollo de un cinturón orogénico y de cuencas de antepais en la región de la Mesa Central (Lawton et al., 2016; Martini et al., 2016; Ocampo-Díaz et al., 2016a, 2016b; Fitz-Diaz et al., 2018), favoreciendo cambios en los patrones de sedimentación de ambientes profundos, relacionados con calciturbiditas de la Formación Indidura, hacia depósitos marino-marginales de tipo línea de costa deltaica (Figura 14a). El incremento topográfico del cinturón orogénico favoreció el desarrollo de una flexura y subsidencia moderada en la cuenca y con ello el depósito y aporte de sedimentos clásticos derivados del oeste (e.g., arcos Nazas y Alisitos, y terreno Guerrero; Lawton et al., 2016; Ocampo-Díaz et al., 2016a). El aporte continuo, por sistemas fluviales, de sedimentos derivados de la cuna orogénica e intensificados por el régimen de subsidencia y los procesos intracuenca, tales como el oleaje, desarrollaron plumas hipopicnales y flujos mesopicnales, que favorecieron el desarrollo de sistemas deltaicos controlados/ influenciados por ríos dentro de una línea de costa de tipo deltaica. Las direcciones de paleocorrientes en los depósitos de frente deltaico marcan una dirección de transporte hacia el ∼NE30° (surcos de erosión; Figura 9), con patrones de dispersión que varían del ∼NW10° al NE60° (estructuras de arrastre de partículas; Figura 9), mientras que los depósitos de montes de barras distributarias, presentan direcciones propagación de sedimentos con tendencias preferenciales hacia el NW20° al NE80° (Figura 9).

El continuo aporte de sedimentos durante el estadio de sedimentación 2 (ES2), propicio la mayor generación de plumas hipopicnales y mesopicnales, definiendo completamente la línea de costa de tipo deltaica controlada/influencia por ríos. Durante este tiempo, los procesos alicíclicos (e.g., oleaje y mareas) fueron muy bajos en relación con los auto cíclicos (e.g., dimensión de los canales y aporte de sedimentos), desarrollándose la progradación de los frentes deltaicos y montes de barras distributarias en posición del rompiente del oleaje (shoreface) y del prodelta en posición del mar abierto (offshore) hacia la parte central de la cuenca (Figura 14b). Las direcciones de paleocorrientes indican que la progradación del frente deltaico se desarrolló hacia el NE30° (surcos de erosión; Figura 9), mientras que la acumulación de sedimento derivados de los montes de barras distributarias se efectuaron de manera oblicua a los canales con una dirección hacia el NE85° (laminación cruzada por la migración de rizaduras de corriente; Figura 9).

La continua progradación de los frentes deltaicos y prodeltas favorecieron el relleno de la cuenca y redujeron el espacio para el acomodo de los sedimentos, influyendo en la morfología de la cuenca y propiciando un mayor control de los procesos alicíclicos (e.g., oleaje). El control del oleaje y la falta de espacio para la de acumulación de sedimentos en la cuenca favorecieron la agravación del sedimento transportado por flujos mesopicnales hacia la línea de costa. Esta línea de costa de tipo deltaica influenciada/controlada por oleaje desarrollo frentes deltaicos influenciados/controlados por oleaje en posición del rompiente del oleaje (shoreface) y prodelta en posición del mar abierto (offshore) (Figura 14c). Durante este estadio de sedimentación, los procesos alicíclicos asociados con el tectonismo (e.g., crecimiento del cinturón orogénico), pudieron ser estables, lo cual estaría relacionado con poco aporte de sedimento, que favoreció la estabilidad de relleno de la cuenca y el predominio de los procesos intracuenca auto cíclico (e.g., oleaje y poco dominio fluvial). Los datos de paleocorrientes colectados en estratificación cruzada de tipo hummocky en los depósitos del frente deltaico, indican direcciones de oleaje hacia el SW20° - NW30° (Figura 9), definiendo una paleo línea de costa posiblemente con dirección hacia el NW20°-SE20°, mientras que las direcciones obtenidas en surcos de erosión en los mismos sistemas indican direcciones preferenciales hacia el NE 45°, lo que se interpreta como la dirección de la propagación de las plumas mesopicnales e hipopicnales que desarrollaron los sistemas de prodelta.

El estadio de sedimentación 4 (ES4) involucra la progradación de los sistemas de línea de costa deltaica a sistemas marinos profundos (complejos de canales, lóbulos de depósito y desborde de canal). Durante este tiempo dominaron los procesos alicíclicos y auto cíclicos relacionados con el tectonismo, posiblemente debido a un mayor levantamiento del cinturón orogénico (Ocampo-Díaz et al., 2016a), lo cual implico mayor aporte de material clástico y la generación de canales con mayor dimensión. El crecimiento y avance del cinturón orogénico pudo haber provocado la migración de la flexura de la cuenca hacia el núcleo de México y haber generado mayor espacio de acomodamiento para el material transportado por flujos hiperpicnales y/o corrientes turbiditicas de alta y baja densidad depositadas como complejos de canales, desborde de canal y lóbulos de depósito con características de abanicos submarinos, ricos en arenas y lodos. Los subambientes desarrollados durante el ES4 fueron canales de tipo mixto, desborde de canal confinados e incipiente desarrollo de sistemas de lóbulos de depósito (Figura 14d). El desarrollo incipiente de lóbulos sugiere un exceso de pendiente y la falta de espacio de acomodamiento dentro de la cuenca, resultando mayormente en sistemas de canal-desborde de canal confinado (cf., Posamentier y Walker, 2006). Las direcciones de paleocorrientes en los surcos de erosión relacionados con el depósito y relleno del canal indican direcciones de transporte de sedimentos hacia el SE 45-60° (Figura 11), mientras que las estructuras de arrastre y saltación de partículas, ligadas con el incipiente desarrollo de sistemas de lóbulo, marcan dispersión de los sedimentos del SE10° al SW40°. Estas direcciones de transporte de sedimentos son similares a las documentadas por Lawton et al. (2016), quienes proponen, con base en el análisis de circones detríticos de diferentes sucesiones del Cretácico Superior, un transporte de sedimentos axial al cinturón orogénico.

El incremento de los procesos alicíclicos extracuenca y auto cíclicos intracuenca favoreció al mayor desarrollo de subambientes profundos, característicos de abanicos submarinos ricos en arenas y lodos. Durante el desarrollo del estadio de sedimentación 5 (ES5), los procesos alicíclicos extracuenca fueron posiblemente controlados por la migración del cinturón orogénico (Figura 13), favoreciendo la migración y la flexura de la cuenca de antepais, la disminución de la pendiente y el mayor espacio para el acomodo del sedimento dentro de una antefosa de tipo simple (cf., Ricci-Lucchi, 1986; Figura 14d). El ES5 se caracteriza por tener sistemas ricos en arena, los cuales están representados por depósitos de canales de depósito, transición lóbulo-canal, desborde de canal no confinado y gruesas sucesiones de lóbulos de depósito. La presencia de la transición lóbulo-canal y de lóbulo, han sido documentados y relacionados en cuencas con mayor espacio de acomodo de sedimentos, en donde puede ocurrir la dispersión de las corrientes turbiditicas derivadas de los canales (transición lóbulo-canal) que son transportadas comúnmente hacia la cuenca, principalmente hacia la región del abanico medio, en donde es común el desarrollo de ciclos de compensación en los lóbulos (Mutti y Normark, 1987; Posamentier y Walker, 2006; Ocampo-Díaz y Guerrero-Suastegui, 2018; Figura 14d). Las direcciones de paleocorrientes en los surcos de erosión relacionados con los canales de tipo mixto, indican una dirección de transporte preferencial de sedimentos hacia el SE 45°, mientras que los lóbulos de depósito denotan un transporte principal hacia el SE, con dispersión de sedimentos del SW60° al SE45°, como lo indican las direcciones de rizaduras y estructuras de arrastre y saltación de partículas. Las características sedimentológicas y estratigráficas sugieren que, durante el ES5, la cuenca alcanzo nuevamente su equilibrio de relleno, dejando poco espacio de acomodo de sedimentos (Figura 11).

El estadio de sedimentación 6 (ES6) está relacionado con un predominio de procesos alicíclicos extracuenca y en menor proporcion intracuenca. El incremento de los procesos alicíclicos fue favorecido por la migración y crecimiento del cinturón orogénico (Fitz-Diaz et al., 2014). Este proceso de mayor actividad tectónica (crecimiento del cinturón orogénico) desarrollo una mayor pendiente y espacio de acomodo, donde se desarrollaron sistemas de canales erosivos, propiciando la inestabilidad de los depósitos de la línea de costa de tipo deltaica y su subsecuente remoción y transporte por CTM de tipo II (Figura 14e). Clark y Pickering (1996) sugieren que los canales erosivos evidencian procesos de acreción a lo que ellos denominan como acreción suave. Durante este tiempo, la acreción de tipo suave favoreció que la pendiente de la cuenca del SCAM se incrementara por la migración de la flexura hacia el núcleo de México, desarrollando canales erosivos hacia la cima de las sucesiones, sin el desarrollo de sistemas de lóbulo o de transición lóbulo-canal. El continuo incremento de la pendiente, sin el aporte de sedimentos, ocasiono la inestabilidad de los subambientes situados en los márgenes de la plataforma y, consecuentemente, la remoción y el transporte de masas del tipo II, y el deposito dentro de una antefosa “foredeep” (Figura 14e). Las direcciones de transporte de sedimentos obtenidas de los ejes de los pliegues sinsedimentarios indican que la dirección de transporte ocurrió hacia el NE80°, sugiriendo una paleopendiente hacia el SW80° (Figura 14e). El ES6 es consistente con edades reportadas para episodios tectonomagmaticos del cinturón orogénico que generaron depósitos dentro de la región del “forebulge” (Figura, 13; Martínez-Paco et al., 2011; Fitz-Diaz et al., 2012; 2014; Martínez-Paco, 2013; Martini et al., 2016; Velasco-Tapia et al., 2016; Juárez-Arriaga et al., 2017; Juárez- Arriaga et al., 2019), ocasionados por la subducción de la Placa de Farallon, posterior a los 85 Ma.