Análisis de la evolución tectónica y paleogeografía de la cuenca central, Cuba (página 3)

La zona de desplazamiento principal del sistema de fallas La Trocha comúnmente ha sido marcada como una línea recta de rumbo NE-SW, sin embargo los datos que han sido manejados para esta investigación demuestran que tal interpretación no es del todo correcta. La tendencia general confirma el rumbo NE-SW, pero distinguiendo dos zonas algo diferentes. La información morfométrica indica que en el sector sur de la zona de fallas, justo en el límite entre el Escambray y la porción sur de la Cuenca Central, los alineamientos presentan un rumbo N 30° E, este dato es confirmado por gravimetría, pues coincide con una zona de alto gradiente entre dos anomalías muy intensas y de signo opuesto. En cambio, en el sector norte del sistema de fallas predominan los alineamientos con rumbo N 60° E, en relación con sectores lineales de los niveles hipsométricos, pendientes, disección vertical y coincidiendo con una zona de alto gradiente gravimétrico, que marca el límite geológico entre el extremo oriental de la Cordillera Norte de Las Villas y la porción norte de la Cuenca Central.

La configuración de la zona de desplazamiento principal del sistema de fallas La Trocha lograda a partir de la interpretación combinada de los datos morfométricos, geológicos y geofísicos utilizados durante esta investigación, se muestra en la figura 3.6. Este límite es particularmente nítido en los esquemas geológicos de superficie, sobre todo en los sectores donde aflora el substrato plegado en contacto con las secuencias de la Cuenca Central. La información gravimétrica también marca muy bien la zona de desplazamiento principal y además indica la posible existencia de otras estructuras sub-paralelas a las primeras, que pueden constituir una zona de desplazamiento secundaria y el límite oriental de la Cuenca Central, de estas estructuras no conoce evidencia alguna en superficie.

Una característica del área de estudio, que no podemos omitir, es el hecho de que coexisten dos importantes sistemas de fallas rumbodeslizantes, relacionados ambos con el proceso de colisión: 1) el Sistema Cubano (NW-SE), que incluye las estructuras de sobrecorrimientos presentes en la región, sobre todo en el sector noroccidental, auque es un sistema importante en todo el Cinturón Plegado Cubano; y 2) el Sistema La Trocha, con dirección NE-SW. Como se ha visto la relación espacial de estos sistemas tiende a la perpendicularidad, justificando la existencia en toda el área de estudio, y sobre todo en el substrato, de un sistema tipo Riedel característico de la tectónica transcurrente, con las consecuentes implicaciones para la estructura regional, incluyendo el basamento de la Cuenca Central. Particularmente en la porción norte de la Cuenca Central, su basamento y el margen occidental, existen evidencias que confirman la existencia de este proceso.

El basamento de la Cuenca Central en su porción norte, que ha sido muy estudiado durante la actividad petrolera desarrollada en esta zona, se presenta muy fracturado y dividido en numerosos bloques tectónicos, en los que se han descrito desplazamientos de hasta 1000 metros en dirección sub-latitudinal y de 100 a 300 metros en dirección sub-longitudinal (Blanco, 1999).

En el margen noroccidental de la Cuenca Central, en las cercanías de Florencia y Tamarindo, se observa el desarrollo de estructuras en abanico que pueden estar relacionadas con la evolución de los esfuerzos y el movimiento de la zona de fallas La Trocha. El estudio detallado de esta zona puede aportar evidencias importantes que permitan esclarecer las características del proceso de colisión, sus límites temporales, y la evolución de los esfuerzos durante y después de terminado el proceso. La densidad de los trabajos de campo que hasta el momento se han realizado no nos permite emitir criterios concluyentes al respecto.

A lo largo de la zona de desplazamiento principal del sistema de fallas La Trocha se percibe un cambio de los esfuerzos predominantes. La zona norte se caracteriza por la existencia de fallas inversas, típicas de un proceso trans-compresivo y la presencia de pliegues en echelon, desarrollados en las formaciones del Eoceno Medio – Oligoceno (Blanco, 1999), mientras que hacia el extremo sur predominan los esfuerzos trans-distensivos, combinados con la existencia de fallas normales y el ensanchamiento y subsidencia de la porción sur de Cuenca Central, donde se alcanzan los espesores máximos de sedimentos en toda la cuenca.

Este cambio de los esfuerzos predominantes a lo largo de la zona de desplazamiento principal del sistema de fallas La Trocha, puede ser explicado a partir del análisis de las características geométricas del sistema, considerando además el predominio de un movimiento rumbodeslizante siniestro de rumbo NE-SW y una rotación en sentido horario de los bloques situados a ambos lados de la zona de desplazamiento principal. Por supuesto, estas características estructurales tienen un marcado efecto en la geometría de la Cuenca Central, su basamento y sus márgenes; así como en el registro sedimentario que en ella se ha depositado durante su historia geológica, temas que se tratarán en el siguiente capítulo.

Figura 3.6: Configuración de la zona de desplazamiento principal del sistema de fallas La Trocha lograda a partir de la interpretación combinada de los datos morfométricos, geológicos y geofísicos. A, relación con las estructuras descritas en superficie (no se incluyen los sobrecorrimientos); y B, relación con el campo gravimétrico.

IV. LA CUENCA CENTRAL

En los ambientes compresionales es común el desarrollo de sobrecorrimientos y movimientos rumbodeslizantes, como resultado del avance de las escamas tectónicas (De Celles y Giles, 1996). Típicamente en estos ambientes se generan los sistemas de cuencas superpuestas, que incluyen las cuencas desarrolladas a lo largo de los sistemas de fallas de deslizamiento por el rumbo, las cuencas transportadas al dorso de los sistemas de sobrecorrimientos y las cuencas de antepaís (Boyer y Elliot, 1982; Ori y Friend, 1984; De Celles y Giles, 1996).

Asociadas con las fallas de deslizamiento por el rumbo presentes en los conjuntos tectónicos en ambientes compresivos oblicuos como el que nos ocupa, se desarrollan las llamadas cuencas tensionales. El registro estratigráfico generado a lo largo de las zonas de desplazamiento de las fallas rumbodeslizantes, está caracterizado por la incongruencia brusca de eventos geológicos dentro y en los bordes de las cuencas. También es típica una asimetría longitudinal y lateral de las secuencias, dada por la migración de los depocentros con el tiempo, evidenciado por episodios de rápida subsidencia que son registrados por el espesor de la sección estratigráfica y en las cuencas marinas por su rápida profundización. Otro aspecto que las distingue es la ocurrencia de abruptos cambios faciales laterales y discordancias locales, a la vez que se registran marcadas diferencias en los espesores de secuencias estratigráficas, geometría de las facies y aparición de discordancias de una cuenca a otra en la misma región (Kingston et al., 1983a, 1983b; Biddle y Christie-Blick, 1985; Harding, 1990).

Partiendo de este fundamento teórico, para caracterizar tectónica y estratigráficamente la Cuenca Central consideraremos:

• Primero: la existencia de un ambiente compresivo oblicuo relacionado con la ocurrencia, durante el período comprendido entre el Cretácico Superior (Campaniense-Maastrichtiense) y el Eoceno Superior, de un proceso de colisión entre el Cinturón Plegado Cubano y el margen pasivo meridional de la Placa Norteamericana. Este proceso posiblemente tubo su génesis relacionada con la apertura durante el Maastrichtiense de la Cuenca de Yucatán, que ocurrió luego de la colisión de los terrenos Pinos y Escambray con el extremo occidental del Arco Volcánico Albiense-Campaniense y la extinción de este último. Entre el Cretácico Superior (Campaniense-Maastrichtiense) y el Eoceno Superior ocurrió un proceso de colisión sub-latitudinal que dio lugar al desarrollo de estructuras típicas de estos ambientes (escamas y mantos de sobrecorrimientos, fallas rumbodeslizantes y estructuras en flor) y posibilitó la evolución paulatina del Cinturón Plegado Cubano y su acreción sobre el margen meridional de la Placa Norteamericana. El final del proceso de colisión, o al menos la disminución de su actividad, posiblemente tenga relación espacial y temporal con el surgimiento a finales del Paleógeno del límite transformante del Caribe Noroccidental.
• Segundo: la ocurrencia desde finales del Eoceno Superior – Oligoceno de un proceso de desarrollo platafórmico, caracterizado por una sedimentación predominantemente carbonatado – terrígena (Milián, 1989) y una tectónica aparentemente estable, producto a que el surgimiento del límite transformante del Caribe Noroccidental le imprime al territorio cubano una componente del movimiento menor a la que experimentó durante el período comprendido entre el Cretácico Superior Campaniense-Maastrichtiense y el Eoceno Superior.
• Tercero: el desarrollo de la Cuenca Central en un entorno transcurrente siniestro, asociada a la zona de fallas La Trocha de rumbo NE-SW y caracterizada por la posible existencia de estructuras Riedel, generadas por la interacción entre el Sistema Cubano y el Sistema La Trocha, con movimiento rotacional en sentido horario de los bloques situados a ambos extremos de la zona de desplazamiento principal.

Para caracterizar las secuencias estratigráficas depositadas en la Cuenca Central, así como sus márgenes y basamento, se utilizarán una serie de mapas y esquemas elaborados a partir de datos geofísicos (Levantamiento Gravimétrico de la Cuenca Central, 1:100000), geológicos de superficie (Mapa Geológico de la República de Cuba, 1:100000. Instituto de Geología y Paleontología, 2001) y de geología del subsuelo, obtenidos a partir de los registros de pozos perforados para la actividad petrolera, sobre todo en la porción norte de la Cuenca Central.

4.1. Geometría de la Cuenca

La Cuenca Central ocupa parte del territorio de las provincias de Sancti Spíritus y Ciego de Ávila y se encuentra estructuralmente asociada a la zona de fallas rumbodeslizantes La Trocha. Los límites de la cuenca se establecen con bastante claridad por gravimetría como se ve en la figura 4.1. Al suroeste está limitada por el macizo metamórfico del Escambray, mientras que su límite noroeste lo constituye la zona de fallas inversas Zaza-Tuinicú, que la separa de las secuencias volcánicas de edad cretácica de Cuba Centro Occidental (formaciones Mataguá, Cabaiguán, Provincial, Seibabo, Arimao, La Rana, Cotorro y Dagamal), las rocas del complejo ofiolítico y las secuencias de la Plataforma de Bahamas (zonas de Remedios, Camajuaní y Placetas). Al norte limita con la cuenca de antepaís cubana (Iturralde-Vinent, 1998; Blanco, 1999), de la cual está separada por pequeños levantamientos tectónicos representativos del paleomargen de las Bahamas, que marcan el frente de cabalgamiento en profundidad. Hacia el sur limita con la Cuenca de Ana María, siendo este el límite menos estudiado. Por el sureste limita con el elevado estructural de Júcaro y por el noreste con el Complejo Esmeralda, separada de estos posiblemente por estructuras sub-paralelas a la zona de desplazamiento principal del sistema de fallas La Trocha (Blanco, 1999).

Figura 4.1: Límites geográficos de la Cuenca Central. Se muestra la línea cero del campo gravimétrico y la ubicación de algunos elementos mencionados en el texto.

El basamento de la Cuenca Central lo constituyen las secuencias pertenecientes al Cinturón Plegado Cubano, típicamente ha sido interpretado como un sistema de bloques rotados, con desplazamientos relativos de hasta 1000 metros en dirección sub-latitudinal y entre 100 y 300 metros en dirección sub-longitudinal (Blanco, 1999). Está afectado por el proceso de cabalgamiento de los mantos tectónicos que constituyen el Cinturón Plegado Cubano, existiendo evidencias gravimétricas que revelan estructuras de rumbo NW-SE dentro de la gran anomalía de rumbo NE-SW, que conforma la Cuenca Central.

La Cuenca Central geométricamente es considerada como un emigraben (Blanco, 1999), con un espesor de hasta 5000 metros de rocas terrígeno-carbonatadas de edad Cretácico Superior (Campaniense-Maastrichtiense) al Cuaternario. En el perfil de la figura 4.2 se distingue una secuencia inferior de fines del Cretácico Superior Campaniense-Maastrichtiense al Eoceno Superior, en la que aparecen formaciones molásicas y flyschoides que demuestran una acumulación en condiciones de inestabilidad tectónica en cuencas asociadas al proceso rumbodeslizante (Blanco, 1999) y otra secuencia de edad post-Eoceno Superior al Reciente, predominantemente carbonatado-terrígena (Milián, 1989), depositada a partir de los últimos movimientos tectónicos intensos e inicio y desarrollo del proceso de plataformización donde fundamentalmente se desarrolla una tectónica de bloques (Blanco, 1999).

Figura 4.2: Perfil esquemático de la Cuenca Central en dirección longitudinal (SW-NE), que muestra la geometría de las secuencias depositadas durante el proceso de colisión y la etapa de desarrollo platafórmico.

En general la cuenca se divide en dos zonas con características tectónicas diferentes, una suroccidental y otra noroccidental, separadas entre sí por fallas transversales profundas (Blanco, 1999). Ambas zonas mantienen la dirección general de la cuenca, NE-SW. La zona suroccidental se caracteriza por el hundimiento continuo, alcanzando los mayores espesores de sedimentos, mientras que la zona noroccidental se mantiene relativamente levantada con respecto a la anterior, siendo esta la de mayor grado de estudio, tanto por geofísica como por las perforaciones realizadas para la prospección y extracción de petróleo.

4.2. El Relleno Sedimentario

En la Cuenca Central es posible describir y analizar el registro estratigráfico del intervalo comprendido entre el Cretácico Superior (Campaniense-Maastrichtiense) y el Reciente. Las secuencias estratigráficas existentes son representativas, incluso, del período de extinción del Arco Volcánico Albiense-Campaniense (Fm. Guayos), abarcando además todo el período de la colisión entre el Cinturón Plegado Cubano y el margen meridional de la Placa Norteamericana (Fm. Eloisa, Fm. Catalina, Fm. Taguasco, Fm. Loma Iguará, Fm. Zaza, Fm. Vertientes, Fm. Arrollo Blanco y Fm. Marroquí) y la etapa de desarrollo platafórmico (Fm. Jatibonico, Fm. Chambas, Fm. Tamarindo, Fm. Paso Real, Fm. Lagunitas, Fm. Güines y sedimentos plioceno-cuaternarios).

En el intervalo estratigráfico del Campaniense-Maastrichtiense las facies se han generalizado como terrígeno-arcillosas, presentan un escaso componente carbonatado y están representadas fundamentalmente por conglomerados y gravelitas, areniscas y limolitas tobáceas de cemento calcáreo. Las rocas arcillosas presentan esquistosidad incipiente y superficies de fricción pulidas, evidenciando los eventos tectónicos que las afectaron (Sánchez-Arango, 1977; Milián, 1986, 1987a, b, 1989). En la sección del Campaniense Superior aparece una facies terrígena, compuesta de conglomerados volcanomícticos, areniscas volcanomícticas y escasas argilitas (Sánchez-Arango, 1977; Milián, 1986, 1987a, b, 1989). Los depósitos del Maastrichtiense están representados por facies terrígeno-arcillosas, compuestas por areniscas, conglomerados, gravelitas, limolitas, areniscas de cemento calcáreo y subordinadamente secuencias carbonatadas, descritas como calizas fragmentarias organógenas, micríticas y organógenas recristalizadas (Sánchez-Arango, 1977; Milián, 1986; 1987a, b, 1989).

Durante el Paleoceno se depositaron facies terrígeno-carbonatado-arcillosas (Sánchez-Arango, 1977; Milián, 1986; 1987a, b, 1989), muy poco conservadas fuera de los límites de la cuenca. El registro sedimentario del Eoceno permite describir en su parte inferior facies terrígeno-arcilloso-carbonatadas, con espesores de hasta cientos de metros de conglomerados, gravelitas, areniscas y limolitas polimícticas, argilitas calcáreas, con inclusiones tobáceas para su sección terrígeno-arcillosa, intercalados en una sección carbonatada donde aparecen calizas micríticas, organógenas y arcillosas. Durante el Eoceno Medio se mantiene la facies terrígeno-arcilloso-carbonatada, variando a terrígeno-carbonatado-arcillosa en el Eoceno Superior (Sánchez-Arango, 1977; Milián, 1986, 1987a, b, 1989). La secuencia del Oligoceno al Reciente es fundamentalmente carbonatado-terrígena (Milián, 1989), depositada a partir de los últimos movimientos tectónicos intensos e inicio y desarrollo del proceso de plataformización (Blanco, 1999).

El conjunto de formaciones sedimentarias presentes en la Cuenca Central para esta investigación se ha generalizado como se muestra en la columna estratigráfica de la figura 4.3. Para esto se consideraron las características estratigráficas de las mismas en los bordes de la cuenca y en las perforaciones que han sido desarrolladas para la prospección y extracción de petróleo, más el conjunto de interpretaciones anteriormente realizadas (Hatten et al., 1958; Sánchez-Arango, 1977; Linares, 1978; Milián, 1987a, b; García et al., 1986; Fernández y Blanco, 1986; Álvarez-Castro et al., 1994, Guerra, 1996; Rodríguez, 1996; Blanco y Figueras, 1996; Blanco, 1999).

Figura 4.3: Columna estratigráfica generalizada de la Cuenca Central (modificada de Blanco, 1999).

4.2.1. Extinción del Arco

Fm. Guayos, (Bandt, 1958: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Su sección tipo fue descrita en el pozo Guayos 1 en el intervalo 1796-1906 metros. Su litología predominante se corresponde con lutitas de color oscuro, presentando también areniscas y conglomerados en sus variaciones faciales laterales y verticales, que han sido descritas en los pozos de los yacimientos petrolíferos Catalina y Cristales (Milián, 1986) como se muestra en la figura 4.4.

Esta formación descansa discordantemente sobre las secuencias volcánicas y es sobreyacida, siempre en contacto no esclarecido, por la Fm. Catalina del Campaniense Superior-Maastrichtiense. En base a su posición estratigráfica, pues no se han reportado fósiles, su sedimentación debió ocurrir en un intervalo post-Cenomaniense y pre-Campaniense Superior (Milián, 1986). Solo tiene algunos equivalentes en superficie en la actual provincia de Camagüey, hacia la localidad de Vertientes (Wallace, 1956; Milián, 1986).

Figura 4.4: Corte típico de la Fm. Guayos, pozo Catalina 6.

En la literatura geológica se ha reportado que en otros arcos volcánicos fósiles, en su parte superior, aparecen formaciones de este tipo, justo en los últimos estadios de su desarrollo, antes de iniciarse un proceso de colisión, levantamiento y sobrecorrimiento (Schott y Johnson, 1998), complementando la concepción de que la Fm. Guayos puede ser representativa del período de extinción del Arco Volcánico Albiense-Campaniense (Milián, 1986). Los contenidos de carbón bituminoso con pirita en la Fm. Guayos indican un medio de sedimentación restringido y anóxico (Milián, 1986), esto hace que se pueda considerar favorable en una valoración de sus posibilidades como roca madre de petróleo.

4.2.2. Desarrollo de la Colisión

Para esta generalización se ha asumido que el proceso de colisión entre el Cinturón Plegado Cubano y el margen pasivo de la Placa Norteamericana ocurrió entre el Cretácico Superior Campaniense-Maastrichtiense y el Eoceno Superior (Iturralde-Vinent, ed. 1997, 1998; Blanco, 1999). Se describen en este intervalo las formaciones siguientes:

• Fm. Eloisa.
• Fm. Catalina.
• Fm. Taguasco.
• Fm. Loma Iguará.
• Fm. Zaza.
• Fm. Vertientes.
• Fm. Arroyo Blanco.
• Fm. Marroquí.

Fm. Eloisa, (Hatten, 1956: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Su edad ha sido determinada a partir de su fauna como Cretácico Superior Campaniense-Maastrichtiense. Ha sido descrita como un corte que transiciona verticalmente desde una base conglomerática volcanomíctica a un material más calcáreo y arenoso hacia el techo (Linares, 1978; Milián, 1986). Litológicamente está compuesta por conglomerados con fragmentos de andesitas grises, basaltos negros y calizas organógenas, en una matriz compuesta por margas arcillosas de color crema con fracción organógena, argilita calcárea con pirita y materia orgánica, areniscas polimícticas y gravelitas como se muestra en la figura 4.5 (Sánchez et al., 1977; Linares, 1978; Milián, 1986, 1987a, b).

Figura 4.5: Corte típico de la Fm. Eloisa, pozo Pina Norte.

Esta formación representa los primeros sedimentos acumulados en la parte superior de las secuencias del arco volcánico del Cretácico, luego de su extinción y levantamiento. En el análisis de los clastos y fósiles presentes se determinó que su ambiente de deposición fue variado, desde un medio fluvial hasta abanicos submarinos de aguas profundas, pasando por aguas someras, como se verifica en las secuencias cortadas por los pozos perforados dentro de la Cuenca Central, donde están mejor conservados los sedimentos del Campaniense Superior-Maastrichtiense, que en muchas ocasiones son colectores de petróleo en sus secciones conglomeráticas y pueden constituir sellos locales debido a sus espesores arcillosos (Linares, 1978; Álvarez-Castro, 1994).

Fm. Catalina, (Meyerhoff, 1956: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Se ha descrito a partir de las perforaciones realizadas en los yacimientos Catalina y Cristales en la provincia de Ciego de Ávila, considerando su sección tipo en el intervalo 1850-2170 metros, del pozo Catalina 1 (Hatten, 1958; Sánchez-Arango, 1977; Milián, 1986). La formación está constituida por una secuencia terrígeno-clástica-carbonatada, de arcillas arenosas carbonatadas y micáceas, areniscas arcillosas y calizas organógenas amarillentas y duras (figura 4.6).

Figura 4.6: Corte típico de la Fm. Catalina, pozo Cristales 63.

Dentro de la formación se ha distinguido el miembro Cristales (Milián, 1986), determinándose su sección tipo en el pozo Catalina 15 (2160-2280 metros) como calizas con intercalaciones de argilitas grises. Sus fósiles fueron estudiados en el pozo Catalina 5 (Sánchez-Arango, 1977) correspondientes a una edad Cretácico Superior Campaniense-Maastrichtiense. Los sedimentos del miembro Cristales son típicos de una zona de bancos biostrómicos, desarrollados aisladamente en el área que ocupaba la Cuenca Central y se extienden hasta la Cuenca de Ana María como lo demuestran los trabajos sísmicos y de perforaciones realizadas en la zona de Cayo Rabiahorcado y la antigua perforación del Tortuga Shoal.

Las secuencias de lutitas carbonatadas grises con intercalaciones de areniscas calcáreas de la Fm. Catalina (Sánchez-Arango, 1977), han sido reportadas en varios pozos dentro de la Cuenca Central con edad y litología semejante (pozos Sancti Spíritus 1 y 2, Bijabo 2, 3, 4 y 5, Maritza 1, La Rosa 3), estas secuencias son potentes con varios cientos de metros de espesor y con coloraciones oscuras a negras, acumuladas en aguas con profundidades variadas y con salinidad normal (Sánchez-Arango, 1977) y con contenidos de carbono orgánico total (COT) promedios de 0.46 % (Pairazian et al., 1975), que aunque bajos tienen un gran volumen debido a la potencia y desarrollo de estas secuencias, por lo que no se deben obviar las perspectivas de considerarlas como posibles rocas madres dentro la Cuenca Central y para la zona de offshore en la Cuenca de Ana María (Blanco, 1999).

Fm. Taguasco (olistostroma Taguasco), (Truit, 1954: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Aflora en la parte centro oriental de la provincia de Sancti Spíritus y en la noroccidental de Ciego de Ávila (figura 4.7). Está compuesta en su base por conglomerados y conglobrechas polimícticas. En la parte superior se caracteriza por una alternancia flyschoide de areniscas, limolitas, margas y calizas con intercalaciones de conglomerados, bloques y olistolitos de rocas cretácicas de composición variada (andesitas, granitoides, silicitas, calizas y areniscas). Los olistolitos y bloques se encuentran sumergidos en una matriz bien estratificada.

Esta formación yace discordantemente sobre las formaciones Cabaiguán, Provincial, La Rana y Catalina, estando cubierta también de manera discordante por las formaciones Loma Iguará Arroyo Blanco y Zaza. Según los foraminíferos encontrados se le ha asignado una edad correspondiente al Paleoceno Inferior – Eoceno Inferior parte baja, depositándose en condiciones de un relieve desmembrado, desarrollado sobre rocas volcanógeno-sedimentarias activamente desintegradas y transportadas, en ambientes marinos de profundidad variable. Los espesores de la formación oscilan entre los 300 y 400 metros (Blanco, 1999). Los horizontes paleocénicos se encuentran en los pozos Bijabo 1 y 2, Catalina 5 y 6, Vega Grande y Sancti Spíritus (Léxico estratigráfico de Cuba, 1988).

Fm. Loma Iguará, (Hatten, 1958: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Aflora en las lomas Iguará, Juan López y otras pequeñas elevaciones del borde occidental de la Cuenca Central (figura 4.7), caracterizadas por brechas polimícticas, calizas fragmentarias, calizas clásticas algo arcillosas, calizas arcillosas, calizas detríticas, calizas recristalizadas, margas, areniscas y silicitas. Yace discordantemente sobre la Fm. Taguasco y es cubierta concordantemente por la Fm. Zaza. En ella predominan los foraminíferos planctónicos y algunos radiolarios, definiendo un paleoambiente batial y una edad del Eoceno Inferior parte baja (Léxico estratigráfico de Cuba, 1988).

Su espesor oscila entre 120 y 150 metros y es cortada en los pozos de los campos petroleros Cristales y Pina, y en los pozos Guayacanes 10, Guayos 1 y 4, Reforma 7 y Marroquí 2. En los pozos pasa de una secuencia de conglomerados polimícticos en la base, hacia areniscas polimícticas, limolitas y arcillas hacia el techo (Linares, 1978; Guerra, 1996), manifestando un desarrollo granodecreciente a medida que transiciona a la Fm. Zaza.

Figura 4.7: Cartografía en superficie de las formaciones Taguasco y Loma Iguará (adaptada del Mapa Geológico de Cuba Central 1: 100000. IGP, 2001). Se señalan sitios de interés estratigráfico (Léxico estratigráfico de Cuba, 1994).

Fm. Zaza, (Thiadens, 1937: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). En superficie esta formación tiene un amplio desarrollo en las provincias de Sancti Spíritus y en el extremo occidental de Ciego de Ávila (figura 4.8). Constituye una secuencia de tipo flyschoide, representada por intercalaciones de areniscas polimícticas y volcanomícticas, argilitas, margas, conglomerados polimícticos y en menor proporción, calizas. La fauna predominante le define una edad del Eoceno Inferior parte alta – Eoceno Medio. Es correlacionable con la Fm. Vertientes, que aflora en las provincias de Ciego de Ávila y Camagüey. El límite inferior de esta formación es a través de un contacto transicional, cuando yace sobre los sedimentos de la Fm. Loma Iguará, y discordante con carácter erosivo cuando cubre las tobas del Arco Volcánico Cretácico (Milián, 1986), lo que constituye un indicio de la presencia de discordancias progresivas dentro de la Cuenca Central. El límite superior está dado por el contacto discordante con la Fm. Arroyo Blanco (Léxico estratigráfico de Cuba, 1988; Rodríguez, 1996).

Los sedimentos de esta formación, conjuntamente con algunos del Maastrichtiense, representan el sello regional de todos los yacimientos de hidrocarburos del noreste de la Cuenca Central (Milián, 1987b). El espesor de la Fm. Zaza oscila entre 350 y 500 metros, siendo cortada por los pozos Sancti Spíritus 1, Catalina 6, Cometa 1 y Pina 32 (Milián, 1987b; Rodríguez, 1996).

Figura 4.8: Cartografía en superficie de las formaciones Zaza y Vertientes (adaptada del Mapa Geológico de Cuba Central 1: 100000. IGP, 2001). Se señalan sitios de interés estratigráfico (Léxico estratigráfico de Cuba, 1994).

Fm. Vertientes, (Lewis, 1957: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Se presenta como una franja que se extiende desde Loma El Cafetal, al este de Tamarindo, hasta el norte de Arroyo Blanco, provincias de Ciego de Ávila y Camagüey (figura 4.8). Su composición es variada predominando las margas, areniscas, radiolaritas, gravelitas, conglomerados y calizas. Es característica de la formación la variación en los contenidos de arcilla, carbonato y material terrígeno, lo que provoca transiciones de una a otra litología tanto en la vertical como en la horizontal. Las areniscas son de color amarillento, crema beige, hasta café. Las calizas pueden ser micríticas, biodetríticas, fragmentarias y detrítico-fragmentarias. Los colores van desde crema, crema-amarillento a marrón. El espesor de la formación varía en los diferentes perfiles, en algunos sólo alcanza entre 30-60 metros, mientras que en otros puede llegar a hasta 430 metros. La asociación fosilífera que contiene le determina una edad del Eoceno Inferior parte alta al Eoceno Medio. La Fm. Vertientes es correlacionable con la Fm. Zaza (Iturralde-Vinent, 1981; Blanco, 1999) y está cubierta transgresivamente por las formaciones Paso Real y Güines.

Figura 4.9: Cartografía en superficie de las formaciones Arroyo Blanco y Marroquí (adaptada del Mapa Geológico de Cuba Central 1: 100000. IGP, 2001). Se señalan sitios de interés estratigráfico (Léxico estratigráfico de Cuba, 1994).

Fm. Arroyo Blanco, (Hatten, 1958: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Su descripción original se realizó en los alrededores del pueblo de Arroyo Blanco y al noroeste de Jatibonico, provincia de Sancti Spíritus (figura 4.9). Está representada por limolitas, margas, areniscas calcáreas, conglomerados polimícticos, areniscas polimícticas, calizas organógeno-detríticas, calizas arenosas, calizas organógenas, brechas y margas arenosas. Contiene fauna de foraminíferos planctónicos y bentónicos que le infieren una edad del Eoceno Medio parte alta al Eoceno Superior (Léxico estratigráfico de Cuba, 1988). El ambiente de deposición fue nerítico de poca profundidad y su espesor oscila entre los 300 y 600 metros (Milián, 1986). Es cubierta discordantemente por los sedimentos de las formaciones Chambas, Jatibonico y Tamarindo, yaciendo discordantemente sobre las formaciones Vega Grande, Zaza y Taguasco. Transiciona lateralmente a la Fm. Marroquí.

Fm. Marroquí, (Kozary y Brönnimann, 1955: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Aflora desde la localidad de Santa Ana hasta las Yayas y desde la Venturilla hasta la carretera de Chambas a Tamarindo, así como al oeste de la loma El Capital, provincia de Ciego de Ávila (figura 4.9). Está constituida por conglomerados brechosos, areniscas, gravelitas, calizas y margas. Los conglomerados contienen fragmentos con dimensiones de gravas y guijarros pequeños, rara vez de guijarros medios y grandes. La composición de los clastos está dada fundamentalmente por rocas carbonatadas, entre 75 y 80 %, y en menor proporción diabasas, andesitas, serpentinitas y silicitas. La matriz es de calizas clásticas con mezcla de fragmentos volcánicos. Las areniscas presentan estratificación horizontal, rara vez oblicua y tienen un carácter que transiciona desde una composición polimíctica hasta biocalcarenitas. Las mezclas terrígenas son de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasas y fragmentos de rocas volcánicas. Las calcarenitas son intraclásticas-biodetríticas con cemento calcáreo. La fauna de esta formación está representada fundamentalmente por macroforaminíferos, cuya edad ha sido determinada como Eoceno Superior. El ambiente de acumulación fue de aguas poco agitadas en condiciones neríticas y presenta un espesor promedio de 300 metros.

4.2.3. Desarrollo Platafórmico

Para el intervalo comprendido del Oligoceno al Mioceno Superior, representativo del período de desarrollo platafórmico (Iturralde-Vinent, 1998), se describen las formaciones:

• Fm. Jatibonico.
• Fm. Chambas.
• Fm. Tamarindo.
• Fm. Lagunitas.
• Fm. Paso Real.
• Fm. Güines.

Fm. Jatibonico, (Wassall, 1955: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Sus afloramientos se ubican en los alrededores de la ciudad de Jatibonico y en la zona centro-oeste de la provincia de Sancti Spíritus (figura 4.10). Se compone de margas predominantemente de color claro, desde ocre-amarillento a crema con intercalaciones de areniscas grises o blanco-grisáceas, amarillentas o café, de composición oligomíctica a polimíctica, capillas de limolitas, conglomerados y calizas. Los conglomerados se encuentran como intercalaciones o lentes, con fragmentos de rocas vulcanógenas. Las calizas son arenoso-detríticas de color ocre, amarillo o crema, y arrecifales-coralinas de color claro hasta blancas formando cuerpos aislados (Belmustakov et al., 1981). Sobre la Fm. Jatibonico yacen las formaciones Paso Real y Lagunitas, transgresivamente, mientras que puede transicionar lateralmente a la Fm. Tamarindo, de su misma edad. Contiene numerosos foraminíferos que le confieren una edad correspondiente al Oligoceno.

Figura 4.10: Cartografía en superficie de las formaciones Jatibonico, Chambas y Tamarindo (adaptada del Mapa Geológico de Cuba Central 1: 100000. IGP, 2001). Se señalan sitios de interés estratigráfico (Léxico estratigráfico de Cuba, 1994).

Fm. Chambas, (Truitt, 1954: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Aflora en los alrededores de Chambas, entre el Río Jatibonico del Norte y la Carretera Tamarindo-Morón, provincia de Ciego de Ávila y al norte de Yaguajay, en los alrededores del Central Simón Bolívar, provincia de Sancti Spíritus (figura 4.10). Está representada por calizas microgranulares, porosas en capas gruesas, calizas arcillosas, que pasan a margas, calizas detríticas, con colores ocre claro, crema o blancuzcas. En ocasiones en las calizas se observan fragmentos de rocas vulcanógenas. Las calizas contienen una rica fauna de foraminíferos bentónicos grandes y moluscos (Belmustakov et al., 1981) que le confieren una edad del Oligoceno Superior. La Fm. Chambas yace concordantemente sobre los sedimentos de la Fm. Arroyo Blanco y transiciona lateralmente a la Fm. Tamarindo. Es cubierta discordantemente por la Fm. Paso Real. Se depositó en un ambiente marino de unos 100 metros de profundidad, en zona de aguas tranquilas, con poco aporte de material terrígeno. Su espesor oscila entre 100 y 150 metros.

Fm. Tamarindo, (Hatten et al., 1958: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Se desarrolla al noroeste de la provincia de Ciego de Ávila y al este de Sancti Spíritus (figura 4.10). Está constituida por una alternancia de calizas, calcarenitas, margas y arcillas. Las calizas son de varios tipos, en algunas ocasiones están recristalizadas y algo dolomitizadas. Contiene fauna abundante de foraminíferos planctónicos y bentónicos indicando un ambiente nerítico en la zona periférica de la plataforma y una edad Oligoceno Superior. Su espesor oscila entre los 500 y los 600 metros. Yace discordantemente sobre los sedimentos de las formaciones Arroyo Blanco, Marroquí, Vertientes y Taguasco y es cubierta transgresivamente por la Fm. Paso Real. Lateralmente transiciona a las formaciones Chambas y Jatibonico. En los pozos perforados en el área de la Cuenca Central se reportan espesores de 300 a 400 metros.

Fm. Lagunitas, (Popov y Kojumdjieva, 1978: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Está representada por una alternancia de areniscas, conglomerados polimícticos y limolitas de granulometría diversa, estando bien redondeado el material clástico y compuesto por cuarzo, metamorfitas, calizas y vulcanitas, en matriz areno-arcillosa. Aparecen intercaladas en las secuencias, esmectitas ocasionalmente limoso-arenosas y calizas biodetríticas, la coloración es gris verdosa a parda abigarrada. Se relaciona de manera discordante, en su parte inferior, con las formaciones Arroyo Blanco, Taguasco, Jatibonico y Zaza. Está cubierta concordantemente por las formaciones Güines y Paso Real y discordantemente por los depósitos cuaternarios. Transiciona lateralmente con la Fm. Paso Real. La fauna de foraminíferos, moluscos y ostrácodos que contiene se infieren una edad del Oligoceno Superior-Mioceno Inferior. Su espesor se estima en unos 70 metros.

Fm. Paso Real (Bermúdez, 1950: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Es una formación muy extendida en todo el territorio cubano, estando constituida por areniscas polimícticas, arcillas, margas y conglomerados. Todas estas secuencias se depositaron en un régimen tectónico pasivo demostrado por la poca deformación de sus capas, evidenciando la culminación de los movimientos de sobrecorrimiento. La Fm. Paso Real posee una fauna fósil de foraminíferos, ostrácodos, moluscos y corales que le infieren una edad del Mioceno Inferior-Mioceno Medio, parte baja (Léxico estratigráfico de Cuba, 1994). Espacialmente se relaciona de manera concordante, en su límite inferior, con la Fm. Lagunitas y discordantemente con las formaciones Arroyo Blanco, Chambas, Jatibonico, Marroquí y Vertientes. Es cubierta concordantemente por la Fm. Güines y puede transicionar lateralmente con las formaciones Güines y Lagunitas. No se ha definido su espesor promedio en el área de la Cuenca Central.

Figura 4.11: Cartografía en superficie de las formaciones Lagunitas, Paso Real y Güines (adaptada del Mapa Geológico de Cuba Central 1: 100000. IGP, 2001). Se señalan sitios de interés estratigráfico (Léxico estratigráfico de Cuba, 1994).

Fm. Güines, (Humboldt, 1826: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994). Al igual que las formaciones Lagunitas y Paso Real su deposición ocurrió fundamentalmente hacia el extremo sureste de la Cuenca Central (figura 4.11), estando representada por calizas biodetríticas de grano fino a medio, fosilíferas y biohérmicas, calizas dolomíticas, dolomitas, calizas micríticas y lentes ocasionales de margas calcáreas y calcarenitas. La fauna que contiene de foraminíferos, ostrácodos, moluscos y equinoides han permitido la datación de dicha unidad, a la cual se le asigna una edad de Mioceno Inferior parta alta-Mioceno Superior parta baja. Sus sedimentos yacen concordantemente sobre las formaciones Lagunitas y Paso Real y transgresivamente sobre las formaciones Arroyo Blanco, Tamarindo y Vertientes. En la zona sur de la Cuenca Central es cubierta, con límite no definido, por la Fm. Guevara. Las secuencias de la Fm. Güines lateralmente pueden transicionar con la Fm. Paso Real. No se ha reportado su espesor promedio en el área de investigación.

V. ANÁLISIS PALEOTECTÓNICO Y PALEOGEOGRÁFICO

La evolución tectono-estratigráfica de la zona de fallas La Trocha y la Cuenca Central, puede analizarse en el contexto de tres eventos geológicos de gran importancia para la geología de Cuba y del Caribe Occidental: 1) la extinción del Arco Volcánico Albiense-Campaniense; 2) la colisión entre el Cinturón Plegado Cubano y el margen meridional de la Placa Norteamericana; y 3) el proceso de desarrollo platafórmico.

En la Cuenca Central los sedimentos del período post-Cenomaniense – pre-Campaniense Superior están representados únicamente por las secuencias de la Fm. Guayos, descrita por Bandt en 1958. Al parecer esta sedimentación estuvo relacionada con el límite de la actividad del Arco Volcánico Albiense-Campaniense y la extinción del mismo, luego de la colisión desde el sur de los terrenos Pinos (García-Casco et al., 2001) y Escambray (Iturralde-Vinent, 1994, ed. 1997, 1998). La edad de la Fm. Guayos, definida actualmente por su posición estratigráfica, no permite hacer un análisis temporal exhaustivo de la situación. Sin embargo, el hecho de que en sus secuencias no existan evidencias de volcanismo activo (Blanco, 1999), indica que en la zona central de Cuba desde antes del Campaniense Superior ya se venían generando eventos que condujeron a la extinción de la actividad del Arco Albiense-Campaniense y la ocurrencia de la Fm. Guayos en una cuenca post-volcánica.

El límite superior de la Fm. Guayos con la Fm. Catalina, no esclarecido completamente, se ha descrito con variaciones verticales desde lutitas y areniscas hasta conglomerados. Tales variaciones pueden interpretarse como derivadas de un cambio radical en la dinámica de la sedimentación, que pudo tener relación con el inicio del proceso de colisión entre el Cinturón Plegado Cubano y el margen pasivo de la Placa Norteamericana, toda vez que desde el Campaniense Superior-Maastrichtiense en la Cuenca Central se reporta un registro estratigráfico predominantemente terrígeno-arcilloso, representado en sus inicios por las secuencias molásico-flyschoides de las formaciones Eloisa y Catalina.

Desde el Campaniense Superior el régimen de sedimentación pasa a ser típico de un sistema de cuencas superpuestas, como resultado del proceso de colisión entre el Cinturón Plegado Cubano y el margen meridional de la Placa Norteamericana. En este período comenzó a desarrollarse una intensa actividad de sobrecorrimiento, marcada por la aparición de un conjunto de estructuras transcurrentes siniestrales y una sedimentación típica de ambientes colisionales en cuencas de tipo tensional, transportadas y de antepaís (Boyer y Elliot, 1982; Ori y Friend, 1984; De Celles y Giles, 1996; Blanco, 1999).

En la Cuenca Central los conjuntos faciales del Campaniense Superior-Maastrichtiense y Maastrichtiense Superior (formaciones Eloisa y Catalina) presentan cambios faciales en ocasiones bruscos, de facies conglomeráticas policomponentes a carbonatadas y arcillosas. Esta particularidad es típica para las cuencas asociadas a fallas rumbodeslizantes y estructuras de sobrecorrimientos. Las facies molásico-flyschoides son indicadoras del colapso total del volcanismo activo del arco; así como la presencia de clastos de granitoides en las facies del Campaniense Superior (Blanco, 1999), pueden indicar que su proceso de emplazamiento fue contemporáneo con los movimientos de sobrecorrimiento, fenómeno que ha sido reportado en el colapso de otros arcos volcánicos (Schott y Johnson, 1998).

En la porción occidental de la Cuenca Central se presentan los mayores espesores de sedimentos del Campaniense Superior-Maastrichtiense, siendo reportados por varios pozos con profundidades de 3000 metros y más. Esto confirma que la zona de desplazamiento inicial y principal de la zona de fallas La Trocha, coincide con el límite occidental de la Cuenca Central y explica la geometría de emigraben descrita para esta última.

Los conjuntos faciales representativos del Paleoceno (Fm. Taguasco) están constituidos por sedimentos terrígeno-carbonatado-arcillosos, depositados en ambientes marinos de profundidad variable y sobre un relieve muy desmembrado. Estos sedimentos se encuentran muy poco conservados fuera de los límites de la cuenca (Sánchez-Arango, 1977), sobreyacen las secuencias volcánicas mesozoicas y a su vez están cubiertos por las formaciones Zaza y Arroyo Blanco, evidenciando el desarrollo de discordancias progresivas en la Cuenca Central (Blanco, 1999). Durante el Eoceno Inferior en la Cuenca Central se depositaron facies terrígeno-arcilloso-carbonatadas (Fm. Loma Iguará) con espesores de más de 100 metros, que se mantuvieron en el Eoceno Medio (formaciones Zaza y Vertientes) y transicionaron a terrígeno-carbonatado-arcillosa en el Eoceno Superior (formaciones Arroyo Blanco y Marroquí). En el área que ocupa el yacimiento Pina, pozos 37 y 69 (Rodríguez, 1996), se ha podido comprobar que algunos conglomerados eocénicos yacen discordante y directamente sobre las secuencias volcánicas mesozoicas y en relación lateral discordante con facies conglomeráticas del Campaniense-Maastrichtiense, aportando más evidencias del desarrollo de discordancias progresivas, que indican la extensión de la zona de fallas hacia el extremo oriental y una ampliación del área de sedimentación de la Cuenca Central.

El Eoceno Superior ha sido generalmente aceptado como un momento límite del proceso de colisión entre el Cinturón Plegado Cubano y el margen meridional de la Placa Norteamericana (Iturralde-Vinent, ed. 1997, 1998). Este cambio en la dinámica regional se considera relacionado con el surgimiento del límite transformante del Caribe Noroccidental, que le imprime al territorio cubano una componente del movimiento diferente a la que experimentó durante el período de colisión.

El registro estratigráfico oligomiocénico de la Cuenca Central es predominantemente carbonatado-terrígeno (Milián, 1989), y se depositó a partir de los últimos movimientos tectónicos intensos e inicio y desarrollo del proceso de plataformización (Blanco, 1999). Durante este intervalo aparentemente la Cuenca Central no continuó su extensión hacia el este (esto puede ser confirmado mediante el análisis de las discordancias existentes), sino que por el contrario predominaron los movimientos verticales y se hizo más notorio el proceso de rotación en sentido horario y diferenciado, en cuanto a su amplitud, de los bloques situados a ambos extremos de la zona de desplazamiento principal del sistema de fallas La Trocha, provocando compresión en el extremo noroccidental de la cuenca y distensión y subsidencia en su porción sur, tal y como se registra en la actualidad.

5.1. Análisis Paleotectónico

El origen de la zona de fallas La Trocha se supone relacionado con el proceso de colisión oblicua y acreción del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen pasivo meridional de la Placa Norteamericana (Iturralde-Vinent, ed. 1997, 1998; Blanco, 1999) y posiblemente con la apertura de la Cuenca de Yucatán a finales del Cretácico Superior (Rosencrantz, 1990; Pindell, ed. 1994; Donnelly, ed. 1994). Al parecer este proceso de colisión se extendió hasta el Eoceno Superior y tuvo su límite relacionado con el comienzo de la actividad transformante del Caribe Noroccidental (figura 5.1).

Figura 5.1: Esquema evolutivo del proceso de colisión entre el Cinturón Plegado Cubano y el margen meridional de la Placa Norteamericana. A, paleogeografía del Caribe Noroccidental en el Cretácico Superior (Maastrichtiense); B, paleogeografía del Caribe Noroccidental en el Paleoceno; y C, paleogeografía del Caribe Noroccidental en el Oligoceno. Las abreviaturas son: CY, Cuenca de Yucatán; CT, Fosa Caimán; H, La Española; P, Puerto Rico.