Sedimentos fragmentario – carbonatados de cuenca de antepaís en Cuba Central

Resumen

Se realizó un estudio petrográfico muy detallado de varios afloramientos concluyendo que, los minerales más comunes de la Formación Vega son: calcita, dolomita, cuarzo, calcedonia, minerales arcillosos y pirita. Se pudo reafirmar que casi todas las muestras determinadas son brechas carbonatadas, su textura es de grano sostén, el tipo de carbonato que más abunda son los Rudstone intraclástico, llegando a un 30 %. En menor proporción por orden de abundancia se encuentran los Wackestone, Packestone, Grainstone, Floanstone y Mudstone. Los procesos encontrados son la micritización, cementación (mosaico), recristalización y dolomitización (temprana y tardía). Los componentes terrígenos son muy variados; abundantes clastos carbonatados, fragmentos volcánicos, metamórficos (cuarcitas) y silíceos. El estudio paleontológico sirvió para esclarecer la procedencia de los fósiles presentes, se procedió a la clasificación de los mismos en los tres estados de preservación en los cuales estos pueden encontrarse: acumulados, resedimentados y redepositados. Permitiendo comparar el comportamiento de los diferentes grupos de fósiles según su estado de conservación; así como consideraciones paleoambientales. La presencia de hidrocarburos, solo ocurre a lo largo de los planos de fallas y grietas, demostrando que existen o existieron sistemas petroleros en las rocas que subyacen a esta unidad.

Fragmentary- carbonated sediments of foreland basin in Central Cuba.

Abstract

We conducted a very detailed petrographic study of several outcrops that concluded that the most common minerals of the Vega Formation are calcite, dolomite, quartz, chalcedony, clay minerals and pyrite. We could assert that almost all samples are carbonated gaps, their textures are of grain support, and the most abundant types of carbonate are Rudstone intraclastic, reaching 30%. To a lesser extent by order of abundance are the Wackestone, Packestone, Grainstone, Floanstone and Mudstone. The processes found are micritization, cementation (mosaic), recrystallization and dolomitization (early and late). Terrigenous components are varied, abundant carbonate clasts, volcanic fragments, metamorphic (quartzite) and silica. The paleontological study served to clarify the origin of the fossils; we proceeded to classify them in the three states of preservation in which these may: accumulated fossils, re-sedimented and re-deposited. Allowing comparing the behavior of different groups of fossils according to their state of preservation and paleoenvironmental considerations. The presence of hydrocarbons only occurs along the fault planes and cracks, showing that petroleum systems exist or existed in the rocks beneath this formation.

Introducción

En la complicada evolución geológica de la región caribeña, la Isla de Cuba es uno de los mayores retos al conocimiento. El territorio cubano, tanto por su extensión territorial como por el conjunto geológico que presenta, es una pieza clave para el correcto entendimiento de la geología y evolución del Caribe. Como se muestra en la figura 1, en la constitución geológica de Cuba se reconocen dos niveles estructurales: el Substrato Plegado (Cinturón Plegado Cubano) y el Neoautóctono (Neoplataforma) (Iturralde-Vinent, 1996a, ed. 1997, 1998).

Figura 1. Mapa esquemático del territorio cubano, que representa el modelo de su constitución geológica (modificado de Iturralde-Vinent, ed. 1997).

El área de estudio se encuentra ubicada en la estructura geológica de la región de Las Villas. En dicha región se confirma la existencia de un cinturón plegado cubierto desde el Eoceno Superior por una secuencia de desarrollo platafórmico. En la zona además se conocen evidencias de los eventos resultantes de la colisión del terreno Escambray y el ¨arco volcánico del cretácico¨ y del proceso de colisión oblicua y acreción del ¨cinturón plegado cubano¨ sobre el margen meridional de la Placa Norteamericana.

La zona de Remedios está situada al sur de la zona de Cayo Coco (Ducloz y Vuagnat, 1962), siendo representativa de la plataforma externa, con ambientes de sedimentación típicos de lagunas y bajos retroarrecifales, bancos biostrómicos y de mar abierto. Se reconocen en pozos profundos y afloramientos en la vertiente norte de Cuba Central, en la Cordillera Norte de Las Villas y en la Sierra de Cubitas (Meyerhoff y Hatten, 1968, 1974; Pardo, 1975; Iturralde-Vinent, 1981; Iturralde-Vinent y Roque Marrero, 1987; Díaz et al., 1997). La zona de Camajuaní está muy bien representada en la región norte de Las Villas (Blanco, 1999). Se presenta formando bandas alargadas con una anchura entre 2 y 10 Km. El corte de Camajuaní es fundamentalmente carbonatado de ambiente pelágico, representativo del talud continental (Blanco, 1999). Las secciones están fuertemente deformadas y sobrecorridas hacia el NE, a manera de un conjunto de numerosos pliegues/escamas tectónicas superpuestas (Meyerhoff y Hatten, 1968, 1974; Pushcharovsky et al., 1989). Por el norte limita tectónicamente con la zona de Remedios y hacia el sur con la zona de Placetas.

La zona de Placetas tiene su localidad tipo en la región central de Cuba, en los alrededores del poblado del mismo nombre. Aflora además en varias localidades de la Cordillera Norte de las Villas. Está constituida por una potente secuencia carbonatada – silícea y parcialmente terrígena, representativa del glacis continental (Blanco, 1999), que abarca el intervalo desde el Jurásico Superior hasta el Maastrichtiano. Durante el Paleoceno se depositaron grandes volúmenes de sedimentos en forma caótica en sistemas aluviales y de periplataforma, con mezclas derivadas de la erosión de las secuencias volcánicas y ofiolíticas, los intrusivos de granitoides y los sistemas carbonatados que se desarrollaban en las zonas elevadas y en los bordes de la cuenca.

En el Eoceno Inferior y Medio la sedimentación ocurrió en toda la cuenca, pues hoy se reportan los sedimentos representativos de ese período en la inmensa mayoría de los pozos perforados (Milián, 1987a, b) y en los bordes de la cuenca, lo que indica que las dimensiones de esta eran mayores. Los sedimentos del Eoceno Inferior y Medio son fundamentalmente terrígeno-carbonatados, conglomeráticos y flyschoides. Los detritos se generaban en las zonas emergidas que bordeaban la cuenca y se depositaban en condiciones aluviales, deltaicas, de plataforma y hasta en zonas de talud algo profundo (Blanco, 1999). La sedimentación durante el Eoceno Superior se hizo más carbonatada, aunque la forma y dimensiones de la cuenca no variaron sustancialmente, pues se mantienen los representantes sedimentarios en la mayoría de los pozos perforados y en los bordes de la cuenca.

La Formación Vega descrita por primera vez por (Pardo en: Brönnimann y Pardo, 1954) y redescrita por Kantchev en: Il. Kantchev et al. (1978). Su nombre proviene de la localidad de Vega de Hoyo, a unos 3 km al N del pueblo de Vega Alta, provincia de Villa Clara. Dicha unidad se extiende en forma de franjas estrechas y alargadas desde el NE de la provincia de Matanzas hasta el NW de la provincia de Camagüey. Está caracterizada por brechas carbonáticas, constituida por fragmentos de calizas, dolomitas y en menor cantidad pedernales, y más raramente gabros y serpentinitas; conglomerados, limolitas polimícticas; margas y arcillas. Las calizas son detríticas, nodular-detríticas, arenosas, micríticas, micríticas de foraminíferos con matriz micrítica y las arcillas transicionan a margas. Las brechas carbonáticas tiene poco cemento y transicionan vertical y horizontalmente a las calizas detríticas. Las brechas polimícticas están constituidas principalmente por fragmentos de calizas, silicitas, areniscas, rocas volcánicas, gabroides, serpentinitas, anfibolitas y granodioritas. Su cemento está constituido por areniscas de granulometría diversa con la misma composición. Los conglomerados y brecha-conglomerados están en general constituidos por fragmentos de rocas volcánicas, gabroides, granitoides y calizas. (Brönnimann y Pardo, 1954). La formación yace discordantemente sobre las formaciones Grande, Guaney, Lutgarda, Paraíso y el Gr. Remedios. Está cubierta concordantemente por la Formación Venero y discordantemente por las formaciones Arroyo Blanco, Camacho, Guevara y Güines.

Materiales y Métodos

El problema fundamental a resolver y los objetivos planteados determinan el conjunto de materiales y métodos a realizar durante la ejecución de la investigación. Teniendo en cuenta que nuestro trabajo es fundamentalmente un estudio petrográfico. Los materiales fundamentales utilizados fueron las secciones delgadas de muestras tomadas en trabajos al campo. Estas muestras fueron tomadas por la investigadora Dora Elisa García Delgado del Centro de Investigaciones del Petróleo. En resumen se trabajó con 60 secciones delgadas de la Formación Vega. Se contó con numerosos informes de trabajos anteriores de cartografía geológica de diferentes autores. Todos estos informes y artículos sirvieron de mucho ya que permitieron conocer datos muy específicos sobre la composición petrográfica y mineralógica, asociaciones fosilíferas, edad y ambiente de sedimentación. Todas las muestras fueron estudiadas en microscopios petrográficos (Olympus y Leica) que ofrecieron una información segura y de alta calidad.

Se realizó un trabajo de campo para poder observar la unidad en sus respectivas localidades, realizar su estudio macroscópico, así como verificar en el terreno su emplazamiento geológico y relaciones con otras secuencias estratigráficas. Para la clasificación textural de las rocas carbonatadas se empleó la propuesta por Dunham (1962), aplicando para las calizas con componentes mayores de 2 mm la clasificación propuesta por Embry y Klovan (1971).

Afloramientos estudiados

Se tomaron una relación de muestras en varios afloramientos ubicados en la provincia de Villa Clara (Afloramientos 3, 4, 5, 6, 7 y 8) (Figura 2); en donde se describió cada litología. En la salida de Meneses a Yaguajay se encuentran brechas calcáreas de fragmentos pequeños de calizas y menos de pedernal; algunos fragmentos más grandes dispersos de hasta 15 cm (DG-0661). Hacia la carretera de Meneses a Yaguajay, La Marianita; se observa una secuencia gruesamente estratificada desde calizas biodetríticas, micritas, calizas recristalizadas, calcarenitas y brechas (Brechas Sagua); con una yacencia 2100/500 (DG-0662).

El Níspero, norte de la carretera Camajuaní – Remedios, se observan a lo largo del rumbo un paquete de brechas (Brechas Sagua), formando prácticamente un muro, perpendicular a la carretera. Son brechas predominantemente calcáreas con bloques de varias decenas de cm. De calizas, silicitas, dolomitas, las formas son angulosas y el cemento es fragmentario-carbonatado. Por debajo afloran aunque no claramente calizas de color crema claro con lentes e intercalaciones de pedernal negro (DG-0677). Al SW del central José María Pérez; en un potrero afloran bloques de calizas, pedernales, calcarenitas brechas silíceas, con fragmentos de hasta 1 m (DG-0681). En la carretera de Calabazar de Sagua a Sagua la Grande, a la salida de Calabazar, afloran brechas calcáreas con matriz fragmentario – carbonatadas (Brechas Sagua) (DG-0689). Carretera entre Vueltas y la Guinea, se observan brechas calcáreas con algunos fragmentos de pedernales en matriz de calcilutitas (DG-0694).

Cantera abandonada situada en el entronque de la carretera de Hoyo Colorado -Menéndez con el terraplén a la Vaquería El Marqués. Aflora una secuencia de intercalaciones de brechas, brecha-conglomerados, calcarenitas de diferente granulometría. La yacencia es casi horizontal y las capas pueden alcanzar más de 1 m de espesor. No se observa gradación ni selección de los clastos, en ocasiones las brechas y brecha conglomerática son granos soportados y en otras predomina una matriz fragmentaria carbonatada fina con clastos aislados de varios centímetros de diámetro. Las brecha-conglomerados presentan también mala selección y no se observa gradación. Los fragmentos están compuestos por calizas, silicitas, calizas con nódulos de silicitas, calcarenitas, dolomitas, brechas, etcétera (EL-30-09).

Al este de la carretera a Playa Menéndez, existe un terreno donde aflora una secuencia de la Formación Vega. Se observan gruesas capas de brechas de diferente granulometría, brecha-conglomerados de composición predominantemente carbonatada. Los fragmentos son de calizas de diferentes tipos y coloración, angulosos o subredondeados, dolomitas y escasas silicitas. La matriz es escasa en ocasiones siendo grano soportado y en otras capas predomina sobre aislados fragmentos siendo una calcarenita. Existe una amplia variación granulométrica, desde brechas de fragmentos muy gruesos hasta de decenas de cm. a brechas finas, de fragmentos de 1 cm. y menores, y calcarenitas de grano grueso y fino. La estratificación apenas se observa, solo en una parte de la excavación donde una calcarenita de grano grueso gradaciona a brecha de fragmentos pequeños, en la cual se presentan lentes de silicitas de color gris, de 15 – 20 cm. de longitud, paralelos a la estratificación (el rumbo de las capas es de 120 o). La matriz donde existe varía de grano muy grueso a fino, prácticamente una calcarenita (EL-31-09).

Localidad en la carretera Corralillo – Veloz, al noreste de Los Sitios Colorados. Afloran a la orilla de la carretera y hasta la falda de la loma al sur brechas calcáreas de fragmentos grandes compuestas por fragmentos muy angulosos de calizas de diferentes tipos, tanto micritas como calizas biógenas, dolomitas y silicitas de varios colores, Se observan abundantes fragmentos de rudistas. Hacia la base del corte se intercalan calizas de color beige rosáceo y calcarenitas (EL-32-09).

Figura 2. Mapa de ubicación de las localidades estudiadas.

Minerales comunes en la Formación Vega

Las rocas de dicha unidad contienen dos minerales esenciales: calcita y dolomita (Figura 3). Se puede distinguir en sección delgada la dolomita de la calcita, ya que el habitad de la dolomita es romboédrico. Se ha establecido que la dolomita en esta formación, es principalmente un producto primario y secundario por reemplazamiento de calcita, produciendo conchas dolomitizadas de origen post-depositacional. La zonación de los cristales rómbicos, permite reafirmar que son ricas en hierro.

Aunque la mayoría de las rocas carbonatadas consisten de minerales carbonatados, como es el caso de las estudiadas, muestran un contenido variable de otros minerales. Como los silicatos (cuarzo), este mineral se encuentra diseminado a través de toda la roca. Se pudo observar cuarzo detrítico, y en ocasiones estos cristales presentan un sobrecrecimiento secundario. Otro mineral encontrado es la calcedonia; este mineral puede encontrarse diseminado a través de toda la roca o también segregado en nódulos de pedernal en las calizas estudiadas. Se puede presentar como esferulitas pequeñas o rellenando espacios entre los rombos de dolomita de algunas calizas dolomitizadas.

Los minerales arcillosos es el contaminante más común de estas rocas. La arcilla no es muy notable en sección delgada, ya que es de grano muy fino, pero se pueden llegar a observar en los residuos insolubles separados de la caliza. La naturaleza de los minerales arcillosos se determina mejor por difracción de rayos x; y se ha establecido que la illita es la que predomina en todas las carbonatadas de forma general. Dentro de los constituyentes menores las rocas estudiadas, se incluye la pirita. La pirita es el sulfuro más común, pudiendo ser de origen primario o secundario. Se presenta como granos esparcidos y se pueden encontrar fósiles piritizados.

Figura 3. Minerales característicos de los sedimentos estudiados. A) Fractura rellena de calcita. B) y I) Dolomita. C) y G) Cuarzo. D) y E) Minerales Arcillosos. F) y H) Calcedonia.

Tipos texturales de carbonatos

Se debe aclarar que los sedimentos sinorogénicos estudiados, son específicamente un depósito compuesto completamente por brechas carbonatadas, con una variada gama de fragmentos (> 2 mm), silíceos y volcánicas. Son brechas casi en su totalidad con una textura grano sostén, por lo que el tipo textural de carbonato que más abunda son los Rudstone intraclástico y bioclástico llegando a al 30 % en abundancia. Los Floanstone son carbonatos con clastos también mayores de 2 mm, pero su textura es soporte de lodo, por lo que no sobrepasan el 7 % (Figuras 4 y 5). Los tipos de carbonatos de composición más fina, son grandes redepositos que debido a su tamaño se comportan como un tipo de carbonato dentro de la formación; ya superan el tamaño de la sección delgada.

Figura 4. Imágenes representativas de todos los tipos texturales de carbonatos. A) B) Rudstone. C) Floanstone. D) Grainstone. E) Wackestone. F) Mudstone.

Figura 5. Tipos Texturales de Carbonatados de la Formación Vega.

Componente Terrígeno y Análisis de Procedencia

Figura 6. Componente terrígeno de la Formación Vega.

La fuente de aporte para los clastos de rocas carbonatadas (Figura 6), silíceas y dolomíticas, componentes de las rocas fragmentarias de la Formación Vega pueden provenir tanto de las UTE Camajuaní y Remedios que constituyen su substrato como de la UTE Placetas que se encontraba más alejada hacia el sur. Los fragmentos de cuarzo deben tener su origen posiblemente a partir de las rocas del Sinrift tardío, probablemente de la Formación Constancia, que solo aflora relacionada espacial y estratigráficamente con la UTE Placetas, para la cual también podría ser el basamento de la UTE Camajuaní e incluso pudieran originarse a partir de los granitoides del basamento continental similares a aquellos observados en el río Cañas, e incluidos en el melange serpentinítico.

Diagénesis

Las rocas carbonáticas presentan, desde el punto de vista diagenético, una característica muy importante en su alta diagenetibilidad, fruto de la rápida inestabilidad de sus componentes con el enterramiento. Dentro de los procesos diagenéticos se pueden diferenciar:

• 1. Micritización

• 2. Cementación

• 3. Recristalización

• 4. Dolomitización

La micritización es un proceso que tiene lugar por la acción conjunta de la erosión biológica (factor más importante) y la abrasión mecánica, dando lugar a unas envueltas micríticas que van destruyendo la textura interna de las partículas (total o parcialmente) Figura 7. La erosión biológica la llevan a cabo microorganismos que perforan la estructura de la partícula, rellenándose posteriormente por barro calcáreo. Este proceso se considera típicamente como de diagénesis temprana.

Figura 7. Micritización en rocas de la Formación Vega

El análisis de la dolomitización puede hacerse considerando dos casos de reemplazamiento parcial o reemplazamiento total. Figura 8.

1. Reemplazamiento total: podemos encontrarnos diferentes situaciones:

a) Conservación de la textura deposicional

b) Conservación parcial de la textura deposicional (fantasmas)

c) Sin conservación de la textura deposicional

2. Reemplazamiento parcial: el reemplazamiento parcial suele llevar, generalmente, un orden selectivo de tal forma que lo primero en dolomitizarse es la matriz micrítica y posteriormente los bioclastos. En otras ocasiones la selectividad se establece a través de fracturas, bioturbación, estructuras sedimentarias, etc.

La dolomitización es evaluada de manera diferente en cuanto a su impacto sobre las propiedades de un reservorio, para Neilson y Nicholson (1992) es un proceso generalmente destructor de porosidad. Por su parte Esteban (2002) sostiene que esto depende del balance final de la cantidad de CaCO3 que se disuelva y la cantidad de CaMgCO3 que precipite. Existen tres mecanismos, según Morrow (1988) que propician la formación de dolomita: 1- Cantidad adecuada de Mg que cree una elevada saturación. 2- Mecanismo activo que pueda transportar el Mg. 3- Existir un lugar donde el quimismo de los fluidos favorezca la precipitación de este mineral.

Figura 8. Dolomitización en rocas de la Formación Vega

Figura 89 Cementación de la Formación Vega. Espacios intergranulares cementados por esparita en grainstone; esta cementación al parecer es temprana.

Figura 10. Recristalización en la Formación Vega.

Es necesario señalar que los reservorios dolomíticos son muy perseguidos hoy en día por los exploradores, estos tienen la propiedad de mantener excelentes porosidades incluso a más de 2000 m de profundidad. El esqueleto mineral formado por romboedros de dolomita es muy resistente a la compactación profunda. Los reservorios carbonatados cubanos no son dolomíticos, este mineral sólo aparece de manera subordinada. En términos generales podemos señalar que la dolomitización se manifiesta de dos formas fundamentales, respondiendo probablemente a procesos diagenéticos diferentes: como mineral neomórfico o estiloreactivo, resultado de la precipitación a partir de residuos insolubles en juntas de disolución y/o estilolitos, donde frecuentemente coexiste con MO o bitumen oxidado, minerales metálicos, arcilla.

La cementación es el crecimiento de cristales en espacios preexistentes a partir de la precipitación desde soluciones saturadas. Estos espacios pueden ser tanto interpartículas como intrapartícula. El tipo de cemento que abunda n estos sedimentos es de tipo mosaico (cristales constituyendo un mosaico) (Figura 9). Tanto los carbonatos de textura fina como gruesa están expuestos a la cementación, esta ocurre en varias etapas de la evolución de estas rocas. Los cementos aparecen tanto en fracturas como en espacios intergranulares, intercristalinos y cavidades.

La recristalización es el paso de micrita (menor de 4 micras) a microesparita (entre 4 y 10 micras) y posteriormente a pseudoesparita (mayor a 10 micras, de tal forma que el producto final son cristales de gran tamaño (pseudoesparita) que se pueden confundir con los cristales de cementación (esparita). La distinción entre unos y otros resulta fundamental dada la absoluta diferencia entre ambos procesos. Figura 10

. Se reconoce que la textura está recristalizada ya que se observa:

– Calizas con textura de mosaico cristalino con cristales de tamaños diferentes.

– Mosaico de cristales con fantasmas de partículas o barro micrítico.

– Calizas sin recristalización completa (contactos difusos).

– Masas micríticas con manchas (parches) de cristales.

El principal problema en cuanto a su distinción surge cuando nos encontramos con mosaicos de cristales entre las partículas.

Paleontología

La unidad es muy heterogénea; presenta grandes redepositos con edades muy variadas. Se logra clasificar las biofacies diferenciando así las especies acumuladas, redepositadas y resedimentadas (Figuras 11, 12 y 13) (Tabla I, II y III). La Formación Vega aparece una gran variedad de géneros resedimentados entre los cuales se pueden nombrar: Pseudophragmina sp, Miliolidae, Eoconuloides lopeztrigoi, Pseudoraphydionina sp, Eoconuloides aff. E. wellsi, Helicostegina dimorpha, (ver tabla de fósiles resedimentados), estas especies fueron depositadas originalmente en un ambiente nerítico interno hasta 50m de profundidad con una salinidad normal entre 32-36 % y temperaturas entre 21-30 °C dado por la presencia de Miliolidos.

Esta biofacie es propia de un ambiente nerítico externo-batial superior (desde 100-600m) por la presencia de foraminíferos plantónicos tanto muricados (Morozovella cf. M. Spinulosa, Morozovella cf. M. Lehneri, Acarinina sp, Morozovella sp) como globulares (Globigerinatheka sp, Globigerina sp) y nannofósiles, la deposición ocurrió por encima de la profundidad de compensación de los carbonatos (CCD) que varia significativamente con la latitud y el tiempo. La temperatura era cálida dado por la presencia de Morozovella y Acarinina y en algunos lugares llegaron a ser intermedia donde se observa el género Planorotalites sp. La salinidad era normal entre 32-36 ‰ y las condiciones de oxigenación en superficie pudieron llegar a ser un ambiente de mínimo oxigeno en los lugares donde se reportan los géneros de Pseudohastigerina sp y Chiloguembelina sp.

El predominio de especies de foraminíferos bentónicos fueron depositadas originalmente en un ambiente nerítico interno hasta externo llegando así a los 200m de profundidad con una salinidad normal entre 32-36 ‰ y temperaturas normales entre 15-30°c.

Figura 11. Fósiles resedimentados de la Formación Vega.

Figura 12. Fósiles acumulados de la Formación Vega.

Figura 13. Fósiles redepositados de la Formación Vega.