universidad “hermanos saÍz montes de oca ...redciencia.cu/geobiblio/paper/2010_tesis_tobas de la...
TRANSCRIPT
UNIVERSIDAD “HERMANOS SAÍZ MONTES DE OCA”
Facultad de Geología y Mecánica
Carrera de Geología
Las capas de tobas de la Formación Santa Clara (Maastrichtiano-Paleoceno) en
Cuba central y sus implicaciones para la geología regional.
Trabajo de diploma en opción al Título Académico de Ingeniero Geólogo
Autora: Yania Pedraza Rozón
Tutores (es): Dr. Jorge Luís Cobiella Reguera
Dra. Esther María Cruz Gámez
Ing. Claro Vázquez García
Pinar del Río
2010
“Año 52 de la Revolución”
Cumplimiento de la Resolución Rectoral 17/98
Los resultados que se exponen en el presente trabajo de Diploma se han alcanzado
como consecuencia del trabajo realizado por la autora y respaldada por la
Universidad “Hermanos Saíz Montes de Oca” de Pinar del Río, Cuba, por tanto, los
resultados en cuestión son propiedades de la autora y de la Universidad
respectivamente, y sólo ellos podrán hacer uso de los mismos en forma conjunta. Y
recibir los beneficios que se derivan de su utilización.
Especialmente
a mi madre (María)
A mi papá. A mi familia en Pinar, Carlos Rafael
(mi novio), Ángela, Carlos, Hortensia y Rafael.
A mis tutores, Cobiella, Claro y Esther.
Además a mis compañeros de estudios, en especial:
Marbelys, Elizabeth, Wilmer, Luís (Luiso),
María (Loly) y Wendy (Wendita).
“Aprende como si no pudieras llegar a la meta,
como si temieras perderte en el camino”
Confucio
Agradecimientos
A la Revolución Cubana por darnos la oportunidad de estudiar a todos los jóvenes de esta Patria.
A mi madre (María) por estar siempre a mi lado apoyando mis decisiones, dejarme ser quien
quiero ser, ayudándome a cumplir los objetivos que me trazo y preocupándose por mis
necesidades espirituales y materiales.
A mi novio Carlos Rafael por acompañarme y ayudarme todos estos años. A Ángela, Carlos,
Hortensia y Rafael por recibirme en su casa y en su corazón como una miembro más de la
familia.
Al los trabajadores de la Empresa Geominera del Centro, especialmente a Claro Vázquez, sin su
ayuda no se hubiese llevado a cabo este trabajo.
A las trabajadoras del CEIMPET, Silvita, Lourdes y Santa, fueron de de una inigualable ayuda.
A los profesores del departamento de Geología, que además de ser excelentes profesionales, son
también extraordinarias personas. En especial a mis tutores Jorge Luís Cobiella Reguera y Esther
María Cruz Gámez.
A mis compañeros de estudios Marbelys, Elizabeth, Roxana, Yaimeli, Danger, Ana Vivian,
Wilmer, Yondreys, Helio, Teófilo, María Loreto, Luís Domingos, Wendy y Cristian. También a
Nhan, Yusdany y Fernando que nos ayudaron en momentos difíciles con las materias.
De corazón a todas esas personas en Santa Clara que le brindaron una mano amiga a mi mamá,
cuando realmente lo necesitó.
A mi papá por darme la oportunidad de elegir mi propio camino.
Resumen
En el centro de Cuba se presentan una serie de unidades geológicas de edad
Maastrichtiano-Paleoceno e incluso más jóvenes que reportan tobas. Entre ellas se
encuentra la Formación Santa Clara (Maastrichtiano-Paleoceno), constituida por
intercalaciones de tobas, calizas y margas. En Loma Capiro la localidad tipo de esta
formación es donde se enmarca este trabajo. A partir de los resultados obtenidos se
propone una reconstrucción paleoambiental de la cuenca donde se depositó la
mencionada unidad litoestratigráfica. Los resultados de la investigación reportan que
las tobas son de composición ácida a media y su edad se extiende desde
Maastrichtiano (posiblemente desde la subbiozona de Planoglobulina acervulinoides,
cuya base comienza 5,7 millones de años antes del límite Cretácico/Paleógeno) hasta
el Daniano basal (probable subzonas P11 α- P1
1ª, que abarcan entre 6000 y 230 000
años después del límite Cretácico/Paleógeno). La cuenca se desarrolló en un ambiente
de fondo oxigenado, de aguas cálidas de salinidad normal. Las calizas son pueden ser
de origen pelágico y turbidítico y, junto con las margas se depositaron en aguas
profundas, por debajo del nivel de base de las olas. Las tobas son realmente
redepósitos de tefroides transportados por corrientes turbias. El límite
Cretácico/Paleógeno está representado por depósitos caóticos brechosos. La
presencia de tobas en la Formación Santa Clara así como en otras unidades
sincrónicas con ella (formaciones Cocos, Fomento y la parte baja de Vaquería), da idea
de la existencia de actividad volcánica ininterrumpida desde Maastrichtiano-Daniano
bajo, fenómeno solo reportado en la región central de Cuba.
Abstract
Some stratigraphic units containing tuffs, are present in several Maastrichtian-Danian
sections of central Cuba. Among these is the Santa Clara Formation, composed by
tuffs, limestone and marls. At Loma Capiro, Santa Clara City, two outcrops of this unit
are well exposed. This research records the findings of an stratigraphic and
sedimentological study at this place. The field work was supported by petrographic and
biostratigraphic researches. The Santa Clara Formation strata exposed at Loma Capiro
were accumulated in a tropical deep marine basin, with normal salinity and oxygenated
bottoms. Pelagic carbonate sedimentation (limestone and marls) represent the
sedimentary background, whereas carbonate turbidites sporadically arrived. Tuffaceous
beds represent no less than 75% of the thickness. Sedimentary structures and
microfosils in the tuffs point out that they are really reworked tefra, transported by
turbidity currents. A chaotic breccia, several meters thick, appears at the
Cretaceous/Paleogene contact level.
The tuffs in the Santa Clara Formation belong to a late Maastrichtian-Danian volcanic
activity only detected by pyroclastic beds in some basins of central Cuba.
Índice
Introducción....................................................................................................... 1
Capítulo 1. Características geográficas y económicas de Villa Clara. Historia de las investigaciones realizadas sobre los depósitos de la Formación Santa Clara ..................................................................................... 2
1.1. Características físico-geográficas y económicas de la región..............................2 1.1.1. Ubicación geográfica....................................................................................2 1.1.2. Relieve .........................................................................................................3 1.1.3. Hidrografía ...................................................................................................4 1.1.4. Clima............................................................................................................4 1.1.5. Flora y fauna ................................................................................................5 1.1.6. Vías de comunicación ..................................................................................5 1.1.7. Economía.....................................................................................................5
1.2. Historia de las investigaciones precedentes en las capas del Cretácico Superior (Maastrichtiano) al Paleógeno Inferior en Santa Clara y su entorno ............6
Capítulo 2. Geología regional y del área de estudio....................................... 9 2.1. Estratigrafía.......................................................................................................12 2.2. Tectónica ..........................................................................................................15
2.2.1. Paleomargen pasivo de América del Norte.................................................15 2.2.2. Cinturón ofiolítico septentrional ..................................................................15 2.2.3. Terrenos de arco volcánico Cretácico ........................................................15 2.2.4. Cinturón plegado y fallado..........................................................................16
2.3. Rocas magmáticas............................................................................................16 2.3.1. Cinturón ofiolítico septentrional ..................................................................16 2.3.2. Terrenos de arco volcánico Cretácico ........................................................17 2.3.3. Zona Cabaiguán.........................................................................................17
Capítulo 3. Metodología de la investigación ................................................. 18 3.1. Revisión bibliográfica de trabajos anteriores relacionados con el tema .............18 3.2. Trabajo de campo .............................................................................................18 3.3. Preparación de las muestras recogidas en el campo ........................................18
3.3.1. Estudio petrográfico y paleontológico de las muestras ...............................19 3.4. Procesamiento e interpretación de los datos obtenidos en la investigación.......19
Capitulo 4. Corte geológico de Loma Capiro................................................ 21 4.1. Descripción del corte de la Formación Santa Clara en las proximidades del “Monumento” (elevación 173.8m).............................................................................21
4.1.1. Caracterización de los puntos descritos en el campo .................................23 4.2. Descripción del corte de la Formación Santa Clara en la parte sur de “Dos Hermanas” (elevación 188.4m) ................................................................................28
4.2.1. Caracterización de los puntos descritos en el campo .................................30 4.4. Descripción de las rocas estudiadas en los itinerarios teniendo en cuenta la descripción petrográfica. ......................................................................................39 4.3. Bioestratigrafía..................................................................................................44
Capitulo 5. Interpretación de los resultados del estudio geológico en la localidad Loma Capiro de la Formación Santa Clara ............................... 49
5.1. Condiciones de acumulación de los sedimentos de la Formación Santa Clara ........................................................................................................................49
5.1.1. Perfil en el “Monumento” ............................................................................49 5.1.2. Perfil en “Dos Hermanas” ...........................................................................50
5.2. Comparación con secuencias de parecida edad y composición en Cuba central......................................................................................................................53
Conclusiones................................................................................................... 56
Recomendaciones........................................................................................... 58
Bibliografía....................................................................................................... 59
Anexos ............................................................................................................. 62
1
Introducción
Como es conocido por los estudiosos de las ciencias de la tierra, la geología del
territorio cubano es sumamente compleja, por ello se realiza el presente trabajo de
diploma, con el objetivo de esclarecer una parte de esta compleja geología en el
peculiar espacio de Cuba central. El objeto de estudio, la Formación Santa Clara
(Maastrichtiano-Paleoceno), presenta en sus litologías intercalaciones de tobas, calizas
y margas. Esto da idea de un evento magmático de similar edad que esta unidad
litoestratigráfica. La presencia de material volcánico explosivo de edad Maastrichtiano-
Daniano basal solo se reporta en la región central de nuestro país, por lo que su
estudio resulta de interés.
Diseño teórico de la investigación
Problema: Se necesita aumentar los conocimientos acerca de la edad, ambiente de
formación y composición de las tobas de la Formación Santa Clara de Cuba central,
para definir más claramente su papel en la geología regional del país.
Objeto: La Formación Santa Clara, en especial sus tobas.
Objetivo general: Contribuir al conocimiento de la evolución geológica de Cuba central
en el tránsito entre las eras Mesozoica y Cenozoica.
Objetivos específicos:
Partiendo de las texturas y estructuras de las tobas especular sobre la distancia de
la fuente volcánica y su mecanismo de deposición
Determinar por medio de las margas y las calizas con las que las tobas se
intercalan, el ambiente de sedimentación en la cuenca y la edad de las tobas.
Hipótesis: Las calizas y tobas de la Formación Santa Clara en el corte de Loma
Capiro contienen abundantes restos fósiles. Si se determina la edad de las tobas de la
Formación Santa Clara y el ambiente de sedimentación de las rocas que la
acompañan, entonces su estudio pudiera dar importante información para la
reconstrucción paleogeográfica de Cuba central.
2
Capítulo 1. Características geográficas y económicas de Villa Clara.
Historia de las investigaciones realizadas sobre los depósitos de la
Formación Santa Clara
El presente capítulo expone una imagen general de las características geográficas y
económicas de Santa Clara y áreas circundantes mediante una descripción de sus
principales rasgos. Además de dar una idea de los estudios realizados sobre la
Formación Santa Clara (Maastrichtiano-Paleoceno).
1.1. Características físico-geográficas y económicas de la región
1.1.1. Ubicación geográfica
El área estudiada se enmarca en Cuba central, provincia Villa Clara, al este de la
ciudad de Santa Clara. Específicamente la zona de estudio es la localidad tipo de la
Formación Santa Clara; objeto de estudio de este trabajo. Las coordenadas límites del
área se muestran en la Tabla 1.1, ocupando una superficie aproximada de 0,5 km2.
Tabla 1.1. Coordenadas límites del área.
La provincia Villa Clara limita al norte con el Océano Atlántico, al sur con las provincias
de Cienfuegos y Sancti Spíritus, al este y sudeste con Sancti Spíritus, al sudoeste con
Cienfuegos y al oeste con Matanzas. Representa el 7.4 por ciento del área total del
país y por su extensión ocupa el sexto lugar entre las 14 provincias del territorio
nacional (Anónimo, 2003).
Como se puede observar en la Figura 1.1 en la ciudad de Santa Clara la única
elevación presente es la Loma Capiro y es en esta donde se presenta la localidad tipo
de la Formación Santa Clara (Bronnimann y Pardo, 1954, en: Kantchev et al., 1978).
Coordenadas Lambert
X Y
1 609 000 786 900
2 609 000 787 400
3 608 000 786 900
4 608 000 787 400
3
Figura 1.1. Ubicación geográfica del área estudiada. La figura de la izquierda se sacó de
Encarta 2008 y las de la derecha de las planchetas El Gigante y Santa Clara (E_1: 25 000).
1.1.2. Relieve
La región central de Cuba se caracteriza por una estructura compleja con relieve muy
accidentado. En los alrededores de la ciudad de Santa Clara existen lomeríos bajos
que en conjunto se denominan Alturas de Cubanacán o de Santa Clara (Ramos-Sierra
et al., 1979); a las cuales pertenece la Loma Capiro. Estas alturas se constituyen por
colinas de suaves pendientes y cimas redondeadas, al sur de la ciudad se presentan
empinados cerros serpentiníticos del complejo ofiolítico, cortados por intrusiones
ígneas como Cerro Calvo y Pelo Malo (Hernández-Herrera, 2004).
La Loma Capiro consta de dos elevaciones alineadas en dirección E-W, en la parte
este se encuentra el punto más alto con una cota de 188.4 m de altura conocida por los
lugareños como “Dos Hermanas”. La otra elevación esta al oeste y es donde se
encuentra el monumento en conmemoración a la batalla de Santa Clara el 29 de
diciembre de 1958, con una altura de 173.8 m. En los alrededores de la Loma Capiro
generalmente el relieve es llano u ondulado (Oliva-Gutiérrez et al., 1989), teniendo en
cuenta la clasificación de las montanas cubanas (Díaz et al., 1986) está en el rango de
alturas medias. Esta ha sido utilizada como cantera por lo que parte de su relieve ha
4
sido alterado por la actividad antrópica. La disección vertical en la región presenta una
profundidad máxima de 100-200 m y una horizontal erosiva de una distancia promedio
entre los talwegsen de 750-1000 m (Oliva-Gutiérrez et al., 1989).
Desde el punto de vista geomorfológico la región próxima a la zona de estudio se
caracteriza por presentar llanuras denudativas erosivas, onduladas y ligeramente
onduladas de zócalo con alturas de 80-90 m y de 100-120 m (Oliva-Gutiérrez, et al.,
1989).
1.1.3. Hidrografía
La densidad de la red fluvial es de 1-1,5 km2, la divisoria del parte aguas central está al
sur de la ciudad de Santa Clara. El escurrimiento de la red fluvial es de 20-400 mm con
una variabilidad de 0,40 a 0.50 mm. La evapotranspiración es de unos 1000-1200 mm
anuales (Oliva-Gutiérrez, 1989).
Los ríos que fluyen por la región central en su mayoría son permanentes de poco
caudal y sus niveles varían mucho en el transcurso del año. Los principales ríos vierten
al norte y son: Agabama, Sagua La Grande (tiene 163 km de largo), Sagua la Chica y
Hanabanilla, entre otros. Sobre algunos de estos ríos se han construido embalses (La
Minerva, Alacranes), canales e hidroeléctricas. Ejemplo de esto lo son: Embalses
Agabama y Gramal construidos sobre el río Agabama, con una capacidad de 4.0 y 2.0
Hm3 respectivamente con el propósito de abastecer de agua a la ciudad de Santa Clara
(Anónimo, 2003).
La red fluvial que se desarrolla en las proximidades de la ciudad de Santa Clara nace
aproximadamente a 2,5 km al sur de los límites de la ciudad, se diseminan como una
red dendrítica escasa y se unen para formar las corrientes fluviales permanentes de
poco caudal que atraviesa la ciudad de sur a norte. Dentro de Santa Clara se sitúa al
oeste el río Bélico y al este el río Cubanicay, los cuales se unen antes de salir de la
ciudad y desembocan a 2,5 km de los límites de Santa Clara en la presa Arroyo
Grande, que esta al NW de la ciudad. Al norte de Loma Capiro a unos pocos metros se
origina una corriente intermitente que desemboca al NE de la elevación en una laguna.
1.1.4. Clima
El clima en general es tropical estacionalmente húmedo y se clasifica como llanuras y
alturas con humedecimiento estable, alta evaporación y altas temperaturas. Donde se
destaca en su eje central la manifestación de cierto rasgo continental. La precipitación
media anual es de 1500 mm aumentando de las llanuras a las zonas más elevadas
(Oliva-Gutiérrez, 1989).
5
Las variaciones más notables en la temperatura están asociadas a la zonalidad
altitudinal, oscilando la temperatura media anual en las llanuras de 22-26ºC y en las
zonas montañosas entre 16-20ºC, siendo en el período invernal menores de 16ºC en
las montañas y en la llanura en el verano mayores de 28ºC (Hernández-Herrera, 2004).
Según el anuario de Villa Clara (Anónimo, 2003), desde 1997-2002 las temperaturas
en la ciudad de Santa Clara se han comportado homogéneamente con mínimas de
18.7ºC y máximas de 30.5ºC, con temperaturas medias de 24ºC incrementándose en
los meses de verano. La humedad en Santa Clara sobrepasa el 80%, sus valores más
altos se alcanzan en las montañas disminuyendo hacia las zonas costeras.
Las precipitaciones aumentan de las costas hacia el interior, produciéndose mínimos
en las costas con valores inferiores a 800 mm y los mayores valores en el macizo de
Guamuhaya entre 1400-1800 mm anuales, variando en el periodo lluvioso entre
600 mm en la costa y 1400 mm en las partes mas altas y en periodo de pocas lluvias
entre 200-400 mm (Hernández-Herrera, 2004).
1.1.5. Flora y fauna
La vegetación predominante en la llanura es de pastos, cultivos agrícolas, sabanas
naturales e inotrópicas. Se conservan restos de matorral espinoso sobre serpentinita
(coabal) y hacia las alturas existen bosques secundarios semideciduos degradados por
la tala indiscriminada desde la colonia y en parte recuperados por la política de la
Revolución Cubana. Se presentan diferentes especies de reptiles como la culebrita
ciega, la lagartija verde, la lagartija de la hierba, el chipojo verde y el majacito de
vientre negro. Entre las aves se encuentra el cernícalo, la codorniz, el chichiguaco, el
sabanero y el vencejo de palma (Hernández-Herrera, 2004).
1.1.6. Vías de comunicación
Por la ciudad de Santa Clara pasan tres vías de comunicación de vital importancia para
el país: la carretera Central, la Autopista Nacional y la vía ferroviaria que va desde La
Habana a las provincias orientales. La ciudad está rodeada por una circunvalación que
facilita en gran medida el tráfico, tanto de vehículos pesados como ligeros.
La Loma Capiro es de fácil acceso dada su ubicación dentro de la ciudad, directamente
al sur limita con la vía férrea nacional, al NE con la Circunvalación y al NW con la
carretera a Camajuaní.
1.1.7. Economía
En la provincia de Villa Clara (Anuario, 2003) la mayoría de las empresas industriales
están adscriptas a seis ministerios industriales: en el Ministerio de la Industria Sidero
6
Mecánica se agrupan las empresas con actividades en las ramas Minería y Metalurgia
no Ferrosa y una importante proporción de las que clasifican en las ramas: Industria de
la Construcción de Maquinaria no eléctrica e Industria Electrónica; al Ministerio de la
Industria Básica se adscriben las empresas de las ramas: Industria Química y Papel y
la Celulosa; son administradas por el Ministerio de la Industria Ligera las empresas con
actividades en la Industria Textil, Industria de Confecciones y del Cuero; toda la
actividad azucarera está asignada institucionalmente al Ministerio del Azúcar
desarrollándola en la provincia 28 Complejos Agroindustriales Azucareros; las
empresas dedicadas a la pesca extractiva y al procesamiento industrial de los
productos del mar se subordinan al Ministerio de la Industria Pesquera y en el
Ministerio de la Industria Alimenticia se agrupa casi la totalidad de la rama Industria
Alimentaria, también pertenecen a este ministerio las empresas clasificadas en la
actividad de bebidas alcohólicas, vinos, cervezas, maltas y refrescos.
Las empresas cuya actividad fundamental la constituyen el proceso y tratamiento del
tabaco, así como fabricación de tabaco torcido y cigarrillos, están adscriptas al
Ministerio de la Agricultura.
La producción mercantil generada por las empresas industriales está formada por el
valor de los bienes terminados o semielaborados, y de los trabajos y servicios de
carácter industrial producidos según la actividad fundamental en la que clasifica
destinados a la venta, así como el valor de otras actividades secundarias que
desarrolla tales como Construcción y Montaje, y el Transporte.
1.2. Historia de las investigaciones precedentes en las capas del Cretácico
Superior (Maastrichtiano) al Paleógeno Inferior en Santa Clara y su entorno
Por su relación con el tema del trabajo de diploma, en este capítulo se incluye también
información sobre reportes de materiales tobáceos entre rocas del Paleógeno y el
Maastrichtiano en las provincias centrales.
Las primeras informaciones referentes a los depósitos del Paleógeno en la parte sur de
la antigua provincia de “Las Villas” aparecen en el informe inédito (Palmer, 1930, en
Kantchev et al., 1978). En este informe se afirma que el “Terciario” ocupa toda la región
oeste de Esperanza. Las primeras publicaciones fueron la de los geólogos de la
expedición holandesa de 1933 (Rutten, 1935, 1936; Thiadens, 1937, 1937, en:
Kantchev et al., 1978). Los mencionados autores ofrecen estudios paleontológicos
donde describen foraminíferos y determinan edades.
En los mapas geológicos de los autores más antiguos (Ruten, 1936, en: Kantchev et
al., 1978) las regiones de distribución de la Formación Santa Clara están coloreadas
como “Formación Habana”.
7
Los primeros datos referidos a las rocas del Paleógeno de la cuenca Cabaiguán
aparecen en las publicaciones de los geólogos holandeses (Rutten, 1936 y Thiadens,
1937, en: Kantchev et al., 1978). En los mapas geológicos de ambos autores, la mayor
parte de los sedimentos del Paleógeno de esta zona vienen señalados como
“Formación Habana” (Maastrichtiano). En el mapa geológico de (Rutten, 1936, en:
Kantchev et al., 1978) se reflejan partes de la cuenca Cabaiguán (la zona de Jíquima
de Peláez y al sureste de la misma) donde los depósitos del Paleógeno conjuntamente
con los del Cretácico se señalan como “Formación Habana” de edad Maastrichtiano.
En el mapa geológico (Thiadens, 1937, en: Kantchev et al., 1978) vienen señaladas
como “Terciario” solo algunas pequeñas áreas alrededor de la ciudad de Cabaiguán, al
norte de Sancti Spíritus y por la Carretera central al este de Sancti Spíritus, el autores
no mencionan el contenido fosilífero de los sedimentos.
En los años 1953, 1954, 1955 se continuaron estudios de los depósitos del Paleógeno
por los geólogos norteamericanos de la compañía petrolera del Golfo: Bronnimann,
Pardo, Wassall y Macauley, los cuales propusieron varias unidades litoestratigráficas
de esta región como la Formación Bijabo y Ferrer (Kantchev et al., 1978).
La Formación Santa Clara se menciona y describe por primera vez en (Bronnimann y
Pardo, 1954, en: Kantchev et al., 1978). Su homónimo geográfico es probablemente la
ciudad de Santa Clara, en los alrededores de la cual se señala su localidad tipo.
En el año 1969 comienzan los trabajos de la brigada búlgaro-cubana para el
levantamiento geológico de Las Villas a escala 1: 250 000, el que concluye en el año
1978 con la confección del informe final (Kantchev et al., 1978). Como resultado de
estos trabajos se hizo una reorganización de las unidades litoestratigráficas existentes
y se propusieron nuevas unidades, se fundamentaron datos bioestratigráficos
obtenidos, se explicó la tectónica de la región, así como se recomendaron
manifestaciones minerales metálicas y no metálicas.
Alexiev et al. (1971) detectaron en las secciones delgadas que describían para trabajos
de levantamiento (se refiere al levantamiento de Kantchev et al., desde 1969-1975),
tobas vitroclásticas intensamente alteradas, compuestas por zeolitas y como resultado
de ello se formó un grupo investigativo, por lo que se redacta el artículo “Sobre el
descubrimiento en Cuba central de rocas zeolitizadas de importancia industrial”.
En el informe de Kantchev et al. (1978) se describen de manera exhaustiva las
formaciones de la región central de Cuba, de esta forma se dividen las unidades de
edad Maastrichtiano-Paleoceno por cuencas, siendo de interés para este estudio: la
cuenca Santo Domingo, la cuenca Cienfuegos y la cuenca Cabaiguán.
Dentro de la cuenca Santo Domingo se mencionan tobas en las formaciones Santa
Clara y Cocos (equivalente lateral de la Formación Santa Clara). En el informe de
8
Kantchev et al. (1978) se dan sus litologías, se determina su edad de acuerdo al
contenido fosilífero que poseen sus rocas y se incorpora al mapa geológico de Cuba
central.
En el año 1985 se aprueba el informe “Búsqueda orientativa y detallada Tobas
Sigüaney”, donde por primera vez se describen tobas del Eoceno y se le atribuyen a
una actividad volcánica relacionada con el arco volcánico Paleógeno en Cuba oriental
(Espinosa et al., 1985).
Cobiella-Reguera (1988) presenta una caracterización del arco volcánico del
Paleógeno en oriente donde propone la edad de inició y receso del vulcanismo, estudia
la composición original del magma y propone una estructura zonal del arco. Además
reporta la presencia de rocas piroclásticas paleogénicas en la región central de Cuba
(Formación Falcón y Cocos) y en el occidente de Cuba (Formación Universidad).
Cobiella-Reguera (1997) propone una zonación estructurofacial para las rocas del
Paleoceno y Eoceno Medio en Cuba, ubicando a la Formación Santa Clara en la Zona
estructuro facial Cabaiguán. Esta zona se compone de una serie de cuencas cuyo
basamento son las rocas del arco volcánico Cretácico y las ofiolitas septentrionales. Se
resalta la disminución del contenido piroclástico hacia el NW del arco volcánico
Paleógeno del oriente de Cuba.
Iturralde-Vinent (1997) destaca la presencia de sedimentos piroclásticos intercalados
con material sedimentario puro en las provincias centrales e incluso en La Habana,
donde incluye a la Fornación Santa Clara en Villa Clara, Lesca en Camagüey y
Nazareno en La Habana.
Alegret et al. (2005) estudian evidencias estratigráficas, paleontológicas y
bioestratigráficas de la presencia del límite Cretácico/Paleógeno en las rocas de la
Formación Santa Clara, en el corte descrito por estos autores no se reporta la
presencia de tobas, describen solamente rocas sedimentarias.
9
Capítulo 2. Geología regional y del área de estudio
El archipiélago cubano desde el punto de vista geotectónico se encuentra en un límite
de placas (Cobiella-Reguera, 1984), formando parte del extremo meridional de la placa
de América del Norte y limitando al sur a través de la zona de falla Oriente con la placa
Caribe (Figura 2.1).
Figura 2.1. Principales estructuras geotectónicas en las que se enmarca Cuba (Cobiella-
Reguera, 2005).
Cuba presenta una geología muy compleja por lo que ha sido objeto de estudio de
numerosos investigadores a través de los años. Según Iturralde-Vinent (1997) y
Cobiella-Reguera (2000) y en el territorio nacional se definen dos pisos estructurales
principales, separados por una discordancia estructural en el Eoceno Medio. El piso
inferior, denominado zócalo por Cobiella-Reguera (2000) con edad desde el Jurásico
hasta el Eoceno, el cual a su vez se divide en el basamento precenozoico y el cinturón
plegado y fallado de edad Paleoceno-Eoceno (Cobiella-Reguera, 2000). El piso
estructural superior es la cubierta (neoautóctono, según Iturralde-Vinent, 1997), de
edad Eoceno Inferior o Medio hasta el Cuaternario, caracterizado por sedimentos
marinos, frecuentemente de aguas someras, con una tectónica generalmente poco
compleja (Cobiella-Reguera, 2000).
En Cuba central se definen de manera muy clara las rocas de los mencionados pisos,
el más difundido es el zócalo. En la Figura 2.2 se muestra la distribución del
basamento precenozoico, de sur a norte: el terreno metamórfico meridional (macizo
Escambray o Guamuhaya), el terreno de arco volcánico Cretácico (TAVK), el cinturón
ofiolítico septentrional (COS) y el paleomargen pasivo de América del Norte (PPAN)
(Cobiella-Reguera, 2000). Se ha determinado que el COS y el TAVK sobreyacen
tectónicamente al paleomargen (Hoja F17-7 Santa Clara, del Mapa Geológico 1: 250
000 de Cuba) (Pushcharovski, 1988), en tanto el terreno volcánico, descansa
estructuralmente sobre el macizo Guamuhaya.
10
Figura 2.2. Distribución de las rocas del zócalo en Cuba (Cobiella-Reguera, 2000).
El PPAN se divide en varias zonas estructuro-faciales (Cobiella-Reguera, 1984) o
unidades tectono-estratigráficas (UTE), que se disponen en bandas alargadas al norte
del país. En Cuba central, estas zonas están representadas por (mencionándolas de
norte a sur): la zona Cayo Coco, la zona Remedios, la zona Camajuaní y la zona
Placetas. Estas zonas representan cortes sedimentarios de aproximadamente la
misma edad pero depositados en distintas facies (Furrazola-Bermúdez y Gil-González,
1997; Iturralde-Vinent et al., 2008).
La zona Remedios contiene depósitos de un ambiente de aguas poco profundas
(Franco-Álvarez et al., 1994), con edades desde Aptiano-Maastrichtiano. En Camajuaní
se reportan depósitos de un ambiente de talud de aguas profundas (Franco-Álvarez et
al., 1994). El rango de edades de esta zona es del Tithoniano hasta el Maastrichtiano
Tardío.
La zona Placetas (la Formación Amaro representa el techo de la zona) contiene
depósitos de un ambiente de mar abierto, cerca del talud continental (Franco-Álvarez et
al., 1994). La edad de sus sedimentos varía del Tithoniano hasta capas del límite
Cretácico/Paleógeno (Cobiella-Reguera, 2000).
Sobre las rocas del margen continental de la plataforma de Bahamas-Florida (Iturralde-
Vinent, 1997) se depositaron desde el Paleoceno hasta el Eoceno Medio, localmente
Eoceno Tardío temprano, rocas características de cuencas de antepaís. Cobiella-
Reguera (1997) las describe como zona estructurofacial Sagua, la cual, debido a la
tectónica de escamas se extiende en bandas alargadas al norte de Cuba central, con
depósitos terrígenos, a menudo caóticos y abundantes clastos ofiolíticos.
11
El cinturón ofiolítico septentrional (COS) está compuesto por rocas efusivas, intrusivas
(ultrabásicas y básicas) y algunas sedimentarias. Estas rocas están muy tectonizadas.
Las ofiolitas se encuentran al sur de las rocas del paleomargen y las sobreyacen
tectónicamente. Se presentan como bandas alargadas y paralelas limitadas por fallas
de sobrecorrimientos. Los terrenos de arco volcánico Cretácico se encuentran
generalmente al sur de las ofiolitas aunque también pueden encontrarse en medio de
ellas, formando sombreros y ventanas tectónicas. Todos los contactos de los terrenos
de arco volcánico con los intrusivos ofiolíticos son tectónicos. Díaz de Villalvilla (1997)
separa estas rocas en complejo inferior y superior. El complejo inferior corresponde a
la primera etapa del arco con un rango de edad desde el Cretácico Inferior
(Neocomiano) hasta el Cretácico Superior (Turoniano), desarrollado en un ambiente de
mar profundo, localmente en aguas someras. El vulcanismo es de tipo central y areal,
subordinadamente fisural. La parte más baja del corte está representada (Formación
Los Pasos,) por un conjunto volcánico bimodal con predominio de rocas ácidas
asociadas con series toleíticas y calcoalcalinas de arcos de islas (Díaz de Villalvilla,
1997) las vulcanitas de formaciones que están por encima de Los Pasos tienen
composición básicas-medias (Formación Mataguá, Cabaiguán, Provincial, Seibabo y
Bruja). El complejo superior corresponde a la segunda etapa de desarrollo del arco,
refleja una mayor complejidad, con edad Cretácico Superior (Santoniano-Campaniano
principalmente). Éste se desarrolla en condiciones insulares desde submarinas de
poca profundidad hasta aéreas (Díaz de Villalvilla, 1997), existe una variación en
cuanto a la composición de estas rocas que van desde la serie calcoalcalina hasta la
calcoalcalina con incremento de potasio.
Rojas-Consuegra y Núñez-Cambra (1997) plantean la existencia en Cuba de
secuencias sedimentarias siliciclástico-carbonatadas de edad Campaniano Medio
Tardío a Maastrichtiano, que se formaron sobre los restos del arco volcánico Cretácico
extinto. Estas secuencias han sido denominadas de varias formas: cubierta del arco
volcánico Cretácico, cobertura sedimentaria platafórmica, cuencas superpuestas entre
otras; por diferentes investigadores (Kantchev et al., 1976; Pszczolkowski et al., 1987;
Iturralde-Vinent, Tschunev y Cabrera et al., 1981; Iturralde-Vinent, 1981, 1988, entre
otros, en: Rojas-Consuegra y Núñez-Cambra, 1997). Estos últimos autores definen que
estas rocas sedimentaron en una situación geodinámica propia de cuencas
superpuestas sobre un substrato deformado (rocas del TAVK) en movimiento (piggy
back basins). Vinculados a estos sedimentos se reconocen en la región central de
Cuba las formaciones Isabel, Cantabria, Arroyo Grande y Carlota (algunos autores
incluyen a la Formación Carlota en las rocas del TAVK, dada la presencia de lavas en
su litología (Kantchev et al., 1978). Kantchev et al. (1978) define estas cuencas
12
(Maastrichtiano-Eoceno Medio) como: cuenca Santo Domingo (formaciones Monos,
Guanaja, Esperanza, Santa Clara, Cocos y Ochoa), cuenca Cienfuegos (formaciones
San pedro, Cantabria, Vaquería), cuenca Cabaiguán (Lebrije, Isabel, Fomento,
Taguasco, Jucillo, Siguaney, Bijabo). El corte del Maastrichtiano concluye con
sedimentos de aguas profundas en algunas cuencas, representadas en la región
central por las formaciones Santa Clara y Vaquería (Rojas-Consuegra y Núñez-
Cambra, 1997). Iturralde-Vinent (1997) plantea que estas cuencas se desarrollaron
sobre los restos deformados de los arcos volcánicos del Cretácico, además de
presentarse sobre las ofiolitas septentrionales. En la zonación tectónica del Paleógeno
temprano de Cobiella-Reguera (1997) estas últimas unidades se consideran parte de la
zona Cabaiguán, caracterizada por depósitos de cuencas a cuestas. La zona
Cabaiguán se desarrolla sobre el arco volcánico Cretácico y las ofiolitas
septentrionales, presentando sedimentos terrígenos casi siempre flyschoidales,
volcanomícticos, En esta zona se pueden encontrar las formaciones Ochoa, Santa
Clara, Cocos, Taguasco y Bijabo (Cobiella-Reguera, 1997).
En la porción más meridional de Cuba central afloran las rocas del terreno
metamórfico, el cual se compone generalmente de rocas metamórficas mayormente de
origen sedimentario de edad Jurásico Inferior hasta el Cretácico Inferior (parte baja).
Estas rocas se presentan muy tectonizadas y en su límite norte tienen contactos por
fallas con las rocas del arco volcánico Cretácico.
La cubierta sedimentaria se observa al norte y noreste de la región en la zona más
cercana a la costa. Se caracteriza por no presentar deformaciones tectónicas
relevantes y por facies de aguas someras y continentales que yacen discordantes
sobre las rocas ya mencionadas del zócalo, con una edad que oscila entre el Eoceno
Medio y el Holoceno.
2.1. Estratigrafía
En el corte se observan dos pisos estructurales fundamentales, el zócalo y la cubierta
sedimentaria, en el área más próxima a la localidad de estudio el zócalo es su único
representante. El zócalo se divide en basamento Precenozoico y cinturón plegado y
fallado. Las rocas representantes de este piso inferior en la zona son: el paleomargen
pasivo de América del Norte, el arco volcánico Cretácico, las ofiolitas septentrionales,
pertenecientes al basamento precenozoico y la zona estructurofacial Cabaiguán y
Sagua del cinturón plegado y fallado (Cobiella-Reguera et al., 2010). Las rocas del arco
Cretácico, las ofiolitas y el paleomargen poseen una edad Cretácico Inferior al
Cretácico Superior están separadas entre sí por fallas de sobrecorrimientos,
mezclándose tectónicamente entre ellas (Cobiella-Reguera, 2009). La zona Sagua
13
yace estratigráficamente discordante sobre las rocas del PPAN, sus contactos con el
COS y el TAVK son siempre tectónicos. Mientras que la zona Cabaiguán está
discordante sobre el COS y el TAVK y en ningún caso contacta con el PPAN.
Figura 2.3. Sección del mapa geológico de Pushcharovski (1988) en los alrededores de
Santa Clara. Fm. Veloz (vz); Fm. Mataguá (mtg); Carmita (cm); Provincial (pv); Seibabo
(sbo); Bruja (br); Gp. Tasajera (ts); Gp. Perseverancia (ps); Fm. Amaro (am); Fm. Santa
Clara (stc); Fm. Cocos (cc); Fm. Ochoa (oc) Fm. Vega Alta (va); Fm. Yeras (ye); Fm.
Zurrapandilla (zr); Complejos metamóficos de edad no establecida (Mt); Rocas de la
asociación ofiolítica mesozoica (∂, ν).
Al norte en la Figura 2.3 afloran las rocas de la zona Placetas del paleomargen
(conjuntamente con la zona Sagua) representadas por Las formaciones Veloz
(Jurásico Superior-Cretácico Inferior, Albiano), Carmita (Cretácico Inferior-Superior,
Albiano-Cenomaniano) y Amaro (Cretácico Superior, Maastrichtiano), constituida por
brechas del Límite Cretácico-Paleógeno.
El cinturón ofiolítico septentrional (mesozoico) está representado en la zona por un
gran macizo acompañado de rocas intrusivas ultrabásicas (serpentinizadas en su
mayoría), que se distribuye en bandas alargadas mezcladas con las rocas del TAVK
(Pushcharovski, 1988).
14
Los terrenos de arco volcánico Cretácico se representan en la zona por las
formaciones que se relacionan a continuación. Los datos de las formaciones se
sacaron en su totalidad del mapa geológico de Pushcharovki (1988).
Fm. Mataguá: (Cretácico Inferior, Aptiano-Albiano). Representada por tobas, lavas
básicas-medias, calizas y rocas clásticas, basaltos, andesito-basaltos, brechas
tobáceas y calizas.
Fm. Provincial: (Cretácico Inferior-Superior, Albiano-Cenomaniano). Se compone
por calizas microcristalinas con intercalaciones de margas, calizas pseudoolíticas,
conglomerados calcáreos, areniscas, tobas y tufitas.
Fm. Seibabo: (Cretácico Superior, Cenomaniano). Representada por una
alternancia de calizas, tufitas, tobas, lavas básicas, silicitas y margas.
Fm. Bruja: (Cretácico Superior, Turoniano). Presenta andesitas, margas y tobas.
Grupo Tasajera (Cretácico Superior, Coniaciano-Campaniano). Engloba las
formaciones: Cotorro, Salvador, Maquey, Hilario, Palmarito, Minerva y Felipe. Posee
calizas, margas, areniscas, conglomerados, tobas, rocas clásticas y vulcanitas.
Fm. Carlota: (Cretácico Superior, Santoniano-Campaniano). Esta unidad contiene
tobas, margas, arcillas, vulcanitas medias-básicas y calizas arrecifales.
Existen una serie de formaciones en la zona que se encuentran discordantes sobre las
rocas del arco volcánico Cretácico y son reconocidas por algunos autores (Rojas-
Consuegra y Núñez-Cambra, 1997) como cobertura Campaniano-Maastrichtiana del
arco extinto, representadas por las formaciones del Grupo Perseverancia de la cuenca
Santo Domingo (Kantchev et al., 1978): Monos, Guanaja y Esperanza. Según Rojas-
Consuegra y Núñez-Cambra (1997) estas rocas se depositaron en cuencas
superpuestas (piggy back basins). Dichos autores plantean que tuvo un segundo
evento regresivo donde de depositaron sedimentos desde finales del Maastrichtiano a
principios del Paleoceno (formaciones Santa Clara y Cocos).
Cobiella-Reguera (2010) incluye en las cuencas a cuestas del cinturón plegado y
fallado a las formaciones Santa Clara y Ochoa de la cuenca Santo Domingo (Kantchev
et al., 1978) que afloran en la zona de estudio.
Según Kantchev et al. (1978) la Formación Santa Clara (Maastrichtiano alto-
Paleoceno), se compone de alternancia de distintos tipos de calizas (arcillosas, micro
granulares, detríticas, fragmentales a calcáreas, conglomerados y brechas) y margas
con intercalaciones de tobas, presenta un espesor aproximado de 250m. Yace
concordante sobre la Formación Esperanza (Maastrichtiano), en la localidad tipo es
probable que esté sobre Cotorro y Felipe (en el mapa de Pushcharovki, 1988) y es
15
cubierta con límites discordante transgresivo por la Formación Ochoa. La Formación
Cocos es su equivalente lateral en la cuenca.
La Formación Ochoa (Eoceno Inferior alto- Eoceno Medio bajo), alberga una
alternancia regular de conglomerados, areniscas, calizas, margas, limolitas y arcillas.
2.2. Tectónica
En el área se distinguen las dos divisiones del zócalo propuestas por Cobiella Reguera
(2010). Las relaciones estructurales en su gran mayoría son tectónicas entre las zonas
del basamento precenozoico, también entre las unidades del basamento precenozoico
y el cinturón plegado y fallado (Pushcharovski, 1988). Las unidades precenozoicas
existentes se disponen de sur a norte de la siguiente forma: terrenos de arco volcánico
Cretácico, cinturón ofiolítico septentrional y paleomargen pasivo de América del Norte.
Los terrenos limitan por fallas de sobrecorrimientos con las ofiolitas. Éstas en la región
no parecen ser autóctonas y se pueden observar en ellas distintas estructuras como
fenster, klippen y escamas tectónicas, donde están implicadas las rocas del TAVK y el
PPAN (Pushcharovski, 1988).
2.2.1. Paleomargen pasivo de América del Norte
La tectónica de esta unidad es bastante compleja en la región debida en gran medida a
sobrecorrimientos, se dispone en forma de bandas alargadas con dirección NW-SE,
contactan por fallas de sobrecorrimientos con las demás unidades mencionadas. En la
Figura 2.3 se indica la presencia de una ventana tectónica donde la zona Placetas,
aflora desde el interior de las ofiolitas con límites tectónicos de sobrecorrimientos.
2.2.2. Cinturón ofiolítico septentrional
Los contactos de las ofiolitas en general son tectónicos con todas las rocas que la
rodean. Al sur presenta límites por sobrecorrimientos con el arco volcánico Cretácico.
Forman escamas tectónicas mezclándose con el arco y con el PPAN, por fallas
abruptas cuando las ofiolitas se presentan en bandas y limitando por fallas de
sobrecorrimiento de bajo ángulo cuando se presentan en macizos. A veces las ofiolitas
se disponen encima del arco volcánico Cretácico dada la complejidad tectónica de la
zona. Las escamas poseen rumbos NW-SE. Entre los propios intrusivos se observan
contactos tectónicos, se presentan ventanas tectónicas donde los gabroides no
diferenciados afloran dentro de las serpentinitas.
2.2.3. Terrenos de arco volcánico Cretácico
En estas rocas se observa una gran estructura plicativa del tipo sinclinal con enormes
dimensiones, donde están implicadas desde la más joven hasta la más antigua. Las
16
formaciones Mataguá, Provincial, Seibabo, Bruja, el Grupo Tasajera y Carlota, el
rumbo de su charnela parece ser el mismo que el de las escamas observadas en las
unidades del norte. Esta estructura es cortada por una serie de fallas con ángulos
altos, y en forma de escalón (Pushcharovski, 1988). Las rocas del arco volcánico
Cretácico también están afectadas por los sobrecorrimientos y además se encuentran
sobre las rocas ofiolíticas formando varias estructuras tectónicas. Se observa en el
área una especie de mezcla tectónica donde el arco volcánico puede estar sobre las
ofiolitas y viceversa. La Formación Carlota se encuentra alejada de las demás
formaciones del arco, en forma de escamas esta en contacto tectónico entre ofiolitas,
rocas del cinturón plegado y fallado y/o rocas del paleomargen, esta Formación se
presenta discordante sobre las ofiolitas dentro de una escama tectónica
(Pushcharovski, 1988).
2.2.4. Cinturón plegado y fallado
Zona Cabaiguán
La tectónica de la Formación Santa Clara es algo compleja. Según Kantchev et al.
(1978) la mencionada formación representa los flancos de un sinclinal (“Santa Clara”) y
la Formación Ochoa el interior del mismo. De acuerdo al estudio de campo realizado
por la autora en la localidad tipo de la Formación Santa Clara sus capas tienen
estructura monoclinal con ángulos de 30º-80º que buzan generalmente hacia el norte.
Zona Sagua
Las rocas de la Formación Vega Alta se disponen en bandas alargadas con rumbos
similares a las del PPAN, contactan por fallas de sobrecorrimientos con las ofiolitas y
el arco volcánico Cretácico.
2.3. Rocas magmáticas
2.3.1. Cinturón ofiolítico septentrional
De acuerdo al mapa de Pushcharovski (1988) las rocas están representadas por rocas
mesozoicas serpentinitas, harzburguitas, lherzolitas, wherlitas y dunitas
serpentinizadas. Se observan gabroides no diferenciados, gabros, diabasas,
gabrotroctolitas y anortositas, además de rocas metamórficas de edad no establecida.
También se observan otras rocas intrusivas posteriores de edad Cretácico Superior
que intruyen estos cuerpos, tanto los efusivos como los intrusivos con un contacto de
alteración. Dichas rocas están compuestas por cuerpos y diques de pórfidos
17
plagiograníticos y dioríticos. Parecen haber sido deformados por los sobrecorrimientos,
pues presentan contactos tectónicos dentro de las serpentinitas.
2.3.2. Terrenos de arco volcánico Cretácico
En los terrenos de arco volcánico Cretácico se presentan rocas intrusivas y efusivas,
según datos sacados del mapa geológico de Pushcharovski, 1988. Dentro de las
efusivas se tiene:
Formación Mataguá (Cretácico Inferior, Aptiano-Albiano). Se compone de lavas,
lavobrechas, tobas de diferente granulometría y composición (andesítica, andesito-
basáltica y basáltica) y tufitas.
Formación Provincial (Cretácico Superior, Cenomaniano), con aisladas
intercalaciones de tobas, tufitas y lavas básicas.
Formación Seibabo (Cretácico Superior, Cenomaniano). Representada
fundamentalmente por tobas, con ocacionales y finas coladas de lavas.
Formación Bruja (Cretácico Superior, Turoniano). Generalmente tiene andesitas y
con poca frecuencia tobas.
Grupo Tasajera (Cretácico Superior, Campaniano-Maastrichtiano bajo), se
compone de tobas y vulcanitas.
Formación Carlota de edad Cretácico Superior (Santoniano-Campaniano): Con
tobas, vulcanitas medias-básicas, las rocas volcánicas son las más difundidas.
2.3.3. Zona Cabaiguán
Las rocas de esta zona se caracterizan por estar discordantes sobre las rocas del
TAVK, se incluyen las siguientes formaciones con material volcánico:
Formación Santa Clara de edad Maastrichtiano-Paleoceno. Según Kantchev et al.
(1978) contiene tobas. Es el objeto de estudio del presente trabajo y sus rasgos se
detallarán más adelante.
Formación Cocos (Maastrichtiano-Paleoceno). Según Kantchev et al. (1978) es el
equivalente lateral de la Formación Santa Clara, con tobas.
18
Capítulo 3. Metodología de la investigación
El trabajo de diploma se realizó en 4 etapas, la Figura 3.1 muestra gráficamente la
pasos empleados para llevar a cabo la investigación. La metodología seguida en cada
etapa se describe a continuación.
3.1. Revisión bibliográfica de trabajos anteriores relacionados con el tema
Esta etapa se lleva a cabo durante toda la investigación. Se revisaron varios informes
inéditos, como es el caso del informe de Kantchev et al. (1978), “Geología de la
provincia de Las Villas. Resultado de las investigaciones geológicas y levantamiento
geológico a escala 1: 250 000, realizado en el período 1969-1975”. También se
revisaron artículos en revistas y en libros, de interés para el tema, incluido el trabajo
de Alegret et al. (2005) relacionado con los depósitos del límite Cretácico/Paleógeno en
Loma Capiro. Se prestó especial atención al estudio del Mapa Geológico de Cuba 1:
250 000 (Pushcharovski, 1988). Además se consultaron algunos libros relacionados
con aspectos generales para el estudio de las rocas carbonatadas y piroclásticas.
3.2. Trabajo de campo
El trabajo de campo se realizó fundamentalmente en la localidad tipo de la Formación
Santa Clara (Loma Capiro). Se describieron un total de 26 afloramientos en tres
localidades, una de ellas en la Formación Vaquería, a decenas de metros al norte del
molino de piedras Pepito Tey, en la provincia de Cienfuegos (3 muestras), recopilando
un total de 48 muestras. Para la orientación en el terreno se contó con un compendio
de las planchetas Santa Clara y El Gigante 1: 25 000, así como la plancheta
Cienfuegos de la provincia homónima. Para las mediciones en el terreno se utilizó la
brújula geológica y las distancias se estimaron con el método del doble paso y la
información del mapa topográfico.
3.3. Preparación de las muestras recogidas en el campo
De las 48 muestras recogidas en el campo a 34 de ellas (calizas y rocas piroclásticas)
se le realizaron secciones delgadas en el Instituto de Geología y Paleontología de la
Habana. En el Centro de Investigaciones del Petróleo (CEINPET) se prepararon por el
método de lavado 9 muestras de margas con el fin de realizar estudios
micropaleontológicos. De las muestras recogidas, a 5 no se les pudo hacer ningún
tratamiento por falta de recursos. Dentro de éstas, 4 margas para lavado y 1 muestra
poco consolidada de los depósitos del límite Cretácico/Paleógeno.
19
3.3.1. Estudio petrográfico y paleontológico de las muestras
Para el estudio petrográfico en secciones delgadas se utilizó el microscopio de
polarización estándar, modelo “CARL ZEISS” con ocular 10 y objetivo 4X, 10X, 40X. Se
describieron un total de 34 muestras en secciones delgadas (Anexo 1). Desde el punto
de vista petrográfico las rocas con componentes piroclásticos de importancia se
nombraron según la clasificación de las rocas volcánicas (Schmid, 1981, en: Gillespie y
Styles, 1999). En tanto las rocas puramente sedimentarias se nombraron según la
clasificación de Dunham modificada por Embry y Klovan (1972).
El análisis paleontológico se realizó en 23 secciones delgadas y 9 en muestras de
lavado (margas) (Anexo 1). Se empleó por los paleontólogos el esquema biozonal de
foraminíferos planctónicos de Grajales-Nishimura et al. (2009) en el SE de México. La
Lic. Silvia Blanco Bustamante del Centro de Investigaciones del Petróleo en la Habana
realizó la determinación paleontológica en secciones delgadas y la MSc. Lourdes
Pérez Estrada, del mismo centro, determinó el contenido fosilífero en muestras de
lavado (Anexo 1).
3.4. Procesamiento e interpretación de los datos obtenidos en la investigación
Para el procesamiento de los datos obtenidos se utilizaron una serie de programas
computarizados, con los que se trazaron los esquemas de los perfiles, se realizaron las
columnas estratigráficas y se editaron las Figuras plasmadas en el texto, los programas
utilizados se nombran a continuación:
Corel DRAW Graphics Suite X12
Microsoft Office Power Point 2003
Microsoft Office Picture Manager
Microsoft Paint
Golden Software Surfer 8
AutoCAD Land Development Desktop 2000
Finalmente después del procesamiento e interpretación de los datos, los cuales fueron
discutidos con los tutores prácticamente a diario, se confeccionó la memoria escrita del
presente trabajo de diploma.
20
Figura 3.1. Diagrama de flujo donde se resumen los pasos seguidos en la investigación.
21
Capitulo 4. Corte geológico de Loma Capiro
La estratigrafía de la localidad Loma Capiro ha sido estudiada por Kantchev et al.
(1978) y por Alegret et al. (2005). En el informe de Kantchev et al (1978) se reportan
tobas en las litologías del corte intercaladas con calizas biodetríticas, brecha-
conglomerados y margas. Las rocas sedimentarias datan a la Formación Santa Clara
desde el Maastrichtiano hasta el Paleoceno. Alegret et al. (2005) estudian un corte con
vista a ubicar el límite entre el Cretácico y el Paleógeno en esta sección de la
Formación Santa Clara, pero no reportan tobas sino solamente rocas carbonatadas, en
algunos casos con material siliciclástico y brechas.
En la presente investigación se realizaron dos perfiles (Figura 4.1) uno en los
alrededores del “Monumento” (Figura 4.2) iniciando en el punto Y1 (coordenadas
Lambert 608 151; 287 250). Se describen wackestone y tobas en la base sur de la
elevación del “Monumento” (173.8m), además de grainstone y brechas caóticas
intercaladas con margas y limolitas calcáreas en la cima y al norte de la misma. El otro
perfil (Figura 4.1), de mayor extensión, se inicia con coordenadas Lambert (608 900;
287 100) y una dirección SE-NW, ascendiendo por la elevación de “Dos Hermanas”,
con cima a 188.4 m por encima del nivel del mar (Figura 4.10). En este se describen
intercalaciones de tobas, wackestone y margas, hasta la aparición de una brecha
caótica. A partir de éstas las calizas se hacen más gruesas y continúan intercalándose
con tobas. En ambos perfiles se describe un horizonte de brechas caóticas que se
interpretan como un depósito del límite entre el Cretácico y el Paleógeno. La
composición petrográfica de las rocas de ambos perfiles se describe en los anexos 2 y
3.
4.1. Descripción del corte de la Formación Santa Clara en las proximidades del
“Monumento” (elevación 173.8m)
Este perfil se inicia en la base del “Monumento” en conmemoración a la batalla de
Santa Clara en Loma Capiro. Se describieron un total de siete puntos (Y1, Y1a, Y2, Y3,
Y4, Y6, Y7) en los alrededores del parqueo, a los cuales se le suman en la confección
del perfil y de la columna estratigráfica (Figura 4.3) los puntos Y21 y Y22, ubicados al
sur, en la base de la elevación del “Monumento”. Se debe tener en cuenta que en el
trabajo de campo se tomaron las medidas con doble paso, por lo que la precisión de
las medidas no es elevada, pero si suficiente para los fines del trabajo.
22
Figura 4.1. El rectángulo rojo a la izquierda marca el área del perfil por el “Monumento”
en Loma Capiro y el de la derecha señala el perfil en “Dos Hermanas” (plancheta Santa
Clara E_1: 25 000).
Figura 4.2. Mapa esquemático de los puntos estudiados en las cercanías del
“Monumento” en Loma Capiro (punto cartográfico 173.8 m snm).
23
Figura 4.3. Columna estratigráfica del perfil del “Monumento” (espesor estimado 43m), se
ubica la posición estratigráfica de los puntos estudiados.
4.1.1. Caracterización de los puntos descritos en el campo
Punto Y1
Exactamente en la base del “Monumento” (cima de la elevación) se presentan
grainstones color gris cremoso (0,1-0,7 mm) con una leve gradación normal, y escaso
material no carbonatado, compactas, estratificadas en capas de 20-40 cm de espesor
(Figura 4.4a).
Punto Y1a
Estratigráficamente por debajo de Y1 afloran grainstones (0,1-0,8 mm), color gris
cremoso, relativamente compacta, en capas con espesores desde 15 cm, hasta 50 cm.
En la capa más gruesa se observa una leve gradación normal y en su base se
presentan granos de rocas no carbonatadas de color verde. En las capas superiores se
24
observa una leve laminación. Posiblemente producto de la intercalación de margas con
las grainstones se desarrolla suelo de tipo “cocó” (Figura 4.4b).
Figura 4.4 (a) Capas de grainstone en la base del “Monumento” (punto Y1). (b) Capas de
grainstone del punto Y1a. Se desarrolla un suelo tipo “cocó” posiblemente a partir de la
meteorización de margas.
Punto Y2
Estratigráficamente por debajo del punto Y1a, se presenta un corte constituido por
rocas meteorizadas, finamente estratificadas (2-3 cm). Se distinguen margas o
limonitas calcáreas de color gris verdoso (Figura 4.5).
Figura 4.5. Capillas de margas limosas calcáreas, punto Y2.
25
Punto Y 3
En un escarpe, 37 m al norte de la garita, con aproximadamente 2 m de potencia, se
presentan intercalaciones de grainstone (0,1-0,7 mm) y margas. Las margas tienen
color crema, por estar mal consolidadas forman surcos en el afloramiento (Figura 4.6a).
Figura 4.6. (a) Intercalaciones de margas y grainstones, al fondo y a la derecha se ve
parte del afloramiento Y4. (b) Ondulas en el techo de una capa de grainstone del punto
Y3.
Las grainstone en capas de 30 cm contienen granos de arenas compuestos por rocas
no calcáreas, se evidencia una gradación normal. En el techo de la capa de 30 cm se
evidencian óndulas de pequeña amplitud (Figura 4.6b).
Punto Y4
A algunos metros por encima del punto Y3 yace una brecha con aproximadamente 3
metros de espesor (Figura 4.7a), la base de esta brecha está representada por bloques
de floatstone, con clastos de hasta 4 cm de diámetro mal seleccionados con abundante
material biogénico de aguas someras, clastos de serpentinitas (raros) y/o rocas
volcánicas. Todos éstos son cementados por calcita esparítica similar a las grainstones
de los puntos descritos anteriormente (Figura 4.7b). Encima de estos bloques se
presenta una brecha calcárea caótica con clastos decimétricos. A unos 20 m de la
garita se encuentra la prolongación de Y3-Y4. En la base de la brecha hay bloques de
rocas calcáreas (Figura 4.7c). Encima de estos bloques las brechas equivalentes a la
parte superior de Y4 contienen clastos muy meteorizados de rocas volcánicas y, más
raramente, intrusivas de más de 30 cm de diámetro (Figura 4.7d), junto con clastos de
contorno irregular de limolitas y margas (estas últimas debieron depositarse como
clastos no consolidados). La parte superior de la capa de brechas no aflora.
26
Figura 4.7. (a) Contacto de las brechas del limite Cretácico/Paleógeno por encima de las
capas maastrichtianas de grainstones y margas descritas en el punto Y3. (b) muestra Y4
en la base de la brecha caótica asignada al límite Cretácico/Paleógeno. (c) Afloramiento
20 m al este de la garita (Figura 4.2), contacto de rocas maastrichtianas con la brechas
del límite Cretácico/Paleógeno. (d) Detalle de las brechas polimícticas de la Figura 4.8c. El
clasto señalado tiene un diámetro mayor de 30 cm.
Punto Y6
A varios metros por encima de las brechas groseras del punto Y4 se presentan
intercalaciones de grainstones (Figura 4.8) de grano medio muy compactas de color
gris claro, el tamaño del grano disminuye de la capa inferior a la superior. La mayor
parte de las partículas son biogénicas, además de presentarse granos no
carbonatados de color verde (vidrio volcánico alterado), cuarzo y plagioclasas.
27
Figura 4.8. Intercalaciones de grainstones en el punto Y6.
Punto Y7
Posiblemente por encima de Y6 hay un bloque de brechas compactas de varios metros
de extensión, constituida por clastos de rocas calcáreas y pocos no calcáreos que
llegan hasta 12 cm de diámetro y sin selección. Los elementos están unidos por calcita.
Punto Y21
A algunas decenas de metros estratigráficamente por debajo de Y1 se presentan
capas de tufitas de grano medio con algunos fósiles, gris crema claro, con minerales
negros (vidrio y biotita), sin laminación interna; los granos de mayor diámetro son de
color verde algo amarillento. Intercaladas con margas muy meteorizadas a suelos de
tipo cocó.
Punto Y22
Unos metros estratigráficamente debajo de Y21 se presentan también intercalaciones
de wackestone compacta gris cremosa con laminaciones finas arenosas y evidencias
de bioturbación (Figura 4.9a), Además capas de calizas estratificadas donde se
distinguen dos niveles de diferentes litologías (Figura 4.9b). La inferior arenosa, de
color gris, algo teñido por hidróxidos de Fe y la parte superior de color crema claro con
laminación interna de arena fina. Hay moldes de carga en el techo de la capa gruesa.
Además a nivel microscópico se presentan capillas más enriquecidas en fósiles y
material silíceo. Están acompañadas por tobas vitroclásticas finas, de color gris
verdoso, con laminación tenue y algunos foraminíferos planctónicos y radiolarios,
meteorizadas, en capas de 20 cm.
28
Figura 4.9. Muestras del punto Y22 (a) caliza con bioturbación. Se observan dos láminas
arenosas (1-4 mm de espesor) con diminutos moldes de carga. La flecha superior indica
una interrupción de la lámina y la inferior rastros de bioturbación. (b) En la parte superior
se observa como la roca de grano fino transiciona a calcarenita, presentando moldes de
carga.
4.2. Descripción del corte de la Formación Santa Clara en la parte sur de “Dos
Hermanas” (elevación 188.4m)
Figura 4.10. Mapa esquemático del perfil “Dos Hermanas” (Loma Capiro este),
representando los puntos descritos en el campo y la yacencia de las capas.
29
Figura 4.11. Columna estratigráfica del perfil en la cuesta sur de “Dos Hermanas”,
señalándose la posición de las muestras recogidas en el campo.
30
El perfil en “Dos Hermanas” describe 13 puntos como se muestra en la Figura 4.10. Se
debe tener en cuenta que las distancias representadas en el perfil son aproximadas
dado que se utilizó en doble paso como método de medición en el campo, lo cual
también ocurre con la columna estratigráfica (Figura 4.11). Ésta última representa una
potencia aproximada de 143 m, donde 103 m le corresponden a las capas del
Maastrichtiano y 40 m desde el límite Cretácico/Paleógeno hasta el último punto
descrito en capas del Daniano Inferior (punto Y19).Según datos paleontológicos las
capas por encima del lapilli acrecional (Figura 4.23) corresponden a la parte baja del
Daniano.
En este perfil también se detectan brechas caóticas mal seleccionadas algo similares a
las vistas en el perfil por el “Monumento”, pero sin presentarse los bloques de
floatstone en la base del depósito caótico. La brecha de este punto transiciona hacia el
techo a margas. La naturaleza del contacto en el piso de la capa de brecha no se
describe, se supone que es un contacto erosional.
4.2.1. Caracterización de los puntos descritos en el campo
Punto Y8
Corte en el piso del camino donde hay intercalaciones de calizas y margas en capas de
5-10 cm. (Figura 4.12a). Se presentan calcarenitas de grano fino a medio que
transicionan hacia el techo a calizas muy arcillosas con meteorización globular de color
gris cremoso claro, con pátinas de hidróxidos de Fe y pequeñas cavidades rellenas de
un material terroso verde-marrón, marcadas evidencias de bioturbación por el hidróxido
de Fe (Figura 4.12b), descritas en secciones como packstone-wackestone con algún
contenido de arcilla.
Figura 4.12. (a) Intercalaciones de calizas y margas en Y8. (b) Muestra de wackestone con
evidencias de bioturbación con contornos irregulares acentuada por hidróxidos de Fe.
31
Punto Y9
Estratigráficamente a unos 6 m por encima de Y8 se encuentra las primeras capas de
tobas intercaladas con wackestones y margas arenosas. Las tobas más meteorizadas
son de color blanco hueso cremoso, las menos afectadas por la meteorización son de
color verde claro. Pueden estar laminadas, con óndulas (Figura 4.13) o no. Las láminas
se componen de cristales de plagioclasa, cuarzo, biotita, calcita y algunos fósiles
(Figuras 4.29 y 4.30), presentan manchas de hidróxidos de Fe. En cuanto a su
composición granulométrica hay varias variedades desde finas hasta gruesas,
predominando el componente vitroclástico pelitizado y zeolitizado (Anexo 3). Las
calizas son similares a Y8.
Figura 4.13. Tobas laminadas con óndulas de poca amplitud (punto Y9).
Punto Y10
A unos 5 m estratigráficamente encima de la última observación en Y9 se presentan
intercalaciones de tobas, calizas y margas. Hay tobas meteorizadas laminadas, de
color verde. Areniscas tobáceas muy meteorizadas de color verde, con láminas
enriquecidas en granos redondeados de hasta 4 cm, de color verde, posiblemente de
rocas volcánicas y serpentinitas?, también se presentan minerales oscuros (micas y
vidrio volcánico?). Las wackestones arcillosas son de color gris claro cremoso,
compactas, con laminación interna. También hay calizas grises de grano fino-medio,
sin laminación, fractura filosa, con aisladas concreciones de 1,5 cm (Figura 4.14).
Contienen foraminíferos planctónicos bien preservados. La capa de calizas puede
llegar a un metro de potencia.
32
Figura 4.14. Wackestone calcáreo arcilloso con óxido diseminado y una concreción
metálico-sulfurosa (pirita?), muestra Y10b.
Punto Y11
Encima del punto Y10 se presentan capas de tobas vitrocristaloclástica laminadas de
color verde claro en superficie fresca, con gradación normal 0,1-0,6 mm, aunque
contienen granos de un mineral verde de hasta 1,5 mm (Figura 4.15).
Figura 4.15. Toba laminada con gradación normal (punto Y11).
Punto Y12
Por encima de las rocas de Y11 de describen wackestones con foraminíferos
planctónicos, porcelanosas, de color gris algo verdoso (posiblemente tobácea) con una
cierta laminación interna, interrumpida en algunos casos por evidencias de bioturbación
(Figura 4.16a,b). Seguidamente se presentan tobas con clara gradación normal de
tobas medias-finas a muy finas en el techo y esta estructura se repite. Además se
manifiestan moldes de carga en la parte inferior de las capas gruesas (Figura 4.16b).
33
Pocos metros arriba se presentan tobas finas con marcada meteorización globular
(Figura 4.16c).
Figura 4.16. Punto Y12, (a) Muestra donde se evidencia la bioturbación de los
sedimentos. (b) Detalle del afloramiento.
Foto 4.16c. Tobas con gradación normal desde gruesas hasta finas. Se marca en el
cuadro rojo un molde de carga en la base de una capa gruesa (punto Y12).
Punto Y13
Intercalaciones de tobas deleznables con potentes capas de wackestones compactas,
color crema achocolatado, con foraminíferos planctónicos bien preservados.
Intercalaciones arenosas laminadas de grano fino, óxidos de Fe dispersos y evidencias
34
de bioturbación (Figura 4.17). Anterior a este punto se presentan varias capas de tobas
similares a Y12.
Figura 4.17. Wackestone bioturbada de Y13.
Punto Y14
A varios metros sobre las rocas de Y13 se presentan intercalaciones de tobas con
estratificación gradacional normal y margas (Figura 4.18a). En el techo las tobas tienen
pequeñas óndulas cortadas por sedimentos piroclásticos más gruesos y moldes de
carga en el piso de la capa de sedimentos más gruesos (Figura 4.18b).
Figura 4.18. (a) Gradación normal en tobas con meteorización globular en la parte más
fina y laminación (punto Y14). (b) La flecha negra muestra óndulas en tobas y la roja
depósitos tobáceos más gruesos que cortan las óndulas, ambos del punto Y14.
35
Punto Y15
Toba gruesa (0,3 mm), con testas de foraminíferos, predomina el vidrio pelitizado. Las
rocas son verdes, con laminación interna mal expresada (Figura 4.19a), estratificadas
en ritmos de 20 cm de espesor aproximado. Las tobas están intercaladas con
wackestones porcelanosas de color verde cremoso, laminadas y bioturbadas (Figura
4.19b), presentando componentes piroclásticos diseminados.
Foto 4.19. (a) Toba con laminación muy difusa del punto Y15. (b) Wackestone laminada y
bioturbada, las flechas indican los rastros de bioturbación (punto Y15).
Punto Y16
Se presentan intercalaciones bien estratificadas de tobas, margas y calizas (Figura 4.
20a). Las wackestone localmente packstone tienen foraminíferos planctónicos bien
preservados, se evidencia alguna laminación interrumpida por bioturbación (Figura
4.21a), con moldes de carga en la base de los sedimentos más gruesos. Las tobas son
de color verde claro de laminación difusa y gradación normal, con óndulas en el techo;
además hay areniscas tobáceas laminadas y estratificación gradacional, tienen
evidencias de bioturbación y transicionan verticalmente a margas de color verde
grisáceo claro relativamente cementadas, en capas de 10-15 cm (Figura 4.21b).
Además se presentan tufitas con aproximadamente 55% de material piroclástico (vidrio
pelitizado y zeolitizado, cuarzo, plagioclasa y biotita) y abundante material biodetrítico,
con laminación interna y gradación normal (Figura 4.20b).
36
Figura 4.20. (a) Escarpe donde afloran intercalaciones de tobas, calizas y margas del
punto Y16. (b) Laminación interna y gradación normal en una tufita (muestra Y16c).
Figura 4.21. (a) Wackestone con lámina arenosa cortada por un icnofósil no identificado.
(b) Areniscas tobáceas con laminación y estratificación normal. Ambas del punto Y16.
Punto Y17
En este puntó aparece un contacto entre las rocas descritas anteriormente y una
brecha caótica de 1,5 m de potencia, con clastos muy mal clasificados de diabasas,
calizas, basaltos, rocas volcánicas y margas, envueltos en una matriz limolítica. Los
clastos de margas parecen haber sido sedimentos no consolidados, arrancados por un
fuerte flujo de materiales en el fondo (Figura 4.22). En los clastos de calizas se
presentan wackestone bioturbadas similares a las antes descritas. En el techo, la capa
de brechas transiciona a margas finas laminadas, las cuales se suceden durante medio
metro. Más arriba se presenta una capa de 2,5 m con aspecto de lapilli, porosa, mal
cementada y pobremente seleccionada, con esquirlas irregulares de vidrio de color
verde olivo-ámbar que pueden llegar a 2 cm de diámetro (Figura 4.23). Presentan
laminación difusa, se observan estructuras de pliegues sinsedimentarios como se
37
muestra en la Figura 4.24. Poseen granos de biotita, cuarzo, hematita y abundantes
fragmentos de forma esférica-elipsoidal carbonatados.
Estas roca se cubre por posibles tobas de grano fino que continúan intercalándose en
estratos de aproximadamente 15 cm hasta el punto Y18.
Figura 4.22. Clastos en la brecha caótica del punto Y17. Las flechas de color rojo
muestran clastos de rocas volcánicas y la azul un clasto de marga donde se obtuvo la
muestra Y17d.
Figura 4.23. Roca con esquirlas de vidrio, denominada por Alegret et al. (2005) brecha
lapillítica acrecional, correspondiente a depósitos del límite Cretácico/Paleógeno (punto
Y17).
38
Figura 4.24. Posible pliegue sinsedimentario en el depósito de lapilli acrecional del punto
Y17.
Punto Y18
Intercalaciones de tobas muy meteorizadas con grainstone gris crema, en capas de
centímetros de espesor con alguna gradación interna a nivel microscópico (Figura
4.28a). Dentro de los materiales que componen la roca hay algún material piroclástico
y abundantes clastos biogénico con diámetros entre 0,2-0,5 mm. En general, la roca
tiene mala selección de las partículas.
Punto Y19
A unos metros estratigráficamente por encima de Y18 continúan las intercalaciones de
grainstone, packstones (Figura 4.25) con abundantes fósiles, y tobas. Las calizas están
en capas desde centímetros hasta 1m, de color gris verdoso claro, con laminillas
arenosas internas En ocasiones hay una disminución del grano hacia el techo, se
evidencia bioturbación y algún % de material piroclástico como se observa en la Figura
4.28b del capítulo 4. Las capas de tobas (10-15 cm) están muy meteorizadas y tienen
granos de hasta 1,2 mm.
Punto Y20
A decenas de metros por debajo del punto Y8 se presentan intercalaciones de
wackestones gris algo cremoso, compacta en varios centímetros de espesor, con
foraminíferos planctónicos bien preservados, leve estratificación interna y algo de
arcilla en una matriz carbonatada.
39
Figura 4.25. Intercalaciones de estratos de calizas y tobas en la cima de “Dos Hermanas”
(punto Y19).
4.4. Descripción de las rocas estudiadas en los itinerarios teniendo en cuenta la
descripción petrográfica.
De forma general en los cortes estudiados en la Loma Capiro hay diversas variedades
de calizas (Anexo 2), además de rocas con contenido piroclástico (Anexo 3) y margas.
Las calizas desde el punto Y8 hasta el Y17 están bien estratificadas representándose
por wackestone y en algunos casos packstone, con algunas evidencias de bioturbación
(Figuras Y26a,b), además de presentar laminación interna. En sus componentes se
encuentran foraminíferos planctónicos bien preservados, y algún material piroclástico.
En el punto Y17 hay calizas muy similares a las antes mencionadas formando clastos
en la brecha caótica.
En los puntos Y18, 19, y desde Y1-Y6 las calizas son en su mayoría grainstone, con
abundante material biogénico de aguas poco profundas, raros forámoniferos
planctónicos (Figuras 4.27a,d) y algún material piroclástico (Figuras Y27,b,c,d y 4.28b),
en los casos de los puntos Y18 y Y19 las grainstone transicionan a wackestones más
abundantes en foraminíferos planctónicos (Figura 4.28a), a veces con laminación y
evidencia de bioturbación también. Las margas varían en el tamaño del grano, se
40
presentan limosas en algunos casos. Éstas pueden tener meteorización globular desde
el punto Y8-Y17, además meteorizan a suelos tipo cocó en los alrededores del
“Monumento”.
Figura 4.26. Wackestone. (a) Y15b y (b) Y13a. En ambas se observan fenómenos de
bioturbación a escala microscópica. Las fotos se tomaron con el objetivo 4X, sin
polarizador.
Figura 4.27. Grainstone (Y1a2) y Packestone (Y6a). Secciones delgadas fotografiadas con
el objetivo 10X, (a,b,c) con polarizador y (d) sin polarizador; (a) Y1a2 y (b,c,d) Y6a. Fp-
foraminífero planctónico, Ce-calcita esparítica, Vz-vidrio zeolitizado, Q-cuarzo, Cme-
calcita microesparítica, A- restos de algas, B-biotita.
41
Figura 4.28. (a) Transición de packstone a wackestone (Y18a, objetivo 4 sin
polarizador). (b) Grainstone mostrando algunos de sus componentes: F-fósiles, B-biotita,
Ce-calcita esparítica, A-resto de alga (Y19a, objetivo 10X, con polarizador).
Las rocas piroclásticas (Anexo 3) se representan por tobas (Figura 4.29) donde
predomina el vidrio volcánico (Figura 4.31), casi siempre alterado (pelitizado-
zeolitizado). A veces la laminación interna presente en las tobas (vistas en secciones
delgadas) las hacen localmente cristalovitroclásticas. La granulometría de las rocas
piroclásticas va desde media a muy fina (Figura 4.32); pueden tener colores; crema
claro, verde claro gris claro, blanco hueso, y crema grisáceo. Las rocas se encuentran
bien estratificadas, con gradación normal en algunos casos y se presentan laminadas o
no. Además hay tufitas (Figura 4.33) con restos de microfósiles bentónicos y
planctónicos y/o granos de calcita (de la cuenca? o por la alteración del vidrio
volcánico?) (Figura 4.30),
Figura 4.29. Sección delgada de la muestra Y9a. A la derecha con polarizador y a la
izquierda sin polarizador (objetivo 10X). B-Biotita, Plg-plagioclasa, F-resto fósil, C-calcita,
V-vidrio volcánico, Q-cuarzo.
42
Figura 4.30. Tufita gruesa (Y9d). A la izquierda sin polarizador y a la derecha con
polarizador (objetivo 10X). F-fósil, V-vidrio zeolitizado, Plg-plagioclasa, C-calcita.
Figura 4.31. Componentes de las tobas estudiadas, observase el aspecto del vidrio
volcánico en estas rocas y la presencia de fósiles. Las fotos (a, a* y b) corresponden a
Y15a y (c) a Y11a. (a) sin polarizador, las restantes con polarizador, en todos los casos
objetivo 10x. Q-cuarzo, F-restos fósiles, V-vidrio volcánico que puede estar pelitizado (a),
C-calcita, Plg-plagioclasa.
43
Figura 4.32. Toba vitroclástica pelítica de la muestra Y22a. A la izquierda sin polarizador y
a la derecha con polarizador (objetivo 10X). F-foraminífero planctónico, Q-cuarzo, V-vidrio
pelitizado.
Figura 4.33. Tufita (Y16c). A la izquierda sin polarizador y a la derecha con polarizador
(objetivo 10X). Vz-vidrio zeolitizado, F-fósiles, Vp-vidrio pelitizado
Como parte de la presente investigación se visitó la localidad Pepito Tey, en
Cienfuegos, donde aflora la Formación Vaquería, y se describieron dos muestras que
resultaron ser una tufita y la otra grainstone-packestone, como se muestra a
continuación.
Muestra Y23-1. Tufita con 26% de material piroclástico (plagioclasa, vidrio volcánico,
cuarzo, raras tablillas de biotita), 14% de litoclastos carbonatados, la calcita representa
un 60%, con 20% de restos fósiles. El cemento es microesparitico (raro)-vidrio
volcánico.
Muestra Y23a- Grainstone-packestone con abundantes algas rodofíceas, foraminíferos
bentónicos pequeños y espinas de erizo. En general los litoclastos mal seleccionados y
de origen carbonatado representan un 30%, y el material piroclástico anguloso
(plagioclasa, cuarzo, clastos de rocas volcánicas vidrio volcánico alterado en algunos
casos a zeolitas y raras tablillas de biotita) un 15%. Poseen además abundantes restos
fósiles (30%) (Anexo 3) cementados por microesparita (20%). Los componentes están
mal clasificados y pueden llegar a 0,7 mm de diámetro.
44
4.3. Bioestratigrafía
Dado lo especializado de los estudios bioestratigráficos micropaleontológicos en
secciones delgadas, se determinó por Lic. Silvia Blanco-Bustamante y las
determinaciones por el método de lavado por MSc. Lourdes Pérez-Estrada,
especialistas del CEINPET. Se visualizan algunos de los fósiles presentes en la
formación Santa Clara en las Figuras 4.35a,b y 4.36, pertenecientes a muestras en
secciones delgadas y lavados respectivamente.
En los anexos 4 y 5 se muestran los resultados obtenidos del procesamiento de las
muestras. Para determinar la edad de las rocas, las especialistas emplearon el
esquema biozonal recogido en Grajales-Nishimura et al. (2009), que se muestra en la
Figura 4.34.
Las rocas más antiguas en el corte Loma Capiro oriental poseen un rango de edades
(Campaniano Superior-Maastrichtiano en las muestras más bajas datadas). Las más
jóvenes se ubican en la cima de “Dos Hermanas”, con edad Daniano basal
(probablemente subzonas P11 α- P1
1ª). En los alrededores del “Monumento” se
detectaron edades desde el Campaniano Superior-Maastrichtiano hasta Maastrichtiano
superior, teniendo en cuenta las muestras de los puntos Y1-Y6 y los puntos Y21 y Y22,
éstos últimos aparentemente en posición estratigráfica más baja. Lo que parece ser la
parte más baja del corte del “Monumento”, el punto Y22, proporciona una edad
Cretácico Superior (Maastrichtiano), por lo que la información fosilífera hasta el punto
Y3 indica edad maastrichtiana para todo el corte entre Y22 y Y3. Ya en el punto Y4 se
data el Maastrichtiano superior en un clasto de la brecha. Las brechas de Y4 parecen
ser depósitos del límite Cretácico/Paleógeno, de acuerdo a Alegret et al. (2005). Las
rocas del Punto Y6, al parecer situadas estratigráficamente por encima de Y4, son
posiblemente de edad Maastrichtiano superior o más joven.
En el corte de la Loma Capiro, desde el punto Y9 se detecta con precisión el Cretácico
Superior (Maastrichtiano). En opinión de la Lic. Silvia Blanco Bustamante y la Msc
Lourdes Pérez-Estrada (comunicación escrita), el Maastrichtiano pudiera aparecer ya
desde la muestra Y8b, por la presencia de Rugoglobigerina reicheli, aunque este taxón
está reportado desde la base del Campaniano Superior por algunos autores. Por otra
parte, la muestra Y9b, situada sólo unos metros por arriba de Y8, ya es claramente
maastrichtiana, de acuerdo a la misma fuente, perteneciente a la subbiozona de
Planoglobulina acervulinoides, que, como se aprecia en el esquema de Grajales-
Nishimura et al. (2009) no pertenece al Maastrichtiano Inferior basal. Por lo anterior se
piensa que el límite entre el Campaniano y el Maastrichtiano debe estar por debajo del
perfil (excluyendo quizás el punto Y20). El Maastrichtiano superior se registra en los
puntos Y15 y Y16. En Y15, algunos metros debajo de la brecha, se reporta Plummerita
45
hantkeninoides cuya biozona comprende los últimos 300 000 años del Maastrichtiano.
El punto Y18 posee fauna característica del Daniano y en Y19 se especifica mejor el
Daniano basal (probable subzonas P11 α- P1
1ª, que abarcan entre 6000 y 230 000 años
después del límite Cretácico/Paleógeno).
Figura 4.34. Esquema biozonal de foraminíferos planctónicos del Campaniano Superior-
Daniano, presentado en Grajales-Nishimura (2009).
46
Figura 4.35a. Algunos foraminíferos presentes en las rocas de la Formación Santa Clara.
(a) Globanomalina sp. aff planocompressa, Y19b; (b) Trinitella scotti, Globigerinelloides
sp., Y17a, clasto de la brecha; (c) Orbitoides villasensis, Y4; (d) Rugoglobigerina reicheli,
Y16b; (e) Pseudotextularia elegans, Y16b; (f) Parasubbotina sp. aff pseudobulloides,
Globanomalina sp., Y19b; (g) Globanomalina sp. cf. Archaeocompressa, Y18a; (h)
Parasubbotina sp. aff pseudobulloides, Y18a; (i) Asterorbis cubensis, frag. de algas rojas,
briozoarios, Y-19a; (j) Globotruncanita conica, Y-19a; (k) Parasubbotina sp.,
globígerínidos, Thoracosphaera sp. matriz, Y-19a; (l) Eoglobigerina eobulloides,
Globanomalina sp., Y19b; (m) Plumerita hantkeninoides, Y-15b; (n) Pseudoguembelina aff
hariaensis, Y-15b; Globotruncanella havanensis, (ñ) Globigerinelloides alvarezi Y-15b.
Determinaciones realizadas por la Lic. Silvia Blanco-Bustamante.
47
Figura 4.35b. Selección de foraminíferos en secciones delgadas (igual que la Figura4.35a)
presentes en las rocas de la Formación Santa Clara (continuación). (0) Radotruncana cf
subspinosa, Y15b; (p) Schackoina cenomana, Y13a; (q) Globotruncanita pettersi, Y6a; (r)
Globigerinelloides subcarinatus, Y22b; (s) Globigerinelloides messinae, Y22b; (t)
Hedbergella cf monmouthensis, Y22b; (u) Hedbergella homdelensis, Y15c; (v)
Rugoglobigerina macrocephala, Y15c; (w) Guembelitria sp., Y10b. Determinaciones
realizadas por la Lic. Silvia Blanco-Bustamante.
48
Figura 4.36. Selección de fósiles de la Formación Santa Clara identificados por lavado, (a)
Racemiguembelina powelli, Y16a; (b) Racemiguembelina powelli, vista dorsal, Y16a;
Abathomphalus intermedius, Y16a (c); Abathomphalus mayaroensis, Y16a (d);
Abathomphalus mayaroensis, vista lateral, Y16a (e); Contusotruncana fornicata, Y16a (f);
Contusotruncana contusa, Y16a (g); Contusotruncana contusa, vista ventral, Y16a (h);
Schackoina cenomana, Y10a (i); Archeoglobigerina cretacea, Y14b (j); Archeoglobigerina
cretacea, vista lateral, Y14b (k); Guembelitria cretacea, Y8c (l); Globotruncanella
havanensis, Y16a (m); Globotruncanella havanensis, vista ventral, Y16a (n); Radiolarios
diversos, Y9b (ñ). Determinado por MSc. Lourdes Pérez-Estrada.
49
Capitulo 5. Interpretación de los resultados del estudio geológico en la
localidad Loma Capiro de la Formación Santa Clara
De acuerdo a los datos obtenidos en el trabajo de campo, los estudios petrográficos,
bioestratigráficos y datos recopilados en la revisión bibliográfica de trabajos anteriores,
se confeccionará la reconstrucción de las condiciones de acumulación de la cuenca,
composición y características de la fuente de aporte del material piroclástico y la
comparación con secuencias similares en Cuba central. La interpretación de los
resultados se hará de forma independiente en cada perfil, dado que presentan sus
peculiaridades.
5.1. Condiciones de acumulación de los sedimentos de la Formación Santa Clara
5.1.1. Perfil en el “Monumento”
Los sedimentos que originaron las rocas de la Formación Santa Clara en la localidad
del “Monumento” probablemente provienen en su mayoría de corrientes turbias, lo que
se evidencia por:
Frecuente estratificación gradacional, ocasionalmente terminando en óndula
(Figura 4.6b).
Asociación en los depósitos de restos fósiles acumulados originalmente a
diferentes profundidades. Los granos de las grainstones son generalmente de origen
biogénico somero y litoclastos carbonatados que no debieron sufrir un prolongado
transporte y provenían de los paleoambientes de aguas someras de la propia cuenca,
esto se apoya en la escasa clasificación y redondeamiento de los clastos, así como la
presencia de escasos foraminíferos planctónicos bien preservados (Figuras 4.26a y b).
Estos sedimentos se intercalan con margas (Figura 4.6) acumuladas posiblemente
en condiciones pelágicas por su contenido fosilífero.
Los escasos clastos angulosos no carbonatados presentes en las secciones
delgadas, constituyen posiblemente partículas de origen piroclástico lo que evidencia
que, conjuntamente con el material carbonatado, las corrientes también transportaban
granos piroclásticos. En la parte baja de la columna estratigráfica del “Monumento”
(Y22), se presentan rocas con estructuras sedimentarias características de corrientes
turbias (Figura 4.9b).
En todos los casos, los colores claros de los sedimentos sugieren que el fondo de la
cuenca debió estar oxigenado. Esto se respalda por la bioturbución detectada en la
muestra Y22b (Figura 4.9a). En esa misma localidad, junto con las rocas sedimentarias
aparecen tobas, en las que se encuentran restos de foraminíferos planctónicos y
50
radiolarios (Y22a), y restos fósiles no identificados en Y21a. Las causas de este
fenómeno se discutirán con más amplitud en el perfil “Dos Hermanas”.
Según Alegret et al. (2005) las asociaciones fósiles de esta localidad contienen una
abundante fauna de profundidades batiales-abisales. Los ejemplares más abundantes
vivieron en paleoambientes a profundidades no menores de 500-700m. Ellos concluyen
que los sedimentos por debajo de las brechas del límite Cretácico/Paleógeno fueron
depositados a profundidades batiales medias a profundas.
5.1.2. Perfil en “Dos Hermanas”
Como se presentó en el capítulo 4, este perfil es diferente en su composición litológica
respecto al perfil del “Monumento”.
En este caso las litologías más abundantes son tobas y las rocas carbonatadas juegan
un papel secundario. Puesto que la sedimentación carbonatada constituyó el fondo
sedimentario, se estudiará inicialmente los aspectos sedimentológicos vinculados con
las calizas y margas y posteriormente las tobas.
Se pueden distinguir dos variedades de calizas:
1. Calizas de origen turbidítico
2. Calizas pelágicas.
Calizas turbidíticas: son las menos abundantes, se observan en los puntos Y8, Y18 y
Y19. En estos casos las rocas tienen una textura detrítica con gradación normal. En las
secciones delgadas Y18a, Y19a y Y19b (Anexo 2) se comprobó que, conjuntamente
con los granos carbonatados, se presentan componentes de posible origen piroclástico
representados por: biotita, cuarzo, vidrio zeolitizado y cloritizado. En todos estos casos
se trata de partículas con contornos angulosos. Además se presentan raros litoclastos
de rocas volcánicas y posible vidrio cloritizado con cierto redondeamiento (Y19a).
Estas últimas partículas pueden relacionarse con un débil aporte siliciclástico. El
material clástico carbonatado está representado por bioclastos de formas del Cretácico
Superior, tanto de aguas someras como profundas, dentro de una matriz que contiene
taxas del Daniano.
Calizas pelágicas: constituyen, junto con las margas, los sedimentos carbonatados
más abundantes. Son calizas de grano fino (wackestone) con abundantes restos de
foraminíferos planctónicos. No se reportan radiolarios en el análisis paleontológico de
las calizas y si en las margas (Anexo 1). Prácticamente en todos los casos se presenta
bioturbación reconocible tanto magascópicamente como microscópicamente. En
ocasiones hay finas láminas de granulometría más gruesa, con abundantes restos
fósiles o material arenoso (Figura 4.21). La existencia de abundante bioturbación, junto
con el color claro de las rocas (ausencia de materia orgánica) indica fondos oxigenados
51
donde habitaban metazoos. Estos sedimentos debieron acumularse por debajo del
nivel de base del oleaje, con niveles de salinidad normal. Ocasionalmente, llegaban a
la cuenca débiles corrientes de fondo, que depositaban capillas enriquecidas en testas
de foraminíferos planctónicos, las cuales a su vez eran removidas por la infauna
(Figura 4.20).
Margas: estas rocas poseen abundantes restos de foraminíferos planctónicos (Anexo
5), estando en cantidades subordinadas los restos de foraminíferos bentónicos
pequeños, radiolarios y especulas de esponjas. Lo anterior testimonia que se trata de
sedimentos acumulados en aguas profundas, por encima del nivel de compensación
del carbonato, al igual que las calizas pelágicas.
La Lic. Silvia Blanco Bustamante (comunicación escrita junio 2 de 2010) realiza las
siguientes observaciones paleoambientales de los resultados paleontológicos (Anexos
4 y 5).
-“En las muestras Y8 hasta la Y15, la orictocenosis está constituida por una asociación
diversa de foraminíferos planctónicos, que sugiere un clima cálido. La asociación está
dominada por heterohelícidos, rugoglobigerínidos, junto con morfotipos quillados
(globotruncánidos) (Anexos 4 y 5), que sugiere una deposición de nerítico externo a
batial superio,r con buena oxigenación, en general, de las masas de aguas, una bien
desarrollada zona fótica, en condiciones oligotróficas. Estos factores promueven el
desarrollo de comunidades planctónicas politáxicas con alta diversificación genérica y
específica”.
-“En la muestra Y9e se observa una asociación compuesta por radiolarios y espículas
de esponjas, que puede estar relacionada a un cambio a condiciones eutróficas que
disparan los organismos oportunistas, como es el caso de los radiolarios. Pudiera estar
vinculado a un incremento del nivel del mar pero me inclino más a pensar en un
cambio del aporte de nutrientes”.
-“En la muestra Y16a se observa un cambio en la asociación, registrándose
Contusotruncana y un incremento de los morfotipos quillados. Grandes ejemplares de
Contusotruncana de alta espira es característico de ambientes batiales. La presencia
de raros ejemplares de Abathomphalus mayaroensis, no característico de regiones
tropicales, sugiere temperaturas menos cálidas”.
-“Por encima de esta secuencia comienza la secuencia clástica (brechas del límite
Cretácico/Paleógeno) cuya edad más joven registrada es del Maastrichtiano (muestras
Y17a,b,d). Esta secuencia ha sido estudiada por varios autores en Cuba y otras partes
del Mundo, como México y se interpreta como flujos gravitacionales, originados por las
ondas sísmicas, debido al impacto del meteorito de Chicxulub en el límite
Cretácico/Paleógeno. La fauna descrita aquí es considerada reelaborada debido a
52
reportes de fauna del Maastrichtiano superior en clastos, así como mezcla de fauna de
diferentes ambientes, además de las características sedimentológicas que caracterizan
este evento”.
La Dra. Blanco-Bustamante agregó que en las muestras Y18, Y19a y 19b se registra
fauna del Daniano, con abundante redeposición del Campaniano-Maastrichtiano. La
fauna daniana se caracteriza por foraminíferos planctónicos de pequeño tamaño con
cámaras globulares a subglobulares. Según Blanco-Bustamante (comunicación escrita
junio 2 de 2010) el hiatus observado en el perfil corresponde a las biozonas más bajas
del Daniano. En su opinión, los sedimentos danianos representan un intervalo de
sedimentación hemipelágica, a profundidades batiales media a profundas, aunque los
datos disponibles son escasos (muestras Y18, Y19a, Y19b).
Las rocas más abundantes en el corte de “Dos Hermanas” se han clasificado como
tobas. Estas rocas están compuestas mayormente por fragmentos de vidrio volcánico
frescos, pelitizados y/o zeotizados. Además se identifican granos de posible origen
piroclástico (Anexo 1) de los siguientes minerales: plagioclasa (se identificó desde
albita hasta labradorita, predominando la andesina), cuarzo y biotita. Llama la atención
la relativa abundancia de este último mineral, que no es un componente frecuente en
las tobas. Desde el punto de vista granulométrico las tobas son mayormente gruesas y,
con frecuencia, se distingue estratificación gradacional normal. Conjuntamente con
esto en algunos casos se observaron óndulas. Ambos fenómenos son indicadores de
sedimentación por la acción de corrientes turbias. Adicionalmente las tobas presentan
una clara laminación, la cual pudiera estar relacionada con las citadas corrientes. Otra
estructura interesante es el contacto erosional en la base de algunas capas de tobas
(Figuras 4.16c y 4.18b). Todos estos rasgos apuntan a que los depósitos no fueron
acumulados por un proceso de acreción vertical como las “tobas clásicas” si no por
corrientes que los transportaron lateralmente.
Otro aspecto interesante es la presencia de carbonato de calcio en estas rocas,
frecuentemente acompañado con algunos restos fósiles (foraminíferos y espinas de
erizos). De hecho, el 100% de las secciones delgadas de tobas estudiadas contienen
restos fósiles. El contenido de calcita puede ser lo suficientemente elevado como para
clasificar algunas de estas rocas como tufitas (muestras Y9d, Y16c y Y21a) (Anexo 3).
Las evidencias discutidas en los dos párrafos anteriores sugieren que se está en
presencia de sedimentos tobáceos redepositados y no de tobas en el sentido estricto
de la palabra. Se puede suponer que estos depósitos se acumularon en condiciones
marinas como tefras de volcanes activos a finales del Maastrichtiano e inicios del
Daniano, que se encontraban no muy lejos de la cuenca donde se depositaron los
sedimentos de la Formación Santa Clara. Las tefras eran posteriormente transportadas
53
por corrientes turbias que las depositaron a mayores profundidades. En su recorrido
por el fondo de la cuenca las corrientes erosionaban sedimentos carbonatados no
consolidados y granos de estos sedimentos se incorporaban a ella, depositándose
posteriormente una mezcla de partículas de ambos orígenes. De esta forma pudiera
explicarse la relativa abundancia de restos fósiles en las “tobas”.
5.2. Comparación con secuencias de parecida edad y composición en Cuba
central
En Cuba central se reportan algunas formaciones de similar edad y parecida
composición a la Formación Santa Clara, son las formaciones Cocos, Vaquería (parte
baja), y Fomento (Kantchev et al., 1978) (Figura 5.1). Además existen otras unidades
de edad maastrichtiana en Cuba central donde se reportan rocas piroclásticas y que se
consideran algo más antiguas que la Formación Santa Clara. Estas son, las
formaciones Cantabria (Miembro Carolina) (Figura 5.1), Es posible que la Formación
Cotorro (Kantchev et al., 1978) contenga rocas maastrichtianas, de acuerdo a los
reportes de fósiles para dicha unidad estratigráfica. En toda Cuba solo se reportan,
hasta el momento, intercalaciones piroclásticas del Maastrichtiano y Daniano basal en
la región central del país y siempre en espesores limitados (Tabla 5.1). Esto plantea
incógnitas muy sugerentes para la geología regional y la paleogeografía, pues este
episodio volcánico constituye un puente o eslabón entre el vulcanismo Cretácico, que
concluyó esencialmente a finales del Campaniano en casi toda Cuba y el del
Paleógeno, ampliamente desarrollado en el oriente de Cuba, pero que se registra
también en el sur de Camagüey y en la cuenca Cabaiguán de Sancti Spiritus
(Formación Bijabo). La visita realizada a la cuenca de Cienfuegos (en Pepito Tey)
permitió comprobar la existencia de rocas del Daniano basal (Y23-1 y Y23a) en la
Formación Vaquería, en un corte semejante al de la Formación Santa Clara, tal como
se expuso en el informe de Kantchev et al. (1978).
54
Figura 5.1. Sección del mapa geológico 1: 500 000 (Pérez-Othon y Yarmoliuk, 1985).
Ubicación de unidades sincrónicas con la Formación Santa Clara, los círculos rojos
representan las formaciones de cuencas y el naranja depósitos en el paleomargen.
Resulta también muy interesante la comparación de la Formación Santa Clara, en
especial los depósitos del límite Cretácico/Paleógeno incluidos en ella, con la
Formación Amaro, que es también un depósito de dicho límite. La Formación Amaro se
depositó sobre el paleomargen de América del Norte y sus afloramientos están en la
actualidad situados aproximadamente a 6 km de los límites geográficos de la
Formación Santa Clara. La Formación Amaro es muy semejante a la Formación
Cacarajícara del occidente de Cuba, pero de menor espesor que esta última. La
composición clástica de Formación Amaro es muy diferente a los depósitos del límite
Cretácico/Paleógeno en la Formación Santa Clara, puesto que la primera está
constituida por material clástico mayormente carbonatado, proveniente del
paleomargen de la América del Norte, el cual está ausente en la Formación Santa
Clara. Todo lo anterior evidencia que, hace unos 65 millones de años atrás las
localidades donde hoy se encuentran estas unidades debieron estar mucho más
separados entre sí de lo que se encuentran ahora.
55
Tabla 5.1. Características de algunas unidades litoestratigráficas del intervalo
Maastrichtiano-Eoceno Medio en Cuba central.
Formaciones Edad Litología Localización
geológica
Cocos Maastrichtiano-
Paleoceno Calizas, margas y tobas
Cuenca
Santo
Domingo
Vaquería Maastrichtiano-
Eoceno Medio Calizas, margas y tobas
Cuenca
Cienfuegos
Cantabria Maastrichtiano Calizas, tobas (Miembro Carolina) Cuenca
Cienfuegos
Fomento Maastrichtiano-
Paleoceno
Margas, calizas con
intercalaciones de tobas
Cuenca
Cabaiguán
Amaro Límite
Cretácico/Paleógeno
Brechas del límite
Cretácico/Paleógeno PPAN
Cotorro
Campaniano
Superior-
Maastrichtiano?
Intercalacionas de rocas
siliciclasticas y tobas TAVC
Bijabo Eoceno Inferior-
Medio
Intercalaciones de areniscas, arcillas,
limolitas, tufitas, calizas arcillosas,
margas y tobas
Cuenca
Cabaiguán
56
Conclusiones
1. Se comprobó la presencia de material piroclástico en la Formación Santa Clara. La
edad de estos depósitos va desde el Maastrichtiano (posiblemente desde la
subbiozona de Planoglobulina acervulinoides, cuya base comienza 5,7 millones de
años antes del límite Cretácico/Paleógeno) hasta el Daniano basal (probable subzonas
P11 α- P1
1ª, que abarcan entre 6000 y 230 000 años después del límite
Cretácico/Paleógeno).
2. En el caso del perfil “Dos Hermanas” se determinó que las calizas y margas, que
constituyeron el fondo sedimentario de la cuenca, son aquí mayormente depósitos
pelágicos formados en gran medida por fangos de foraminíferos, acumulados en una
cuenca tropical de aguas bien ventiladas por debajo del nivel de base de las olas.
Ocasionalmente arribaban corrientes turbias con material carbonatado. Al menos para
el Daniano donde estas turbiditas son más frecuentes y entre sus bioclastos abundan
los restos fósiles del Cretácico Superior alto.
3. En el caso del “Monumento” se registran calizas detríticas (grainstones) y margas.
Las grainstones se derivan casi exclusivamente de depósitos carbonatados muy
someros. Los escasos foraminíferos planctónicos presentes en ellas provienen
posiblemente de la erosión de los sedimentos de aguas más profundas. Las margas
constituyen los sedimentos profundos de la cuenca.
4. Las tobas presentes en el perfil “Dos Hermanas no parecen depósitos piroclásticos
primarios, sino redepósitos de tetras, debido a la presencia de frecuentes estructuras
de corrientes y, sobre todo, la relativa abundancia de restos de microfósiles. En
general, deben ser depósitos de corrientes turbias.
5. En ambos perfiles existen depósitos brechosos caóticos que parecen pertenecer
por su posición estratigráfica al límite Cretácico/Paleógeno, esto parece ser casi seguro
para el perfil “Dos Hermanas” y algo mas condicionado para la localidad del
“Monumento”, aunque es en esa localidad Alegret et al. (2005) sitúan brechas
semejantes en el límite Cretácico/Paleógeno.
6. Los depósitos del límite Cretácico/Paleógeno en Loma Capiro son notablemente
diferentes a sus coetáneos de la Formación Amaro, depositada en el paleomargen de
la América del Norte, a pesar de que los afloramientos de estas unidades están
separados sólo unos kilómetros. Esto evidencia que debieron estar originalmente muy
separados y pone de manifiesto los grandes desplazamientos horizontales de los
sobrecorrimientos paleogénicos (orogénesis cubana).
7. La existencia de evidencias de actividad volcánica explosiva en diversas unidades
litoestratigráficas, que incluyen depósitos maastrichtianos y danianos basales de
57
pequeño espesor en Cuba central (formaciones Santa Clara, Cocos, Vaquería,
Fomento, Cantabria), junto con la Formación Cotorro, la cual posiblemente contiene
capas maastrichtianas. Esto indica que, una limitada actividad volcánica se mantuvo en
Cuba central después del final del arco volcánico del Cretácico Tardío en el resto del
territorio cubano.
58
Recomendaciones
Dedicar un próximo trabajo de diploma a un estudio más detallado de los depósitos
del límite Cretácico/Paleógeno y danianos de Loma Capiro. Para estudiar en mayor
detalle el corte desde el límite Cretácico/Paleógeno hasta las capas danianas más
jóvenes y precisar las relaciones entre los cortes de “Dos Hermanas” y el
“Monumento”.
Proponer el corte del límite Cretácico/Paleógeno de la localidad “Dos Hermanas”
como monumento nacional natural, por lo extraordinariamente bien preservado que se
conserva un fenómeno trascendental en la historia del planeta, como la caída del
asteroide en Yucatán (Chicxulub) hace 65 millones de años.
59
Bibliografía
Alegret, L., Arenillas, I., Arz, J. A., Díaz, C., Grajales-Nishimura, J. M., Meléndez, A.,
Molina, E., Rojas, R., Soria, A. R., 2005. Cretaceous-Paleogene boundary
deposits at Loma Capiro, central Cuba: Evidence for the Chicxulub impact,
Geological Society of América, 33, 9, 721-724.
Alexiev, B., Brito-Rojas, A., Coutin, D. P., Téllez-Acuña, G., 1974. Sobre el
descubrimiento en Cuba de rocas zeolíticas de importancia industrial. En:
Contribución a la Geología de Cuba (Publicación Especial), Instituto de
Geología y Paleontología de la Academia de Ciencias de Cuba, 154-164.
Anónimo, 2003. Anuario estadístico Villa Clara 2002, Oficina Territorial de Estadísticas.
Espinosa, A., León, L., Orozco, I., Palacios, B., 1985. Busqueda orientativa y detallada
“Tobas Sigüaney”. Ministerio de la Industria Básica, Empresa de Geología de
Santa Clara, Villa Clara. 15-24. Informe inédito
Cobiella-Reguera, J. L., 1984. Curso de Geología de Cuba, Pueblo y Educación, 8-106.
Cobiella-Reguera, J. L., 1988. El vulcanismo paleogénico de Cuba. Apuntes para un
nuevo enfoque, Revista Tecnológica, XVIII, 25-32.
Cobiella-Reguera, J. L., 1997. Zonación estructuro facial del corte Paleoceno-Eoceno
Medio en Cuba, Minería y Geología, XIV, 1, Ciudad de la Habana, 3-12.
Cobiella-Reguera, J. L., 2000. Jurassic and Cretaceous geological History of Cuba,
Internacional Geology Review, 42, 594-616.
Cobiella-Reguera, J. L., Cruz Gámez, E. M., Cáceres Govea, D., Lastra Rivero, J. F.,
Cofiño Arada, C. E., Despaigne Díaz, A. I. Denis Valle, R., Ramires Hernández,
R., Díaz Guanche, C., 2010. “Evolución geodinámica (paleogeográfica) de Cuba
occidental y central entre el Jurásico Tardío y el Plioceno” Informe científico-
técnico final del proyecto 01307171 (UPR)
Díaz de Villalvilla, L., 1997. Caracterización geológica de las formaciones volcánicas y
volcano-sedimentarias en Cuba central, provincias Cienfuegos, Villa Clara y
Sancti Spiritus”. En: Furrazola, G. F., Núñez, K., 1997, (comp.), Estudios Sobre
Geología de Cuba, Centro Nacional de Información Geológica, La Habana, 326-
344.
Díaz J. L., Portela H. A., Blanco P. Y Magaz A., 1986. Los principios básicos de la
clasificación morfoestructural del relieve cubano y su aplicación en la región
Centro-Oriental de Cuba. Academia de Ciencias de Cuba. Instituto de
Geografía.
Embry, A., F., Klovan, J., E., 1972. Absolute Water Perth Limit of Late Devonian
Paleoecological Zones. Geol. Rundschau., 61: 672-686.
60
Franco-Álvarez, G. L., 1994. Léxico Estratigráfico de Cuba, Instituto de Geología y
Paleontología de la Habana.
Grajales-Nishimura, J. M., Murillo-Muñetón, G., Rosales-Dominguez, C., Bermudez-
Santana, J. C., Velasquillo-Martínez, L. G., García-Hernández, J., Arz, J. A.,
Arenillas, I., 2009. the cretaceus-Paleogene Boundary Chicxulub Impact: Its
Efect on Carbonate Sedimentation on the Western Margin of the Yucatán
Plataform and Nearby Areas, en C. Bartolini and J. R. Roman-Ramos, eds.,
petroleum system in the southern Gula of Mexico; AAPG Memoir 90, P. 315-
335.
Hernández-Herrera, P. A. et al., 2004. Geografía de Cuba regiones y paisajes,
Universidad para todos, Juventud Rebelde, Ciudad de La Habana, 11-13.
Iturralde-Vinent, M. A., 1997. Introducción a la geología de Cuba. En: Furrazola-
Bermúdez, G., Nuñez-Cambra, K, (comp.), Estudios Sobre Geología de Cuba,
Centro Nacional de Información Geológica. La Habana, 35-68.
Iturralde-Vinent, M. A., Díaz Otero, C., García-Casco, A., Van Hinsbergen, D. J. J.,
2008. Paleogene foredeep basin deposits of north-central Cuba a record of arc-
continental collision between the Caribbean and North American Plates,
International Geology, 50, 863-884.
Kantchev, I. l., Bayanov, I., Popov, N., Cabrera, R., Goranov, A. L., Lolkicev, N.,
Kanazirski, M., Stancheva, M., 1978. Geología de la provincia de Las Villas.
Resultado de las investigaciones geológicas y levantamiento geológico a escala
1: 250 000 realizado durante el periodo 1969-1975. Vol. 1, Parte 3, 675. Informe
Inédito.
Oliva-Gutiérrez, G. et al. , 1989. Nuevo Atlas Nacional de Cuba, Instituto de Geografía
de la Academia de Ciencias de Cuba, Instituto Cubano de Geodesia y
Cartografía, Instituto Geográfico de España.
Pérez-Othon, J., Yarmoliuk, V. A., 1985. Mapa Geológico de la Republica de Cuba,
escala 1: 500 000, Ministerio de la Industria Básica, Centro de Investigaciones
Geológicas.
Pushcharovsky, Y. (ed.), 1988. Mapa Geológico de la Republica de Cuba escala 1: 250
000, Academia de Ciencias de Cuba, Academia de Ciencias de la URSS, Hoja
F 17-7 Santa Clara.
Ramos-Sierra, O., Vega-Camaro, D., Pena, O. M., de Zayas Hernández, O., González
Expósito, D., Taboada Rodríguez, R., 1979. Geografía Física de Cuba. Octavo
grado, Pueblo y Educación, Ciudad de La Habana, 84.
Rojas-Consuegra, R., Núñez-Cambra, K., 1997. Características de la cobertura
Campaniano-maastrichtiana del arco volcánico extinto. En: Furrazola-
61
Bermúdez, G. F., Núñez, K., 1997, (comp.), Estudios Sobre Geología de Cuba,
Centro Nacional de Información, 417-422.
Schimid, 1981. En: Gillespie, M. R., Styles, M. T., 1999. BGS Rock Classification
Scheme, Volume 1, Classification of igneous rocks, British Geological Survey
Research Report, (2nd edition), RR 99–06, 25.
62
Anexos
Anexo 1. Relación de las muestras recogidas en el trabajo de campo, para el estudio
petrográfico y paleontológico.
Muestra Roca Petrografía en SD Paleontología
en SD
Paleontología
en lavado Localidad
1 Y1 Caliza X X "Monumento"
2 Y1a1 Caliza X X "Monumento"
3 Y1a2 Caliza X X "Monumento"
4 Y2 Marga No se analizó "Monumento"
5 Y3a Caliza X X "Monumento"
6 Y3b Caliza X X "Monumento"
7 Y3c Marga No se analizó "Monumento"
8 Y4 Caliza X X "Monumento"
9 Y6a Caliza X X "Monumento"
10 Y6b Caliza X X "Monumento"
11 Y8a Caliza X X "Dos Hermanas"
12 Y8b Caliza X X "Dos Hermanas"
13 Y8c Marga X "Dos Hermanas"
14 Y9a Toba X "Dos Hermanas"
15 Y9b Marga X "Dos Hermanas"
16 Y9c Toba X "Dos Hermanas"
17 Y9d Toba X "Dos Hermanas"
18 Y9e Marga X "Dos Hermanas"
19 Y9f Toba X "Dos Hermanas"
20 Y10a Marga X "Dos Hermanas"
21 Y10b Caliza X X "Dos Hermanas"
22 Y11a Toba X "Dos Hermanas"
23 Y12a Caliza X X "Dos Hermanas"
24 Y13a Caliza X X "Dos Hermanas"
25 Y14a Caliza X X "Dos Hermanas"
26 Y14b Marga X "Dos Hermanas"
27 Y15a Toba X "Dos Hermanas"
28 Y15b Caliza X X "Dos Hermanas"
29 Y15c Caliza X X "Dos Hermanas"
30 Y16a Marga X "Dos Hermanas"
31 Y16b Caliza X X "Dos Hermanas"
32 Y16c Tufita X X "Dos Hermanas"
33 Y17a Caliza X X "Dos Hermanas"
63
34 Y17b Marga X "Dos Hermanas"
35 Y17c Lapilli
acrecional No se analizó "Dos Hermanas"
36 Y17d Marga X "Dos Hermanas"
37 Y18a Caliza X X "Dos Hermanas"
38 Y19a Caliza X X "Dos Hermanas"
39 Y19b Caliza X X "Dos Hermanas"
40 Y20 Caliza X X "Dos Hermanas"
41 Y21a Tufita X X "Dos Hermanas"
42 Y21b Marga X "Dos Hermanas"
43 Y22a Toba X X "Dos Hermanas"
44 Y22b Caliza X X "Dos Hermanas"
45 Y22c Marga No se analizó "Dos Hermanas"
46 Y23a Caliza X X Cienfuegos
47 Y23-1 Tufita X X Cienfuegos
48 Y23-2 Marga No se analizó Cienfuegos
64
Anexo 2. Análisis petrográfico de las rocas sedimentarias de la Formación Santa Clara.
No. de
muestras Descripciones petrográficas de secciones delgadas
1 Y1
Packstone biodretítico compuesto por bioclastos con fragmentos de 0,1-
0,7 mm de algas rodofíceas (abundantes), espinas de erizos y
briozoarios mal preservados (50%), litoclastos carbonatados de 0,3-0,7
mm (15%), testas de foraminíferos bentónicos pequeños y en menor
proporción planctónicos (19%), granos siliciclásticos de vidrio alterado a
zeolita y clorita (0,05-0,2 mm), cuarzo, plagioclasa y litoclastos de roca
volcánica (0,1-0,45 mm) (1%). La calcita que une a estos componentes
es microesparítica-micrítica (15%). En general, los componentes
presentan pobre selección.
2 Y1 a1
Packstone biodretítico compuesto por bioclastos con fragmentos de 0,1-
0,4 mm de algas rodofíceas, espinas de erizos y briozoarios (50%),
cemento esparítico-micrítico (15%), litoclastos subredondeados de rocas
carbonatadas (18%), testas de foraminíferos bentónicos y planctónicos
(15%), materiales siliciclásticos constituidos por cuarzo, plagioclasa,
vidrio zeolitizado y litoclastos de rocas volcánicas de 0,05 mm (2%),
óxidos de Fe disperso. Presenta menor tamaño del grano que Y1 y pobre
selección de las partículas, las cuales pueden presentarse más
micritizadas que Y1.
3 Y1 a2
Grainstone con cemento esparítico de diferente granulometría (38%),
bioclastos de fragmentos de algas rodofíceas abundantes, briozoarios,
ostrácodos y espinas de erizos 0,1-0,8 mm (30%), litoclastos
carbonatados de 0,1-0,9 mm (20%), abundan más los foraminíferos
bentónicos que los planctónicos (en fragmentos) (10%). El material
piroclástico presente se compone de vidrio alterado a clorita y cuarzo con
0,3 mm de diámetro, representando un 2%.
4 Y3 a
Packstone con cemento microesparítico-micrítico (35%), bioclastos de
fragmentos de algas rodofíceas abundantes, briozoarios, ostrácodos y
espinas de erizos (0,1-0,9 mm) (39%). Litoclastos de rocas carbonatadas
subredondeados (10%), testas de foraminíferos bentónicos pequeños y
planctónicos (en clastos) (15%). El material siliciclástico se compone de
clastos angulosos de cuarzo y vidrio volcánico alterado (0,3 mm) (1%).
Muestra mal confeccionada.
5 Y3 b
Packstone, localmente grainstone, con cemento microesparítico-micrítico
(35%), testas de foraminíferos bentónicos y planctónicos (15%),
bioclastos de abundantes briozoarios (0,1-0,3 mm) (15%), litoclastos
carbonatados (0,2 mm) (16%), el material siliciclástico se compone de
vidrio volcánico cloritizado, cuarzo y plagioclasa (1%). La roca está
65
micritizada y con mala selección, los componentes son más finos que los
de Y3a.
6 Y4
Floatstone bioclástico con un 40% de bioclastos de abundantes algas
rodofíceas, espinas de erizos, fragmentos de foraminíferos bentónicos y
de corales, litoclastos de rocas carbonatadas fosilíferas (20%), testas de
foraminíferos bentónicos y algas Archeolithothamnion (20%), cemento
microesparítico y esparítico (20%). Los elementos con mala clasificación
pueden llegar a 4 cm de diámetro.
7 Y6 a
Packstone, localmente grainstone, con cemento microesparítico,
localmente esparítico grueso (35%). Bioclastos de fragmentos de
foraminíferos orbitoidales, algas rodofíceas y espinas de erizos (28%),
litoclastos carbonatados (25%), testas de foraminíferos bentónicos (la
mayoría) y planctónicos (10%). Material siliciclástico de vidrio volcánico
zeolitizado y cloritizado, y litoclastos de rocas volcánicas (2%). Los
clastos mal clasificados van desde 0,02-0,5 mm.
8 Y6 b
Packstone con cemento microesparítico (40%), bioclastos representados
por abundantes fragmentos de algas rodofíceas (0,3 mm), fragmentos de
bivalvos, briozoarios y de foraminíferos bentónicos orbitoidales (30%),
litoclastos carbonatados (20%), testas de foraminíferos bentónicos
pequeños y planctónicos (10%).
9 Y8 a
Packstone, localmente wackestone, con fósiles (40%) representados por
testas de foraminíferos planctónicos bien preservados, unidos por una
matriz micrítico-arcillosa (59%), se presentan óxidos e hidróxidos de Fe
dispersos en la roca (1%). Hay capitas más enriquecidas en fósiles.
10 Y8 b
Wackestone, localmente packstone, con fósiles (50%) representados por
testas de foraminíferos planctónicos bien preservados unidos por una
matriz micrítico-arcillosa (50%), se presentan algunos granitos de cuarzo.
Hay evidencias de bioturbación.
11 Y10b
Wackestone con foraminíferos planctónicos bien preservados (30%),
granos de cuarzo y óxidos de Fe (1%) dentro de una matriz micrítico-
arcillosa (69%). Con evidencias de bioturbación.
12 Y12 a
Wackestone con foraminíferos planctónicos bien preservados (30%),
rodeados por una matriz micrítica (70%). Hay laminillas que se
interrumpen dando evidencias de bioturbación.
13 Y13 a
Wackestone con foraminíferos planctónicos bien preservados (30%),
rodeados por una matriz micrítica (70%), se presenta óxido de Fe
diseminado. Posee evidencias de bioturbación.
14 Y14 a
Wackestone con abundantes foraminíferos planctónicos bien
preservados (35%) y cuarzo (1%), rodeados por una matriz micrítica
(64%). Óxido de Fe diseminado.
66
15 Y15 b
Wackestone con abundantes foraminíferos planctónicos bien
preservados (30%), cuarzo y plagioclasas (4%), en una matriz micrítica
(66%). Evidencias de bioturbación.
16 Y15 c
Wackestone localmente mudstone con foraminíferos planctónicos bien
preservados (30%), material siliciclástico compuesto por vidrio cloritizado,
biotita, cuarzo y plagioclasa (2%), unidos por una matriz micrítica (68%).
Hay laminillas donde se hacen más abundantes y de mayor tamaño las
testas y los granos de material siliciclástico.
17 Y16 b
Wackestone localmente mudstone con foraminíferos planctónicos bien
preservados (35%), dentro una matriz micrítica (64%), material
siliciclástico representado por cuarzo de 0,1 mm (1%). Posee laminillas
enriquecidas en fósiles que se interrumpen dando evidencias de
bioturbación.
18 Y17 a
Wackestone de foraminíferos planctónicos bien preservados (30%),
rodeados por una matriz micrítica (70%). Con laminillas enriquecidas en
fósiles que se interrumpen dando evidencias de bioturbación.
19 Y18 a
Grainstone-packestone-wackestone con bioclastos representados por
algas rodofíceas, briozoarios y fragmentos de foraminíferos bentónicos
orbitoidales (58%), testas de foraminíferos planctónicos y bentónicos
pequeños (15%), litoclastos de rocas carbonatadas de 0,1-0,5 mm (10%),
material siliciclástico constituido por vidrio cloritizado, y cuarzo anguloso
de 0,03-0,2 mm (3%), óxidos e hidróxidos de Fe (1%). Los componentes
están unidos por un cemento que va desde esparítico muy grueso hasta
calcita micritizada. De la base al tope de esta sección se presenta una
transición de grainstone a wackestone. Este último posee algunas testas
de foraminíferos dentro de una matriz micrítica (75%).
20 Y19 a
Grainstone con abundantes litoclastos de rocas carbonatadas (48%),
bioclastos de fragmentos de briozoarios, algas rodofíceas y espinas de
erizos (30%), testas de foraminíferos planctónicos cretácicos y danianos
y cámaras de nannoplancton calcáreos recristalizados (10%), material
siliciclástico (biotita, vidrio cloritizado y zeolitizado cuarzo y litoclastos
redondeados y subredondeados de rocas volcánicas). Todos éstos
representan un 2% en la roca, con diámetros desde 0,1 a más de un
milímetro. Los granos se cementan por calcita esparítica de diferente
granulometría (10%). Los componentes carbonatados pueden llegar a
más de 1 mm de diámetro.
21 Y19 b
Wackestone con lámina de packstone. Presenta abundantes
foraminíferos planctónicos bien preservados, espinas de erizos y
foraminíferos bentónicos pequeños (50%), predominando los
planctónicos. Escasos litoclastos de rocas carbonatadas (0,6 mm) (5%),
67
pequeños bioclastos de algas rodofíceas (2%). Material siliciclástico
constituido por cuarzo, biotita, vidrio (cloritizado y zeolitizado) y litoclastos
de rocas volcánicas 0,05-1 mm (3%). Los componentes están unidos por
calcita micrítica con algún contenido de arcilla (40%). En la lámina los
litoclastos carbonatados y de rocas volcánicas son de mayor tamaño, se
unen por calcita micrítica y microesparítica, además se evidencia
bioturbación. En la sección se presenta gradación normal, con pobre
selección de los componentes.
22 Y20
Wackestone con testas de foraminíferos planctónicos bien preservados
(25%), inmersos en una matriz micrítica (75%) que parece tener algún
componente arcilloso.
23 Y22 b
Wackestone con testas de foraminíferos planctónicos bien preservados
(25%), material siliciclástico representado por cuarzo, plagioclasa, biotita,
vidrio volcánico, y raros litoclastos de rocas volcánicas de 0,3-0,5 mm
(2%), además litoclastos de rocas calcáreas fosilíferas todo unido por una
matriz micrítica (73%). Esta roca presenta laminación, en la cual los
fósiles y el material silíceo aumentan en tamaño y proporción. Se
evidencia algún rastro de bioturbación.
68
Anexo 3. Petrografía de rocas piroclásticas de la Formación Santa Clara.
No. De
muestra Descripción petrográfica en secciones delgadas
1 Y9 a
Toba vitrocristaloclástica gruesa compuesta por plagioclasa ácida-media
(17%), cuarzo (15%), biotita (9%), vidrio volcánico en ocasiones zeolitizado y
cloritizado (35%), calcita granuda. Raros fósiles diseminados (23%) y
minerales metálicos (1%). Los diámetros de las partículas varían desde 0,1-
0,6 mm predominando las de 0,3 mm. En ocasiones los cristaloclastos están
deformados y fracturados.
2 Y9 c
Toba vitrocristaloclástica gruesa, compuesta por plagioclasa ácida-media
(10%), cuarzo (5%), biotita (7%), vidrio volcánico zeolitizado y pelitizado
(54%), calcita granuda, raros fósiles (23%) y minerales metálicos
diseminados (1%).
3 Y9 d
Tufita gruesa compuesta por plagioclasa media (1%), cuarzo (3%), biotita
(1%), vidrio volcánico (20%), calcita granuda con raros fósiles (75%) y
minerales metálicos diseminados. Predominan los cristales de 0,2 mm.
4 Y9 f
Toba vitroclástica fina compuesta casi completamente por vidrio volcánico
pelitizado (92%), además de tener plagioclasa (1%), cuarzo (4%), biotita
(1%) y minerales metálicos (1%). Los diámetros varían entre 0,02-0,1 mm.
Presenta algunas formas fósiles bentónicas (1%).
5 Y11 a
Toba vitrocristaloclástica gruesa compuesta por plagioclasa media (15%),
cuarzo (20%), biotita (1%), vidrio volcánico (63%), minerales metálicos
diseminados (1%) y raros fósiles. Los diámetros de las partículas son desde
0,05-0,4 mm, predominando los 0,3 mm, mal seleccionados y los granos
tienen formas angulosas. Hay láminas donde aumenta la proporción de los
cristaloclastos.
6 Y15 a
Toba vitrocristaloclástica gruesa compuesta por plagioclasa media (10%),
cuarzo (20%), biotita (1%), vidrio volcánico pelitizado (56%), testas de
foraminíferos bentónicos (19%) y óxidos e hidróxidos de Fe (2%). Diámetros
de los elementos que la componen de 0,1-0,3 mm.
7 Y16c
Macroscópicamente parece una toba, se clasifica como tufita en el análisis
petrográfico. La SD está algo gruesa, presenta un 45% de arcilla
posiblemente producto a la alteración del vidrio volcánico, 45% de calcita
microgranuda acompañada en algunos casos por fósiles (espinas de erizos
con 0,7 mm de largo, Globotruncanidae, Heterohelicidae. Restos de
microfauna abundante pero mal preservada, los cuales pueden estar
rellenos de arcilla. Plagioclasa media (andesina) (3%), cuarzo (4%), vidrio
zeolitizado (2%), biotita (1%). Por la textura que se observa en la arcilla, se
interpreta que la mayor parte de esta es producto de la alteración del vidrio
volcánico. Los fósiles, tanto rellenos de arcilla como de calcita, representan
69
el 60%.
8 Y21 a
Tufita gruesa compuesta por plagioclasa media (3%), cuarzo (5%), biotita
(1%), vidrio volcánico (30%), calcita granuda con raros restos fósiles (61%) y
óxidos e hidróxidos de Fe (1%). Diámetros de 0,1-0,3 mm.
9 Y22 a
Toba vitroclástica fina compuesta por plagioclasa (1%), cuarzo (4%), biotita
(1%), vidrio volcánico pelitizado (91%), testas de foraminíferos bentónicos y
planctónicos (2%) y minerales metálicos (1%). Puede tener raros granos de
0,2 mm.
70
Anexo 4. Resultados de analisis micropaleontológicos en secciones delgadas de las
rocas de la Formación Santa Clara. Determinadas por Lic.Silvia Blanco-Bustamante.
Muy raro 1-5, raro 5-10, comun 10-20, abundante 20-50, muy abundante, más de 50.
Foraminíferos bentónicos pequeños (FBP).
Número
de
muestra
Bioeventos Edad
Y1
Hedbergella cf monmonthensis
Heterohelicidae
Globotruncanidae
Hedbergella sp.(clasto)
FBP (A)
Spiroloculina cretacea
Algas rodofíceas (A)
Ostrácodos, espinas de erizos, briozoarios
Cretácico Superior,
Campaniano Superior-
Maastrichtiano
Y1a1
Pseudotextularia elegans
Globotruncana arca
Globotruncanidae (VR)
Rugoglobigerina sp.
Heterohelicidae, forma estríada
Dicarinella aff hagni
Cibicidae
Alabamina ? sp. y otros FBP
Briozoarios
Cretácico Superior,
Campaniano-
Maastrichtiano
Y1a2
Globotruncanita stuarti
Contusotruncana fornicata
Globotruncana sp.
Ventilabrella sp.
Rugoglobigerina sp.
Frag. de briozoarios, ostrácodos, espinas de erizos
Algas rodofíceas (A)
FBP
Cretácico Superior,
Campaniano Superior-
Maastrichtiano
Y3a
Globotruncanidae
Hedbergella monmothensis
Hedbergellidae
Pseudotextularia elegans(VR)
FBP
Fragmento de foraminífero orbitoidal
Fragmentos de briozoarios, algas rodofíceas, y erizos
Cretácico Superior,
Campaniano Superior-
Maastrichtiano
Y3b Briozoarios (A) Maastrichtiano-
71
Racemiguembelina sp.
Pseudoguembelina sp.
Rugoglobigerina sp.
Hedbergella spp.
Campaniano Superior
Y4
Algas rodofíceas (A)
Espinas de erizos
Sulcoperculina sp.
Globotruncana sp.
Globotruncanidae
Archeolithothamnion sp.
Orbitoides villasensis
Asterororbis sp. (en fragmento)
Fragmento de coral
En fragmentos: Hedbergella monmonthensis, H.
holmdedensis, ¨hedbergelídos¨
Maastrichtiano
superior
Y6a
Globotruncanita pettersi
Globotruncana lapparenti
Planoglobulina/Ventillabrella sp.
Heterohelicidae
Fragmento de foraminífero orbitoidal
Algas rodofíceas
Espinas de erizos
Maastrichtiano
Y6b
Algas rodofíceas (A)
Fragmentos de bivalvos, briozoarios
Globotruncana sp. (VR)
Hedbergella sp.
Fragmento de foraminífero orbitoidal
(Pseudorbitoididae?)
FBP
Cretácico Superior,
Campaniano -
Maastrichtiano
Y8a
Laeviheterohelix glabrans
Rugoglobigerina sp.
Globigerinelloides cf praeriehillensis
Hedbergella monmonthensis
Fp con espina?
Globotruncanella petalloidea
Globigerinelloides messinae
Globotruncana sp.
Pseudotextularia elegans
Cretácico Superior,
Campaniano Superior-
Maastrichtiano
Y8b Rugoglobigerina reicheli
Rugoglobigerina sp.
Cretácico Superior,
Maastrichtiano
72
Globigerinelloides subcarinatus
Globotruncanella petaloidea
Globotruncanita sp.
Globotruncana cf mariei
Heterohelix carinata
Pseudoguembelina sp.
Y10b
Globigerinelloides ultramicrus
G. aff praeriehilensis
Guembelitria cretaceae
Hedbergella cf homdelensis
Rugoglobigerina cf macrocephala
Cretácico Superior,
Campaniano Superior-
Maastrichtiano
Y12a
Heterohelix striata
Laeviheterohelix glabrans
Pseudotextullariae elegans
Globotruncanita aff stuarti
Heterohelix carinata
Globotruncana sp.
Hedbergelídos
Globigerinelloides messinae
Cretácico Superior,
Campaniano Superior-
Maastrichtiano
Y13a
Radotruncana subspinosa
Pseudoguembelina sp.
Globotruncana aff mariei
Globotruncanella sp.
Schackoina cenomana
Globigerinelloides subcarinatus
Heterohelicidae
Hedbergellacf monmonthensis
Cretácico Superior,
Campaniano Superior-
Maastrichtiano
Y14a
Trinitella scotti
Pseudotextularia elegans
Planoglobulina sp.
Globotruncanella sp.
Globotruncanita aff stuarti
Cretácico Superior,
Maastrichtiano
Y15b
Globotruncanita stuarti
Globigerinelloides alvarezi
Globotruncanella havanensis
Globotruncana arca
Pseudoguembelina aff costulata
Radotruncana subspinosa
Plummerita hantkeninoides
Cretácico Superior,
Maastrichtiano
Superior
Y15c Pseudotextularia elegans Cretácico Superior,
73
Globotruncanita sp.
Trinitella scotti
Globigerinelloides ultramicrus
Globotruncana aff falsosturti
Rugoglobigerina macrocephala
Heterohelix striata
Hedbergella holmdelensis
Hedbergella spp.
Maastrichtiano
Y16b
Planoglobulina sp.
Globotruncana pettersi
Globigerinelloides ultramicrus
Pseudotextularia elegans
Globotruncana rosetta
Globotruncanita sp.
Rugoglobigerina reicheli
Rugoglobigerina sp.
Pseudoguembelina sp.
Hedbergella sp.
Radiolarios, moldes recristalizados
Cretácico Superior,
Maastrichtiano
Y16c
Espinas de erizos
Globotruncanidae
Heterohelicidae (formas estríadas)
Microfauna abundante pero mal preservada
Cretácico Superior,
Turoniano-
Maastrichtiano
Y17a
Trinitella scotti
Rugoglobigerina cf macrocephala
Rugoglobigerina sp.
Globotruncanita conica
Globotruncanella petaloidea
Pseudoguembelina costulata
Hetrohelix sp.
Hedbergella spp.
Globigerinelloides praeriehilensis
G. ultramicrus
Cretácico Superior,
Maastrichtiano
Y18a
Globotruncana rosetta
G. linneiana
Pseudoguembelina sp.
Heterohelicidae
Globotruncanita sp.
Planoglobulina/Ventillabrella sp.
algas rodofíceas
Paleoceno (Daniano),
Con redeposición del
Campaniano-
Maastrichtiano
74
briozoarios
fragmentos de foraminíferos orbitoidales
Laeviheterohelix sp.
Globoconusa sp.
Globanomalina cf archeocompressa
Parasubbotina aff pseudobulloides
Y19a
Orbitoides sp.
Sulcoperculina sp.
S. globosa
S. vermunti
Pseudorbitoididae
Vaughanina sp.
Asterorbis cf cubensis
Lepidorbitoididae
Globotruncanita conica
Contusotruncana contusa
Pithonella spherica
Cámaras de foraminíferos planctónicos
Fragmentos de briozoarios, algas rodofíceas, erizos
En matriz: Eoglobigerina eobulloides
Praemurica sp., Globanomalina sp. aff
planocompressa, Thoracosphaera sp.,
nannpláncton calcáreos recristalizados
Daniano(Prob
subzonas P11 α- P1
1ª)
Y19b
Parasubbotina aff pseudobulloides
Globanomalina aff planocompressa
G. archeocompressa
Praemurica sp.
Eoglobigerina cf eobulloides
Chiloguembelina sp.
Espinas de erizos
Pseudotextrularia elegans (VR)
Globotruncana linneiana (VR)
Globotruncanita pettersi (VR)
FBP
Daniano(Prob
subzonas P11 α- P1
1ª)
con redeposición del
Maastrichtiano
Y20
Globigerinelloides alvarezi
G. ultramicrus
Heterohelix striata
Heterohelix sp.
Shackoina sp.
Pseudoguembelina sp. aff costulata
Campaniano-
Maastrichtiano, prob.
Campaniano Superior-
Maastrichtiano
75
Hedbergella spp.
H. cf monmonthensis
Y22b
Pseudotextularia aff intermedia
Rugoglobigerina reicheli
Rugoglobigerina/Kuglerina sp.?
Globigerinelloides messinae
G. ultramicrus
Globotruncana rosetta
Globotruncanita cf angulata
G. cf insignis
Globotruncanita sp.
Hedbergellidae
Heterohelicidae
Maastrichtiano
Y23a
Sulcoperculina sp.
Globotruncana sp.
Vaughanina sp.
Pseudorbitoididae
Espinas de erizos
Fragmentos de algas rodofíceas (A)
Eoglobigerina eobulloides
Globanomalina cf archeocompressa
Subbotina sp.
Praemurica sp.
Daniano(Prob
subzonas P11 α-
P11ª) con abundante
redeposición del
Cretácico Superior,
Campaniano-
Maastrichtiano
Y23-1
Rotaliidea
FBP
Foraminífero orbitoidal (VR)
Subbotina sp.
Eoglobigerina sp.
Parasubbotina sp.
Fragmentos de algas rodofíceas
Daniano(Prob
subzonas P11 α-
P11ª) con escasa
redeposición del
Cretácico Superior
76
Anexo 5. Resultados del análisis micropaleontológico por el método de lavado en rocas
margosas de la Formación Santa Clara. Determinada por MSc. Lourdes Pérez-Estrada.
Número
de
muestra
Biovento Edad
Y17b
Trinitella scottii
Pseudotextularia elegans Pseudotextularia nuttalli
Pseudoguembelina costulata
Pseudoguembelina excolata
Heterohelix spp.
Globigerinelloides sp.
Rugoglobigerina rugosa
Globotruncanita stuarti
Globotruncanita spp.
Gaudryina pyramidata y otros foraminíferos
bentónicos pequeños
Cretácico Superior
Maastrichtiano
Y17d
Globotruncana aegyptiaca
Heteroelix reussi
Heteroelix sp.
Pseudoguembelina costulata
Pseudoguembelina sp.
Globotruncanita sp.
Gublerina sp.
Globotruncanella minuta?
Cretácico Superior
Maastrichtiano
Y16a
Abathomphalus mayaroensis
Racemiguembelina powelli
Contusotruncana contusa
Contusotruncana fornicata
Contusotruncana spp.
Pseudoguembelina costulata
Pseudoguembelina excolata
Pseudotextularia nuttalli
Pseudotextularia elegans
Rugoglobigerina rugosa
Rugoglobigerina rotundata
Globigerinoides sp.
Globotruncanella petaloidea
Globotruncanita stuarti
Globotruncanita spp.
Globotruncana spp.
Cretácico Superior
Maastrichtiano
superior
77
Radiolarios
Gaudryina pyramidata
Y14b
Racemiguembelina powelli
Globotruncana arca
Archeoglobigerina cretacea
Globotruncanita conica
Globotruncanella havanensis
Pseudotextularia nuttalli
Psedotextularia elegans
Pseudoguembelina sp.
Cretácico Superior
Maastrichtiano
Y10a
Globotruncana arca
Globotruncanella havanensis
Globigerinelloides sp.
Rugoglobigerina rugosa
Rugoglobigerina rotundata
Pseudoguembelina sp.
Schakoina cenomana
Cretácico Superior
Campaniano-
Maastrichtiano
Y-9 e Abundantes Radiolarios y espículas de esponjas Indet
Y9b
Racemiguembelina powelli
Heterohelix reussi
Pseudoguembelina spp.
Pseudotextularia elegans
Psedotextularia sp.
Globotruncanita conica
Globotruncana sp.
Schakoina cenomana
Cretácico Superior
Maastrichtiano
Y8c
Globotruncanella havanensis
Guembelitria cretacea
Globotruncanita sp.
Globigerinelloides sp.
Heterohelix spp.
Heterohelix striata
Hedbergella spp.
Pseudoguembelina sp.
Cretácico Superior
Maastrichtiano-
Campaniano parte
más alta
Y21b
Globotruncana arca
Globotruncana spp.
Globotruncanita stuarti
Globotruncanella petaliodea
Pseudoguembelina sp.
Cretácico Superior
Maastrichtiano-
Campaniano
Superior.