trabajo de diploma · 2018. 11. 17. · al dedicado e inquebrantable trabajo de mis tutoras sandra,...
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Universidad de Pinar del Río Hermanos Saíz Montes de Oca
Facultad de Geología y Mecánica
Trabajo de Diploma Tesis de diploma presentada en opción al Título Académico de Ingeniero Geólogo.
Título: Estudio litológico y bioestratigráfico de los depósitos del Jurásico Superior–Cretácico Inferior Valanginiano de la región Sierra del Rosario, Provincia de Pinar del Río, Cuba Occidental.
Autor: Osmany Pérez-Machado Milán.
Tutores: Msc. Santa Gil González. Msc. Sandra Pilar Díaz Díaz. Lic. Maida Daylín Peña Borrego.
Pinar del Río, 2009
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Pensamiento:
“Las palabras están de más cuando no fundan, cuando no esclarecen, cuando no atraen, cuando
no añaden”.
José Martí.
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PÁGINA DE ACEPTACIÓN
_________________________________________ Presidente del Tribunal _________________________________________ Secretario _________________________________________ Vocal
DECLARACIÓN DE AUTORIDAD
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Declaramos que somos autores de este Trabajo de Diploma y que autorizamos a la
Universidad de Pinar del Río, a hacer uso del mismo, con la finalidad que estime
conveniente.
Firma: __________________________________
Osmany Pérez-Machado Milán [email protected]
Osmany Pérez-Machado Milán autoriza la divulgación del presente trabajo de
diploma bajo licencia Creative Commons de tipo Reconocimiento No Comercial Sin Obra Derivada, se permite su copia y distribución por cualquier medio siempre que mantenga el reconocimiento de sus autores, no haga uso comercial de las
obras y no realice ninguna modificación de ellas. La licencia completa puede
consultarse en: http://creativecommons.org/licenses/by-nc-nd/2.5/ar/legalcode
Osmany Pérez-Machado Milán autoriza al Dpto. de Geología adscrito a la
Universidad de Pinar del Río a distribuir el presente trabajo de diploma en formato
digital bajo la licencia Creative Commons descrita anteriormente y a conservarlo por
tiempo indefinido, según los requerimientos de la institución, en el repositorio de
materiales didácticos disponible en: "[Inserte URL del repositorio]"
Osmany Pérez-Machado Milán autoriza al Dpto. de Geología adscrito a la
Universidad de pinar del Río a distribuir el presente trabajo de diploma en formato
digital bajo la licencia Creative Commons descrita anteriormente y a conservarlo por
tiempo indefinido, según los requerimientos de la institución, en el repositorio de
tesinas disponible en: http://revistas.mes.edu.cu
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Agradecimientos A mi mamá, ya que sin ella no hubiese sido posible mi existencia en este
mundo. A Tellito que supo guiarme por los caminos de la verdad, viendo siempre más
allá del límite de la vista. Al dedicado e inquebrantable trabajo de mis tutoras Sandra, Santa y Maida. A los profesores del departamento, en especial a Cobiella y a la profe Ana
Ibis, por comprenderme todos estos años. A Tita, mi hermana, que me enseñó que de la rutina diaria también se
aprende ya que se adquiere experiencia. A la ternura incondicional de mis sobrinos Daylín, Rolnel, Melodis, Lea y
Laura. A mis grandes amigas Damaris, Yunia y Yunet. A mi maravillosa amiga psicóloga Ana. A mis vecinos, en especial a Leydi y Fela. Y a las tantas personas maravillosas de este mundo: ahí estás incluido tú, el
que me ayudó, el que siempre estuvo dispuesto, el que me brindó amor. A ti y a los demás, agradecido por siempre.
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Dedicatoria
A la ingenuidad sabia de mi madre y a la inquebrantable
Memoria de quien fue mi padre: Terry.
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Resumen Los depósitos de las formaciones Artemisa y Sumidero afloran en la Sierra del
Rosario, Cordillera de Guaniguanico y representan las secuencias de margen
continental del Jurásico Superior Kimmerigdiano al Cretácico Inferior Valanginiano.
En estos depósitos se confirma la presencia de tres facies fundamentales: facies de
cuencas y condiciones neríticas de mares abiertos, facies de talud y facies con
elementos de aguas someras.
La facies de cuencas y condiciones neríticas de mares abiertos es la más común y
con la cual prácticamente se ha caracterizado ambas formaciones. Diferentes
elementos lito y biofaciales permiten establecer una correspondencia entre estos
depósitos y las secuencias propias de los cinturones 1 y 2 de Wilson (1975).
La facies de talud y la facies con elementos de aguas someras dada por la
presencia de packestone y rudstone contenedores de oolitos y organismos
bentónicos que permiten corresponder estas secuencias con las propias de los
cinturones faciales 3 y 4 de Wilson., están menos distribuida que la anterior y puede
observarse en ambas unidades con un ligero predominio en la Formación Artemisa.
Es confirmada la edad (Cretácico Inferior Berriasiano-Valanginiano) atribuida a la
Formación Sumidero. No obstante fueron datadas del Jurásico Superior-Cretácico
Inferior (Berriasiano parte baja) muestras tomadas en corte del Río Caimito
indicando el Jurasico la presencia de Saccocoma, reporte no muy común en rocas
de esta unidad.
Se identificó para la Formación Artemisa la Biozona de Crassicollaria, de acuerdo
con la presencia de Nannoconus junto a Crassicollaria sp., Crassicollaria aff. C.
brevis, formas grandes de Calpionella alpina y Colomisphaera sp.,
correspondiente al Tithoniano Superior.
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Abstract
Artemisa and Sumidero units crop out in Sierra del Rosario, Guaniguanico
mountains in western Cuba and represent carbonatic sequences belong the
continental passive margin. The age interval range from Upper Jurassic
(kimmerigian) to Lower Cretacic (valanginian). Three independent facies are
reported within these units: nerictic (open sea) basin deposits, talud facies and
shalow water deposits.
The neritic deposits are the communest facies and constitute the base for the
classification of both units. Different lito and biofacial elements allow a correlation
between these deposits and the sequences of Wilson belts one and two (1975).
The remaining facies (talud and shalow water deposits) are characterized by the
presence of packstone and rudstone that contains oolites and bentonic
microrganisms. These characteristic can be compared with the facial belts three and
four of the Wilson facies. These facies are less common than the neritic facies and
are observed in both Artemisa and Sumidero units. There is a slight increment of
them within the Artemisa unit compares with Sumidero.
As a result of intense biostratigraphic studies the Lower Cretacic (berriasian-
valanginian) is confirmed for Sumidero unit. However some individual samples from
Río Caimito yielded Upper Jurassic-Lower Cretacic (lower berriasian) due to the the
presence of Saccocoma, a very uncommon report for the rocks of this unit. In
Artemisa units a Crassicollaria biozone was identified according to Nannoconus,
Crassicollaria sp, Crassicollaria aff, C. brevis, general forms of Calpionella
alpina and Colomisphaera sp, all of them indicating an Upper Jurassic (upper
tithonian) age.
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INDICE INTRODUCCION..................................................................................................1 CAPITULO I. CARACTERISTICAS FISICO-GEOGRAFICAS Y GEOLOGICAS DEL AREA DE ESTUDIO............................................................................................4
I.1.Ubicación Geográfica…………………………………………………4
I.2. Situación Geológica del Area de estudio…………………………..8 I.2.1 Geología Regional……………………………………………….8 I.2.2 Estratigrafía……………………………………………………….10
I.2.3 Tectónica………………………………………………………….22
I.2.4 Magmatismo……………………………………………………...23
CAPITULO II. HISTORIA DE LAS INVESTIGACIONES ANTERIORES……….26 CAPITULO III. METODOLOGIA Y MATERIALES UTILIZADOS EN LA INVESTIGACION…………………………………………………………………….31 III.1 Ubicación geográfica de las muestras estudiadas…………..32
III.2 Preparación de las muestras…………………………………..33
III.3 Determinaciones petrográficas………………………………..35
III.4 Determinaciones paleontológicas……………………..………36
III.5 Determinación de microfacies………………………………….37
CAPITULO IV. ASPECTOS ESTRATIGRAFICOS DE LOS SEDIMENTOS DEL JURASICO SUPERIOR-CRETACICO INFERIOR VALANGINIANO DE SIERRA DEL ROSARIO…………………………………………………………….38 IV.1 Caracterización litológica y rasgos sedimentológicos de los
depósitos………………………………………………………………………………43
CAPITULO V. CARACTERIZACION PETROGRAFICA Y MICROFACIAL DE LOS SEDIMENTOS DEL JURASICO SUPERIOR-CRETACICO INFERIOR VALANGINIANO DE SIERRA DEL ROSARIO…………………………………..57 V.1 Variedades Petrográficas. Tipos texturales de calizas………...57
V.2 Clasificación de las Microfacies según Wilson………………….59
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V.3 Clasificación de las Microfacies según Pszczolkowski………...61
CAPITULO VI. CARACTERIZACION BIOESTRATIGRAFICA Y CONSIDERACIONES PALEOAMBIENTALES DE LOS SEDIMENTOS DEL JURÁSICO SUPERIOR-CRETÁCICO INFERIOR VALANGINIANO EN SIERRRA DEL ROSARIO……………………………………………………………………….66
VI.1 Caracterización Bioestratigrafíca y Paleoambiental de los
sedimentos del Jurásico Superior-Cretácico Inferior Valanginiano en Sierra del
Rosario………………………………………………………………………………...69
CONCLUCIONES……………………………………………………………………84 BIBLIOGRAFIA……………………………………………………………………...86 ANEXOS………………………………………………………………………………89
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INTRODUCCION
Los depósitos del Jurásico Superior Oxfordiano al Cretácico Inferior Valanginiano
(Formaciones Artemisa y Sumidero) afloran mayoritariamente en la Cordillera de
Guaniguanico, provincia de Pinar del Río, Cuba Occidental y representan las
secuencias de margen continental del Jurásico Superior Oxfordiano al Cretácico
Inferior Neocomiano de la unidad tectonoestratigráfica Sierra del Rosario.
Los primeros trabajos, comenzaron a realizarse a principios del siglo XIX por Lewis
en 1932, al noroeste del poblado de Artemisa con el nombre de "Artemisa
Limestone", pero no es hasta 1965 por Furrazola-Bermúdez que realizada el primer
estudio de los microfósiles tithonianos en Sierra del Rosario.
Tal conjunto sedimentario, ha sido estudiado por numerosos investigadores
distinguiendo en las mismas variaciones litofaciales y diferentes sub-unidades de
mayor o menor uso por los estudiosos del tema, también se realiza un estudio
microfacial de la parte baja de la Formación Artemisa en Sierra del Rosario donde
se describe cinco microfacies a partir del contenido micropaleontológico de estas
rocas, donde predominan: Saccocoma-Didemnidae entre otras, siendo estos de
gram importancia para las reconstrucciones paleoambientales y bioestratigráficas.
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Diseño de Investigación
PROBLEMA No existe una caracterización detallada y diferenciada de los depósitos del Jurásico
Superior-Cretácico Inferior Valanginiano en Sierra del Rosario.
OBJETO Depósitos del Jurásico Superior–Cretácico Inferior parte baja en la región Sierra del
Rosario, Provincia Pinar del Río.
OBJETIVO GENERAL Caracterizar litológica y bioestratigráficamente depósitos del Jurásico Superior–
Cretácico Inferior (parte baja) por datos de subsuelo y superficie, en la región Sierra
del Rosario.
OBJETIVOS ESPECIFICOS 1. Identificar principales grupos taxonómicos presente y relacionarlos con las
biozonas correspondientes haciendo hincapié en aquellos taxones poco estudiados
tanto en superficie como en subsuelo.
2. Caracterizar microfacialmente estos depósitos relacionándolos con las
secuencias propias de los cinturones faciales de Wilson, J. L. (1975) y sus
microfacies estándar.
3. Realizar algunas consideraciones de tipo paleoambiental a partir del contenido
litológico y paleontológico.
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HIPOTESIS Si se logran Identificar los principales grupos taxonómicos presente en el área de
estudio y relacionarlos con las biozona correspondientes, así como caracterizar
microfacialmente sus depósitos y relacionarlos con las secuencias propias de los
cinturones faciales de Wilson, (1975) y sus microfacies estándar, se podrá
enriquecer el conocimiento litológico y bioestratigráfico de los depósitos del Jurásico
Superior-Cretácico Inferior Valanginiano para Sierra del Rosario.
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CAPITULO I. CARACTERISTICAS FISICO-GEOGRAFICAS Y GEOLÓGICAS DEL AREA DE ESTUDIO.
I.1 Ubicación geográfica
La UTE Sierra del Rosario está ubicada en el extremo oriental de la Cordillera de
Guaniguanico en el Occidente de Cuba; según la división político-administrativa, la
mayor parte de la misma, se ubica en el noreste de Pinar del Río y solo una
pequeña porción en la provincia de La Habana.
La falla Pinar constituye un límite tectónico bien definido al sur de la sierra, mientras
que al norte el límite morfológico consiste en el contacto abrupto con la región
ondulada situada entre Cayajabos y La Mulata, debido al contraste litológico entre
ambas regiones (Cobiella-Reguera y Hernández-Escobar, 1990) (Fig. I.1).
Fig. I.1 Ubicación geográfica del área de Sierra del Rosario.
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• Relieve La Sierra del Rosario presenta un complicado relieve y está caracterizado por
cadenas de montañas relativamente bajas que se extienden en dirección este-
oeste, separadas por zonas deprimidas y alargadas en la misma dirección.
Según el Atlas Nacional de Cuba en su edición de 1970 y 1989, en la Sierra del
Rosario las alturas predominantes varían entre 500 y 670m y las pendientes entre
15 y 35°. Específicamente en la zona de Las Terrazas, las alturas predominantes
oscilan entre 100 y 300 m. Estas particularidades morfológicas favorecen la erosión
y la denudación como principales procesos exógenos en la zona.
La sierra termina en el extremo oriental de la zona de Las Terrazas en una especie
de espolón que se proyecta hasta el poblado de Cayajabos, formado por colinas de
cimas redondeadas. Es muy notable la disminución de las elevaciones al este de El
Taburete, las que sufren un descenso de altura del orden de 200-300 m (Cobiella-
Reguera y Hernández-Escobar, 1990).
• Red hidrográfica La red de drenaje característica de la región está dada por la presencia de
corrientes intermitentes y afluentes temporales de ríos y arroyos permanentes
formando una red fluvial de tipo dendrítica bastante densa. Los principales ríos
fluyen de norte a sur en su flanco meridional y a la inversa en el flanco norte. En
general las corrientes de agua son pequeñas y los valles generados son estrechos y
profundos. Entre las principales corrientes se encuentran los ríos San Claudio, San
Cristóbal, San Francisco, Bayate y San Juan, ubicándose parte de las cuencas de
los dos últimos en la zona de Las Terrazas. Los arroyos Masón y Pedernales se
localizan al oeste y este de Las Terrazas respectivamente.
• Clima La Sierra del Rosario se enmarca dentro del clima tropical lluvioso de condiciones
marítimas con distribución estacional de las precipitaciones. La temperatura media
anual oscila entre 26 - 28 °C. Para los meses de invierno la temperatura oscila entre
20 - 22°C (aunque se alcanzan temperaturas de 6-10°C, por la acción de frentes de
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aire frío que afectan al territorio nacional, provenientes del norte), destacándose
esta zona entre las más frías del país. Para los meses de verano la temperatura del
aire puede alcanzar valores de hasta 36°C. La humedad relativa promedio del aire
es del 98 %. La media anual de precipitaciones oscila entre 1400-1600 mm. El mes
mas lluvioso ha ido desplazándose desde octubre hasta septiembre, así mismo ha
disminuido la pluviosidad media hasta los 1200 mm por año. En general es notable
la influencia del relieve en las condiciones climáticas.
• Vegetación Los suelos y la vegetación se pueden simplificar estableciendo una relación de
distribución con el relieve y las características litológicas de las distintas secuencias
que se desarrollan en la región. En el área se incluye la zona de montaña
perteneciente a Las Terrazas, la cual está reconocida como Reserva de la Biosfera
y comprende 500 ha de bosque. Se desarrolla una vegetación natural de bosques
tropicales siempre verdes y otra zona con vegetación de matorrales y comunidades
herbáceas secundarias.
• Vías de comunicación, población, agricultura y recursos minerales. Geografía económica: En los últimos años la Sierra del Rosario ha alcanzado
notables avances económicos, siendo los más representativos el turismo, la
prospección gasopetrolífera además de la actividad agroforestal ya existente.
Debido a este creciente desarrollo se ha creado una infraestructura de caminos que
ha mejorado el acceso a la zona. Las más importantes vías de comunicación son la
carretera axial de montaña que la atraviesa longitudinalmente y las carreteras San
Cristóbal - Bahía Honda y Candelaria San Diego de Nuñez que la cortan de Norte a
Sur. Al Este del territorio se ubica la carretera Cayajabos-Cabañas y al Suroeste y
Sur la Autopista Nacional.
En nuestra área de estudio la principal vía de comunicación es la citada carretera
axial, que la atraviesa de un extremo a otro. A partir de esta vía nacen caminos
forestales hacia el Norte y Sur los cuales dan acceso a las elevaciones que la
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flanquean. En el área ondulada del Valle La Pastora existe una carretera que une a
la axial con la Autopista Nacional en su kilómetro 51.
Existen caminos y terraplenes que conectan a esta carretera con diversas
instalaciones pecuarias en el Valle La Pastora.
El carácter de la economía está determinado por el relieve de la región
predominando la actividad forestal. En los terrenos ondulados entre Cayajabos y las
montañas radican numerosas vaquerías pertenecientes a la empresa Los Naranjos,
así como una finca dedicada a la cría de caballos de raza. También encontramos
varias micropresas en dicho valle y existe una en el río San Juan cerca de Las
Terrazas.
La población se encuentra en los poblados Los Cayos, Quiñones, Las Terrazas,
Cayajabos y el caserío San Luis. En los últimos años se ha desarrollado el turismo
en la Sierra del Rosario, representado esto por las bases de campismo La Chorrera,
El Taburete y el hotel Moka para el turismo internacional.
La Sierra del Rosario presenta una densidad poblacional entre 0.4 y 1.80 hab/km2,
alcanzando los mayores valores en los poblados de Las Terrazas y Cayajabos, que
constituyen los principales centros poblacionales (Atlas Nacional de Cuba, 1989).
Durante el siglo XIX el cultivo y explotación del café en los cafetales Franceses a
través de un sistema de latifundios, constituyó el renglón económico esencial de la
Sierra del Rosario. En la actualidad la actividad agrícola predominante es la forestal,
en la que sobresale la zona de Las Terrazas, donde la realización de un sistema de
terrazas permitió la siembra de más de nueve millones de árboles. Se desarrolla
también una incipiente actividad ganadera representada en numerosas vaquerías.
Se realiza la explotación de serpentinita y roca caliza, concentrada en canteras
ubicadas en el sector de la Loma del Mulo.
La puesta en marcha del complejo turístico Las Terrazas, coloca al turismo como la
actividad primordial para la zona, favoreciendo otros sectores como la construcción,
ante la demanda de lugares adecuados para el desarrollo de esta actividad, la
restauración de las ruinas de los cafetales franceses y la investigación de dicho
patrimonio agroindustrial. Surge entonces un ejemplo de desarrollo sostenible para
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el resto del mundo, en el que se logra el equilibrio entre el cuidado por el medio
ambiente, el patrimonio histórico y una economía creciente.
I.II. CARACTERISTICAS GEOLOGICAS DE SIERRA DEL ROSARIO. I.2.1 Geología Regional.
El área de estudio está ubicada en la porción más oriental del cinturón plegado y
cabalgado Guaniguanico. Según el criterio de muchos investigadores, es una de las
regiones más importantes para el desciframiento de la geología de Cuba e incluso
de la zona del Caribe (Pszczolkowski, 1978, 1999; Cobiella-Reguera et al., 2000,
Cofiño-Arada, 2002), además, presenta determinado potencial de hidrocarburos. La
sierra ha sido extendida por datos de geología de superficie y perforaciones
profundas hasta la región de Martín Mesa, provincia La Habana (Pszczolkowski,
1999, Cofiño-Arada, 2002). La misma contiene una serie de nappes cabalgados
como resultado de la compresión durante la orogenia cubana (Pszczolkowski 1971,
en: Pszczolkowski 1978), que resultan ser el elemento más característico de su
tectónica.
La presencia de rocas sedimentarias del paleomargen pasivo de América del Norte
en Cuba, ha sido reconocida por diversos autores (e.g. Meyerhoff y Hatten, 1974;
Pardo, 1975; Pszczolkowski, 1986; Iturralde-Vinent, 1996; en Pszczolkowski, 1999).
Actualmente se reconocen tres grandes áreas de afloramientos de este
paleomargen: Cordillera de Guaniguanico, norte de Cuba central y la zona de Maisí.
La cordillera de Guaniguanico ha recibido distintas denominaciones a lo largo de la
historia de las investigaciones geológicas realizadas a diferentes escalas.
Pszczolkowski (1975), la designó con el nombre de zona estructuro facial de
Guaniguanico. El término de terreno Guaniguanico fue introducido por Iturralde-
Vinent (1994), quien presentó un esquema tectónico generalizado para la provincia
de Pinar del Río. La Sierra del Rosario la considera como perteneciente al Terreno
Guaniguanico, como parte de los Terrenos Cubanos Suroccidentales y a su vez
asume la subdivisión en Rosario sur, Rosario Norte, establecida por Pszczólkowski
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en 1978. Otras clasificaciones dividen la zona Guaniguanico, en dos subzonas: Los
Órganos y El Rosario (Martínez et. al., 1994, en Cofiño-Arada, 2002). Pszczolkowski
(1999), en su división del terreno Guaniguanico (Fig.I.2.1), distinguió dos cinturones
tectonoestratigráficos para Sierra del Rosario: cinturón Rosario meridional y cinturón
Rosario septentrional. Según Pszczolkowski (1994) en Cofiño-Arada (2002), “La
secuencia sur donde abunda los depósitos Jurásicos, comprende las unidades
tectónicas: La Zarza, Mameyal, Caimito, Taco Taco, Cinco Pesos y Los Tumbos,
mientras que en la norte, donde predominan las rocas cretácicas de Polier se
encuentran las unidades de Belén-Vigoa, Naranjo, Dolores, La Serafina, Cangre y
Sierra Chiquita”. Su corte estratigráfico se extiende desde el Jurásico hasta el
Eoceno Inferior
Fig. I.2.1 Unidades tectonoestratigráficas del Terreno Guaniguanico, según Pszczolkowski (1999).
En el sistema de la exploración petrolera (Simon, 1993), se establece y argumenta
un modelo geológico que reconoce dos dominios paleogeográficos: uno
denominado Pinar del Río relacionado con la microplaca Yucatán y el otro Las
Villas, relacionado con el Bloque Florida-Bahamas. Ambos están separados por la
Falla transformante Sán Andrés, reconocida por sísmica en el sureste del Golfo de
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México (Buffer, 1991). Dicha falla separa geológicamente la Sierra del Rosario de la
Sierra de los Organos, en el período post-rift, a partir del Jurásico Superior post-
Oxfordiano. Por consiguiente, la Sierra del Rosario se sitúa en su palinspatía en el
Dominio Las Villas, justo al sur de la unidad tectonoestratigráfica Placetas (en
Blanco-Bustamante, 2002). El corte estratigráfico de la Sierra del Rosario guarda
una similitud más estrecha con la sucesión estratigráfica de Placetas que con la de
la Sierra de los Órganos. Dentro de este enfoque se contempla el uso del término
unidad tectonoestratigráfica según Hatten et al., 1988. Este término con la misma
acepción se utiliza por los geólogos del Reino Unido. Es utilizado también por
Marton y Buffler (1999) en la evolución paleogeográfica del sureste del Golfo de
México.
I.2.2 Estratigrafía. La unidad tectonoestratigráfica Sierra del Rosario está ubicada en la porción más
oriental de la Cordillera de Guaniguanico, ocupando gran parte del NE de la
provincia de Pinar del Río, extendida según datos de perforaciones profundas hasta
la región de Martín Mesa, provincia de La Habana (Pszczolkowski, 1982). En la
región septentrional la secuencia de Rosario está sobrecorrida por las ofiolitas y el
arco volcánico extinto sobre los que yacen los depósitos sinorogénicos. Esta
complejidad tectónica ha sido vista y descrita en los pozos Mariel 1 y 2. Hacia el
occidente, las rocas de la Sierra del Rosario se prolongan hasta las alturas de
Pizarra del Norte (Fernández-Carmona, 1998).
La UTE Sierra del Rosario presenta una columna estatigráfica que se inicia con
rocas del Jurásico Inferior y Medio y termina con los sedimentos orogénicos del
Eoceno Inferior basal. Abarca diferentes ciclos sedimentarios y en menor escala
magmáticos, ocurridos desde su inicio en el Jurásico hasta su deformación en los
depósitos del Eoceno conjuntamente con las ofiolitas y secuencias vulcanógeno-
sedimentarias.
La Sierra del Rosario está constituída por una serie de mantos tectónicos con
emplazamientos de sur a norte donde se distinguen 2 grandes grupos de mantos,
meridional y septentrional, caracterizados por una distinta inclinación de los planos
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de sobrecorrimientos y cortes estratigráficos. En superficie se han descrito al menos
5 mantos tectónicos que internamente presentan diversas escamas menores. Cada
manto norteño posee su propio corte estratigráfico, siendo la Formación Polier del
Cretácico Inferior Hauteriviano-Aptiano, la unidad principal en casi todos, en tanto
que las demás unidades pueden o no estar presentes (Cobiella-Reguera;
Fernández-Carmona, 1998). Sin embargo, los mantos más meridionales se
caracterizan por contener fundamentalmente rocas del Jurásico Superior como se
evidencia en el corte del Pozo CHD-1X en la inmediaciones del pueblo de
Guanajay. La Formación Manacas de la parte basal del Eoceno Inferior, marca
generalmente el tope de los mantos, aunque pudiera estar ausente en alguno de
ellos (Fernández-Carmona, 1998).
A continuación (auxiliándonos también del léxico estratigráfico, 2001), aparecerá
una breve descripción de las unidades litoestratigráficas propias de etapas de
synrift, de deriva y orogenia, presentes en el área de estudio abarcando edades
desde el Jurásico Medio? hasta el Eoceno Inferior
Etapa de SynRift:
Formación San Cayetano (sc) Descrita por DeGolyer (1918) y redescrita por Palmer (1940); Hatten (1957);.
Haczewski (1976); Hernández en: Martínez González y Fernández de Lara (1988). La formación se expone en afloramientos principalmente en Sierra de los Órganos y
Sierra del Rosario. En UTE La Esperanza, se conocen varios pozos petroleros: Los
Arroyos 1 (3805-5008 m); Puerto Esperanza 2 (2410-3128 m) y Puerto Esperanza 3
(1500-1936 m), desde la zona de Puerto Esperanza hasta Arroyos de Mantua. Es
también registrada bajo el neoautóctono en pozos petroleros (Linares Cala, 2003)
en las zonas de Guane e Isabel Rubio: Guanahacabibes 1 (1020-2200 m), Guane
1(200-800 m), Pinar 3 (1080-3488 m).
Está compuesta por lutitas y argilitas de color gris a gris oscuro, pardo y violáceas,
finamente estratificadas con aspecto pizarroso intercaladas con areniscas
cuarzosas y cuarzo-micáceas, estratificadas de color blanquecino o amarillo rojizo,
a veces algo oxidado y con espesores variables. También afloran aleuroareniscas
estratificadas de color naranja intercaladas con limolitas. En las limolitas aparecen
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con frecuencia concreciones terrígenas con estructura concéntrica que
generalmente oscilan entre 2-4 cm de diámetro. Las limolitas y lutitas pueden
contener abundante materia orgánica siendo muy carbonosas y con una coloración
gris muy oscuro a negras cuando no están muy meteorizadas (García Delgado et
al., 2003).
Además de los conocidos reportes de ammonites y de algunos helechos
(Piazopteris branneri) reportados por Areces-Mallea (1991), Dueñas y Linares
Cala (2001) dieron a conocer la presencia de varias taxa de palinomorfos terrestes y marinos en la Formación San Cayetano, donde se distinguen varias especies de
Sporastriletes, Circumpolles, así como dinoflagelados encontrados en la localidad
Cinco Pesos en la provincia de Pinar del Río. Permitiendo corroborar la edad Jurásico Inferior-Jurásico Superior (Oxfordiano) para la unidad. Se desconocen sus contactos inferiores pero está cubierta concordantemente por
las formaciones Artemisa (Miembro La Zarza), Francisco y Jagua (Miembro Pan de
Azúcar) y discordantemente por las formaciones Guane, Paso Real y Villarroja. Su
proceso de formación fue producto de la depositación en un mar somero,
influenciado por sedimentación deltáica. En la secuencia Sierra de los Órganos, la
sedimentación carbonática comenzó, mientras todavía se acumulaban depósitos
terrígenos con espesores que no sobrepasan los 6000 m.
Formación El Sábalo (es) Originalmente descrita por Pszczolkowski y Albear (1983) como “secuencia
vulcanógeno-sedimentaria” de Sierra del Rosario y posteriormente denominada por
el propio Pszczólkowski (1989 y 1994). Otros autores han hecho aportes en cuanto
a la característica de su magmatismo (Cobiella-Reguera, 1992 y 1996)
Sus depósitos tienen una buena distribución entre la región de Soroa y la carretera
San Cristóbal-Bahía Honda, en Sierra del Rosario. Las diabasas son las rocas más
comunes, de color verde oscuro cuando están frescas, los basaltos se presentan
como capas concordantes entre los sedimentos, las calizas son el componente
sedimentario más característico, intercalándose frecuentemente entre las diabasas
y los basaltos. De las rocas terrígenas, las limolitas y argilitas son vulcanomícticas y
las areniscas son cuarzosas. Esta unidad presenta abundantes deformaciones
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sinsedimentarias en la que participan conjuntamente con las rocas sedimentarias
las diabasas y los basaltos y su espesor en superficie se ha calculado en unos 150
m y en pozos ha llegado a 426 m (PE-12), (Martínez et al., 1991). Las rocas
sedimentarias se formaron en un ambiente reductor evidente por la abundancia de
materia orgánica y pirita singenética. La composición litoclástica evidencia una
fuente de aporte con corteza continental. La presencia de deslizamiento de tipo
gravitacional conjuntamente con todo lo anterior apunta hacia una acumulación en
un margen continental distensional (pasivo), (Cobiella-Reguera, 1996). Los
hallazgos en los últimos años de fósiles en los sedimentos, reportan la presencia
de: Globochaete alpina, Didemnoides moreti, Didemnoides sp., Didemnum
carpaticum, D. minutum, Colomisphera cf. nagyi, C. cf pieninensis,
Calciodinelloidea (Pszczolkowski, 1994 a y b). Su edad se extiende desde el
Jurásico Superior Calloviano? hasta el Oxfordiano, con mas probabilidad Oxfordiano
Medio (Cobiella-Reguera, 1996 y 2000; Pszczólkowski, 1999 a y b).
El subyacente de dicha formación se desconoce. Está cubierta concordantemente
por el Miembro La Zarza (Formación Artemisa). En ocasiones se observa el
contacto tectónico con los depósitos caóticos de la Formación Manacas.
Formación Artemisa (at) Nombrada por Lewis (1932) y redescrita por Judoley y Furrazola-Bermúdez (1968);
Pszczolkowski et al. (1978, 1987), Martínez et al. (1991), Cobiella-Reguera (2009),
Blanco Bustamante et al. (2002), Linares (2003), Estos 3 últimos autores redujeron
la extensión de la unidad en edad y composición litológica elevando el miembro
superior Sumidero a la categoría de formación quedando constituida por el miembro
La Zarza y paquete de facies más someras de nominación discutida (Miembro San
Vicente). De este modo será tratada la unidad en este trabajo dado el uso que en
este concepto ha tenido en la exploración petrolera. Geográficamente aflora en
Sierra del Rosario y NE de las Alturas de Pizarras del Norte, provincia de Pinar del
Río y muy limitadamente al NW de Santa María del Rosario, provincia La Habana.
En el subsuelo ha sido cortada por los pozos: Cayajabos-3 (915-1517 m, 1930-2263
m), Martín Mesa 2 (3105-3275 m) y el CDH-1x presente en 3 mantos: superior
(1225-1580 m), medio (2085-2425 m) e inferior (2505-2710 m).
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14
Esta unidad comprende calizas micríticas bien estratificadas, calcilutitas,
calcarenitas y algunas calciruditas. En la base de la formación aparecen,
esporádicamente, limolitas y areniscas de grano fino.
La parte más baja de la formación, se considera de edad Oxfordiano Superior a
Kimmerigdiano; la parte alta corresponde a edad Tithoniano, con calizas pelágicas e
intercalaciones de argilitas bituminosas. Numerosas especies de amonites,
calpionélidos y representantes de incertae sedis identifican los pisos dentro de la
formación. Pszczólkowski (1978) calculó el espesor entre 300 y 800 m,
evidentemente exagerado. Las secciones Tithonianas Medias no superan los 40 m,
por lo que el espesor total no debe superar los 150 m (Linares Cala, 2003).
Yace discordantemente sobre las formaciones El Sábalo, Francisco y San
Cayetano. Linares Cala (2003) considera que el contacto de la unidad con los
depósitos infrayacentes en el área es de tipo tectónico, a veces se ven superficies
de despegues. La sobreyacen concordantemente las formaciones Sumidero, Polier
y Santa Teresa y discordantemente las formaciones Cacarajícara, Guanajay y Paso
Real.
La Formación Artemisa es en parte un equivalente temporal y facial de la
Formación Guasasa (Linares-Cala, 2003; Gil González, 2005)
Formación Sumidero (Sm) Inicialmente descrita por Pszczólkowski et al. (1978) como miembro superior de la
Formación Artemisa y elevada de rango estratigráfico por los autores citados en
párrafos anteriores. Dada la importancia en su calidad de reservorios y por los
estudios bioestratigráfico y sedimentológicos de los que ha sido objeto en los
últimos años en pos de la exploración petrolera, en el presente trabajo es asumida
en condición de unidad litoestratigráfica independiente.
Distribuída solamente en Sierra del Rosario y su corte representativo se encuentra
en el valle del Río Los Palacios, a 200 m de la margen occidental del mismo, al sur
de las Lomas de Sumidero. Se observa también al norte de Seboruco, Linares y en
la cantera del barrio Frías al sur de Soroa.
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La misma está compuesto por micritas de colores pardo claro, rosáceas, grises
claras, grises oscuras hasta negras, con finas intercalaciones de silicitas y calizas
moteadas grises-violáceas finamente estratificadas, laminadas, intercaladas con
rocas arcillosas y pedernales cubriendo concordantemente a la Formación
Artemisa. La edad de la Formación Sumidero es Berriasiano-Valaginiano donde se
define una abundante y característica asociación fosilífera principalmente de
calpionélidos, nannopláncton calcáreo y radiolarios que indican un ambiente nerítico
externo-cuenca en el que los principales productores de materia orgánica eran el
fitoplancton, que constituye una fuente importante para la generación de petróleo
(Fernández-Carmona, 1998).
Los depósitos del Miembro Sumidero alcanzan un espesor máximo de 250 m,
aunque generalmente oscila entre 100 y 200 m. Tiene su mayor distribución areal y
extensión en las secuencias de Rosario del Sur. Está presente en los cortes de los
pozos Chacón 2 (1700-2040 m), Martín Mesa 2 (2230-3105 m), Martín Mesa 4
(2260-2490 m) y CHD-1X (945-1225 m y 1875-2085 m).
Formación Polier (pl) Descrita por Pszczolkowski en: Pszczólkowski et al. (1978, 1987) se desarrolla en la
Sierra del Rosario y su determinación está basada en los extensos afloramientos
existentes en Lomas de Polier y en Lomas de Braciliano Roble. En el subsuelo
aparece en los cortes de pozos como: Martín Mesa 1 (825-1632 m y 1960-2233 m)
Martín Mesa 2 (1130-1525 m y 1850-2230 m), Martín Mesa 3 (2350-2476 m, 2668-
3205 m y 3502-3800 m) y Chacón 2 (960-1646 m), Caridad 4 (825-1080 m),
Cayajabos 3 (0-677 m), Pinar 2 (864-1074 m y 2725-3465 m) y CDH-1x (710-945
m). Constituida litológicamente por calizas micríticas, calizas margosas, areniscas
cuarcíferas, esquistos calcáreos y argilitas calcáreas para un espesor de 300 m. Las
capas más jóvenes esencialmente terrígenas fueron separadas como Miembro El
Roble. Se depositó en un ambiente hemipelágico con influencia importante de las
corrientes de turbidez. Yace concordantemente sobre el Miembro Sumidero
(Formación Artemisa) y cubierta concordantemente por la Formación Santa Teresa.
El contenido de microfósilesl de la unidad esta formado por Nannoconus,
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radiolarios y Colomisphaera spp. La facies de calizas ricas en nannocónidos es
bastante extendida con característica de horizonte regional útil para la correlación
(Fernández-Carmona, 1998). Los sedimentos clásticos son turbiditas con rasgos
más bien distales (Cobiella-Reguera, 1997). Existen indefiniciones en cuanto a la
edad de sus límites inferiores y superiores. Cobiella-Reguera et al. (1997) le
atribuye una edad Berriasiano-Barremiano y con duda hasta el Aptiano, mientras
que (Fernández-Carmona, 1998, Blanco-Bustamante et al., 2002) datan su edad a
partir del Hauteriviano-Aptiano con predominio de los depósitos del Hauteriviano-
Barremiano.
Miembro El Roble (erb) Nombrada por Pszczólkowski en: Pszczólkowski et al. (1975) y una edad del
Cretácico Inferior (Albiano) al Cretácico Inferior (Aptiano). Desarrollándose así en la
secuencia septentrional de Sierra del Rosario y yaciendo concordantemente sobre
la parte no diferenciada de la Formación Polier. Está cubierta concordantemente
por la Formación Santa Teresa y caracterizándose por areniscas cuarzosas de
grano medio en capas que varían de medias a gruesas, con intercalaciones finas de
argilitas. En la parte media aparecen calizas micríticas y en la superior calizas
detríticas. La mayoría de las capas de areniscas presentan estratifcación
gradacional y abundantes jeroglifos con espesores que no excede los 30 m. El
holoestratotipo es de 25 m depositándose en un ambiente hemipelágico.
Formación Santa Teresa (st): Descrita por Wassall en: Wassall y Pardo (1952) y redescrita por Iolkicev y Goranov
en: Kantchev et al. (1978); Pszczólkowski (1988). Se distribuye en Sierra del
Rosario en forma de franjas estrechas y alargadas.
Esta formación esta compuesta por silicitas cuarzo-calcedónicas, radioláricas en
capas finas (1-10 cm) de colores negro, gris verdoso y carmelita que contienen
óxidos de hierro y manganeso. En las silicitas se observan intercalaciones de
argilitas-limolitas de color pardo, capas finas de calizas micríticas y margas de
colores variados, en ocasiones claro hasta negro. En las calizas aparecen
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abundantes microfósiles. Las limolitas contienen restos abundantes de radiolarios.
Localmente en algunos afloramientos de estos estratos, se observan capas finas de
tufitas. Es bastante frecuente encontrar areniscas cuarzosas silicificadas de granos
gruesos en la parte baja del corte (García Delgado et al., 2003). Han sido
reportados por Linares Cala y Sosa (2002) microfósiles del Aptiano-Albiano en la
secuencia silíceo-carbonatada de esta unidad en el Valle de Pons en Pinar del Río.
Dueñas y Linares Cala (2001), reportan la presencia de palinomorfos que solo
permiten datar la muestra del Jurásico al Cretácico Medio. La edad más conocida
para dicha unidad es de Cretácico Inferior Aptiano-Cretácico Superior Cenomaniano
(Cobiella-Reguera, 2000; García Delgado et al., 2003).
Está cubierta concordantemente por las formaciones Carmita y Pinalilla y
transgresivamente por las formaciones Amaro, Arabos, Cacarajícara, Paso Real,
Ranchuelo y la unidad informal olistostroma Vega Alta. Transiciona lateralmente a la
Formación Esperanza (García Delgado et al., 2003). Sus espesores oscilan entre 40
y 200 m. Se depositó en una cuenca de aguas marinas profundas.
Formación Carmita (cr) Nombrada por Truitt en: Truitt y Pardo (1953) y renombrada por Iolkicev y Goranov
en: Kantchev et al. (1978); Iturralde-Vinent et al., en: Belmustakov et al. (1981) y
Pszczólkowski (1985).
Se desarrolla en forma de franjas alargadas y estrechas en Sierra del Rosario.
En subsuelo están presentes en los cortes de los pozos: Martín Mesa 1 (755-825 m,
1808-1960 m), Pinar 2 I (555-770 m, 1074-1244 m ,1918-2105 m, 2700-2725 m)
CHD-1x (1780-1875 m) y Chacón 2 (808-960 m, 1646-1700 m). Constituyen a
estas, calizas de distintos tipos, donde predominan las micríticas, a menudo las
silíceas y las detríticas, de colores blanco a crema claro y en menor grado crema
oscuro a rojo ladrillo, con intercalaciones de argilitas, limolitas, silicitas pardas y
rojas, areniscas calcáreas, calizas arenosas y margas en espesores que oscilan
entre 40 y 200 m depositados en un ambiente deposicional de aguas marinas
profundas, y probablemente, al menos en parte sobre el talud insular.
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La edad asignada a estos depósitos es Cretácico Inferior Albiano-Cretácico Superior
Cenomaniano (Blanco-Bustamante et al., 2002, Cobiella–Reguera, 2000). Yace
concordantemente sobre la Formación Santa Teresa y discordantemente sobre la
Formación Veloz. Está cubierta concordantemente por la Formación Moreno y
transgresivamente por las formaciones Amaro, Arabos, Cacarajícara y Guevara.
Formación Moreno (mo) Distinguida por Pszczólkowski en 1976. Se desarrolla en Sierra del Rosario.
Debido a su isocronía y parecido litológico con la Formación Vía Blanca es muy
probable que estos depósitos, en profundidad, hayan sido hasta el momento
atribuidos erróneamente a la citada unidad, por lo que es muy probable su
presencia en los pozos Martín Mesa 1 (450-760 m), Martín Mesa 3 (1125-1302 m),
Martín Mesa 5A (1060-1396 m) y Martín Mesa 21(595-830 m), Según Echevarria et
al., 1994; Sánchez-Arango et al., 2002, Gil-González et al., 2008, 2009). Litológicamente esta formación está compuesta en la parte inferior del corte por
calcarenitas arenosas hasta calcilutitas, a veces con estratificación graduada. En la
parte superior aparecen como elementos predominantes las rocas terrígenas,
fundamentalmente argilitas con capas de calizas subordinadas. Las areniscas de la
parte superior del corte son fundamentalmente polimícticas, con gran cantidad de
material clástico de carácter vulcanomíctico. Este material aparece también en las
calizas arenosas. Depósitos similares aparecen en varios de los pozos Martín Mesa
(MM-1 3, 5A y 21) los cuales generalmente se encuentran en la parte basal de las
secuencias del Paleógeno y que por su composición litológica pudiera servir de
sello a los hidrocarburos infrayacentes (Echevarría et al., 1994). En los cortes de los
pozos Martín Mesa 1 (450-760 m), Martín Mesa 3 (1125-1302 m) y MM 21(595-830
m) fueron establecidas por Aguilar y Gil-González, dos tipos de facies: la limosa
arenosa diferenciada en los pozos Martín Mesa-1 (653-760 m) y Martín Mesa 21
(595-830 m).y la carbonatada–areno-arcillosas presente en los pozos MM-1 (450-
653 m), MM-3 (1125-1302 m), MM-21 (595-830 m), MM-33 (1400-1448 m) y
perfectamente correlacionable con los paquetes calcilutítico y clástico carbonatado
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diferenciadas en superficie (García Delgado et al., 2007; Brey del Rey, 2007,2008;
Gil-González, 2008).
Esta unidad se formó en una cuenca marina hemipelágica durante la transformación
del margen continental de pasivo a activo, por lo que estuvo acompañada de
inestabilidad tectónica, fuerte erosión y variabilidad en el aporte terrígeno por esta
razón su orictocenosis la constituyen: foraminíferos planctónicos, como fósiles
acumulados, foraminíferos bentónicos grandes, como fósil resedimentado, así como
Incertae Sedis. Es numerosa la presencia de fauna redepositada constituida
fundamentalmente por foraminíferos tanto planctónicos como bentónicos. La edad
considerada para la unidad es del Cretácico Superior Campaniano-Maastrichtiano
(García-Delgado et al., 2003).
Formación Cacarajícara (ccj) Primero descrita por Hatten (1957) y posterior Pszczolkowski en: Pszczolkowski et
al. (1975); Furrazola-Bermúdez en: Linares Cala et al. (1985) la redescriben. Esta
se desarrolla en la Sierra del Rosario. Presente en el subsuelo en diferentes mantos
tectónicos, vinculada estratigráfica o tectónicamente con depósitos del margen
continental (Formación Polier) y discordantemente con la Formación Manacas
también de cuenca frontal. Ha sido identificada en el área de Martín Mesa en los
pozos: Caridad 4 (1080-1200 m), Martín Mesa 1 (1632-1820 m); Martín Mesa 3
(1302-2350 m, 2467-2679 m, 3420-3475 m), Martín Mesa 5(1500-1529 m), Martín
Mesa 5A (1396-1481 m), Martín Mesa 20A (818-830 m), Martín Mesa 21 (870-1040
m).
Estas rocas constituyen una megaturbidita calcárea o megacapa clástico
carbonatada (Pszczolkowski, 1986) la cual se caracteriza por una litología de tipo
gradacional comenzando en su base por brechas que pasan gradualmente a
calcarenitas, las cuales conforman la parte principal de toda la sucesión clástica,
estas a su vez pasan a calcilutitas con las cuales culmina el corte de la formación.
Diversos autores (Psczólkowski, 1986, 1994; Psczólkowski et al., 1992, Gil-
González et al., 1996, 1998, 2007, 2008; Kiyokawa et al., 2002, Takayama et al.,
1999, 2000) han estudiado la unidad desde diferentes aspectos.
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En el subsuelo han sido descritas 3 litofacies (Aguilar y Gil-González en: Brey del
Rey, 2007) que coinciden con los paquetes descritos para esta unidad en superficie
Facies Calcirudítica (paquete inferior) observada y estudiada en el pozo Martín
Mesa 3 en los siguientes intervalos 2050-2350 m y 2460-2480 m; Facies
Calcarenítica (paquete medio) localizada en los pozos MM 3 (1302-2053 m) y el MM
21 (870-1040 m), Facies calcilutítica (paquete superior). Reportadas en los pozos:
MM 1 (1632-1808 m), MM-3 (3385-3475 m), MM 4 (925-1150 m). Es característica
de estas facies clásticas la presencia mayoritaria de bioclastos de facies someras y
pelágicas, representados por foraminíferos planctónicos, bentónicos grandes y
pequeños.La clasificación tafonómica de los fósiles por su estado de conservación
en fósiles acumulados, resedimentados y redepositados realizada en esta unidad
(Gil-González et al., 1996, 2008, 2009), ha permitido una mejor datación y
confirmación de la edad Maastrichtiano Superior Tope de estos depósitos.
Formación Ancón (anc) La Formación Ancón aparece extensamente descrita por Myczynski et al en:
Pszczolkowski et al., 1975 y posteriormente fue completada por García Delgado en:
Martínez, et al., 1991. Distribuída limitadamente en forma de faja estrecha y
discontinua en la Cordillera de Guaniguanico.
La formación esta constituida por cuatro paquetes litológicos bien diferenciados, dos
miembros de brechas, La Güira y La Legua, un paquete de calizas y un paquete de
rocas siliciclásticas, ambos innominados. El paquete de calizas fue denominado por
Myczynski como “Secuencia de calizas grises verdosas rosadas y rojas”, esta
formado por calizas micríticas de colores grises, grises verdosas, rosadas, rojas con
diferente potencia de los estratos, en ocasiones en la base de las calizas se
presentan finas intercalaciones de pedernales gris y gris oscuro. También se
presentan algunas capas delgadas intercaladas de brechas.
El paquete de rocas siliciclásticas fue descrito en el pozo PE-19 perforado durante
los trabajos de levantamiento Geológico CAME-IV, Martínez González et al., 1991.
Litológicamente esta compuesto por: calizas biodetríticas de color gris, limolitas con
intercalaciones de argilita de color verdoso, areniscas finas y gruesas de
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composición polimícticas con numerosos cristales de pirita, brechas calcáreas con
fragmentos de caliza, silicitas, y limolitas calcáreas. Las areniscas de grano medio
polimícticas presentan estratificación fina a laminar, de color gris, las limolitas y
argilitas gradacionan unas a otras pero predominando las areniscas finas con
micropliegues de deslizamiento y estratificación fina a laminar, de color gris verdoso
a verde, con algunas capitas de argilitas y una capa de caliza fragmentaria
recristalizada. Este paquete fue observado en superficie por Linares Cala en las
cercanías de la localidad donde se perforó el pozo PE-19. Blanco-Bustamante et al.
(2002) discuten la pertenencia de las rocas terrígenas a la unidad ya que contrasta
con la composición clástico carbonatada conocida y establecida para la misma, así
mismo consideran que este paquete terrígeno podría pertenecer a la parte basal del
Miembro Pica Pica de la Formación Manacas.
Se encontraron afloramientos de la Formación Ancón en las elevaciones situadas
al sur de la localidad de Moncada, yaciendo discordante y directamente sobre la
Formación. Pons, lo que evidencia el acuñamiento rápido de la Formación
Moncada hacia el sur, además, se han observado numerosos bloques en el
olistostroma (García Delgado, 2003). La abundancia de foraminíferos planctónicos
de los géneros Acarinina, morozovella y Planorotslites permiten datarla de
Paleoceno Superior-Eoceno Inferior (parte baja).
Yace discordantemente sobre la Formación Cacarajícara y las formaciones
Guasasa y Pons. Está cubierta concordantemente por el Miembro Pica Pica
(Formación Manacas) y discordantemente por la unidad informal olistostroma Vieja
(Formación Manacas).
Formación Manacas (mnc) Fue nombrada por vez primera por Hatten (1957) y renombrada por Piotrowska et
al., en: Pszczólkowski et al. (1975) y extendida hacia la región de Martín Mesa en
los trabajos de Martínez et al., 1991. Se desarrolla como franjas alargadas, a lo
largo de la cordillera de Guaniguanico, provincia de Pinar del Río, y en la región de
Martín Mesa, provincia Habana. La mayoría de los pozos de la serie Martín Mesa
están sobre depósitos de la Formación Manacas y/o se repiten a lo largo del corte
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de los pozos como parte de diferentes mantos tectónicos sobre todo su parte
olistrostrómica: Martín Mesa 1 (0-450 m), Martín Mesa 3 (0-1125 m, 3205-3420 m),
Martín Mesa 5 (0-1125 m), Martín Mesa 5A (0-1500 m), Martín Mesa 20 (0-528 m),
Martín Mesa 20A (0-592 m), Martín Mesa 24 (0-737 m).
Litológicamente es reconocida por: areniscas polimícticas, limolitas, argilitas,
calcarenitas, pedernales, calizas, depósitos caóticos policomponentes de matriz
terrígena, polimíctica con intercalaciones de areniscas vulcanomícticas y silicitas
para un espesor alrededor de 200 m.
Los olistolitos provienen de las formaciones carbonatadas Jurásicas y del Cretácico
Inferior y Medio del Margen Continental (UTE Sierra del Rosario), de rocas clástico-
carbonatadas de la Formación Cacarajícara y ofiolitas entre otros. Los numerosos
bloques muestreados anterior del olistostroma arrojaron diferentes edades:
Jurásico, Cretácico Inferior Albiano-Cretácico Superior Turoniano, Cretácico Inferior
Albiano, Cretácico Superior Campaniano, Cretácico Superior Campaniano-
Maastrichtiano, Cretácico Superior Maastrichtiano, Paleoceno. Algunas muestras de
superficie y de subsuelo han arrojado una edad Paleoceno Superior-Eoceno Inferior
que han constituido nuevos reportes paleontológicos para la formación (García
Delgado et al., 2008). Aún no existen cálculos sobre su espesor en la zona de
Martín Mesa. Son depósitos sinorogénicos formados por corrientes turbidíticas en el
talud continental, asociados al sobrecorrimiento de los complejos del arco volcánico
Cretácico y las ofiolitas sobre los depósitos de la cordillera de Guaniguanico.
Su Miembro Pica Pica yace concordantemente sobre la Formación Ancón, y es
discordante sobre la Formación Cacarajícara y los grupos Buenavista y Viñales.
También yace concordantemente sobre la Formación Santa Teresa. Está cubierta
discordantemente por la Formación Martín Mesa y por la Formación Guane, pero
generalmente su límite superior es erosional.
I.2.3 Tectónica La UTE Sierra del Rosario fue subdividida por Pszczolkowski (Pszczolkowski et al.,
1975; Pszczolkowski 1976) en dos diferentes secuencias: secuencia de Rosario
Norte y secuencia de Rosario Sur, (división que ha sido aceptada hasta el momento
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23
actual), cada una dislocada en varios mantos o unidades tectónicas para una
característica estructura de nappe-escamada. Tal como se dijo, éste autor también
señaló que las unidades de la secuencia de Rosario del Sur cabalgaron sobre el
cinturón de mogotes de los Organos; en la parte más oriental formando un manto
tectónico subhorizontal.
Astajov et al. (1981) destacaron que las unidades de Rosario del Sur se extienden
por todo el territorio de Alturas de Pizarras del Norte, más al oeste del límite
establecido entre las unidades de Los Organos y Rosario por Pszczólkowski et al.
(1975), señalando además que sus diferentes escamas tectónicas tenían una
vergencia sur, sobrecorriendo desde el norte al cinturón de mogotes a través de la
denominada Falla Frontal. La vergencia sur de las estructuras en diferentes
unidades de la UTE Sierra del Rosario fue también destacada en Martínez et al.
(1988, 1991). Se demostró, sin lugar a dudas, que las unidades de Alturas de
Pizarras del Norte son totalmente independientes de Alturas de Pizarras del Sur,
encontrándose el cinturón de mogotes sobrecorrido desde el sur por el manto
tectónico que compone la segunda y, desde el norte, por unidades tectónicas de la
secuencia de Rosario del Sur extendidas a lo largo de Pizarras del Norte. En
Martínez et al. (1988), Martínez y Vázquez (1987) y Pszczolkowski (1994 a y 1999)
se considera que las unidades de la secuencia de Rosario del Sur ocupan las
Alturas de Pizarras del Norte hasta el mismo límite occidental cubierto del Terreno
Guaniguanico. De acuerdo con esto, la Subzona Los Organos se compondría
solamente por dos unidades de orden principal (Alturas de Pizarras del Sur y el
cinturón de mogotes), pues Alturas de Pizarras del Norte se trataría de la
prolongación occidental de unidades de la UTE Sierra del Rosario.
I.2.4 Magmatismo. Las rocas intrusivas y efusivas presentes en el territorio están representadas por
distintas secuencias, que responden a diferentes eventos magmáticos.
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24
Magmatismo Jurásico Calloviano?-Oxfordiano: En Cuba Occidental se registran
varios cortes de mafitas jurásicas. En este período se destaca la secuencia
vulcanógeno-sedimentarias perteneciente a la Formación El Sábalo que aflora en
las unidades septentrionales de la UTE Sierra del Rosario. Según Cobiella-Reguera
(1996), las diabasas y los basaltos a partir de los análisis químicos realizados se
encuentran mayoritariamente en el campo de los basaltos de acuerdo a la
clasificación de Le Bas et al. (1986). Las andesitas registradas posiblemente se
deban a la presencia de sílice secundaria. El citado autor infiere de acuerdo a los
resultados obtenidos, una tendencia subalcalina en las rocas analizadas. Plantea
que la composición petrográfica y rasgos petroquímicos de las mafitas
conjuntamente con sus formas de yacencia evidencia que el magmatismo de
formación es de carácter fisural, originados en condiciones distensionales
Magmatismo Cretácico Inferior-Neocomiano: Diferentes investigadores sugieren la
presencia de un magmatismo más joven y de importancia subordinada transcurrido
durante el Cretácico temprano, registrado también en rocas de la Formación
Esperanza, el cual se manifiesta en forma de pequeños cuerpos subvolcánicos (tipo
sills) de diabasas y derrames de lavas basálticas emplazadas concordantemente
entre los depósitos carbonatados pertenecientes a la Formación Sumidero de edad
Jurásico Superior-Cretácico Inferior Neocomiano (Martínez et al., 1991, en Cofiño,
2002, Ortiz-Vivanco, 1991). Dichos cuerpos están localizados en la porción centro-
oriental de la Sierra del Rosario y posee espesores que no rebasan las decenas de
metros.
Magmatismo Cretácico Inferior Aptiano-Cretácico Superior Santoniano.
Las rocas ultramáficas que se relacionan con este complejo están presentes en esta
zona, asociadas a fajas de melange y olistostromas, así como a cuerpos
lenticulares de considerables dimensiones. Según los datos del levantamiento
geológico CAME IV a escala 1:50 000 realizado por Martínez et al. (1991), los
cuerpos ultrabásicos que afloran en los límites en la UTE Sierra del Rosario se
encuentran asociados a:
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25
a) Formación Manacas.
La Formación Manacas es una secuencia clásica de origen olitostrómico, se
reportaron cuerpos lenticulares de diferentes dimensiones en los planos frontales de
los mantos de sobrecorrimientos y constituyen en sí, bloques ultrabásicos
serpentinizados del complejo ultramáfico obducido, que en ocasiones constituyen
placas de un melange maclado con el olistostroma.
b) Melange de la Falla Pinar.
El melange de la Falla Pinar no presenta en el área de estudio un desarrollo
continuo sino que forma pequeños cuerpos aislados con espesores que no rebasan
los 250 m. El exponente de mayor relevancia fue interceptado desde la profundidad
de 279 m. hasta los 489 m. por el pozo estructural No. 17, según reportó de
Martínez et al. (1991), donde en una matriz serpentinítica cizallada y tectonizada se
incluyen abundantes bloques de diversas dimensiones.
C) Rocas máficas de complejos cumulativos.
El complejo gabroide de la asociación ofiolítica en nuestra área presenta un
desarrollo limitado y se manifiesta en forma de bloques aislados, asociados a zonas
de melanges y olistostromas. En el extremo nororiental de la subzona el Rosario
fueron reportados pequeños cuerpos de gabros asociados a las secuencias
olistostrómicas de la Formación Manacas, ya que constituyen olistolitos de la
misma.
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26
CAPITULO II. HISTORIA DE LAS INVESTIGACIONES ANTERIORES.
Los primeros trabajos geológicos de Sierra del Rosario, comenzaron a realizarse a
principios del siglo XIX, cuando algunas compañías extranjeras se interesaron en la
posibilidad de encontrar y extraer menas de cobre, hierro, níquel y asfalto. Dichos
trabajos tienen un carácter histórico más que geológico para el conocimiento de la
región.
A partir del 1901, durante la época de intervención norteamericana, comenzaron a
llegar a Cuba geólogos como Hayes, Vaugham y Spencer; los cuales, después de
un rápido conocimiento de las provincias del país presentaron el esquema de las
estructuras geológicas, incluyendo el de la provincia Pinar del Río.
En 1932, Lewis realizó un amplio estudio de la geología de nuestro país, incluyendo
el primer mapa geológico moderno; donde en su texto explicativo aparece la
primera mención de las calizas de Artemisa, que dicho autor llamó “Artemisa
limestone” y que consideró de edad Jurásico-Cretácico inferior.
Posteriormente durante 1939-1943 las compañías norteamericanas realizaron los
trabajos de búsqueda y exploración sobre las cortezas lateríticas de intemperismo
del macizo de ultrabasitas de Cajalbana.
En 1956 Truitt y Bronnimann presentaron su informe “Geología de Pinar del Río e
Isla de Pinos “, cuyo interés estriba en las descripciones de las formaciones San
Cayetano, Jagua, Viñales, Artemisa y otras.
Teniendo en cuenta el análisis estructuro-facial de la región, Truitt determinó cuatro
cinturones faciales con sus cortes característicos: Sierra de los Organos, Sierra del
Rosario, Cacarajícara y Bahía Honda.
Entre las investigaciones geológicas más interesantes y argumentadas en este
período se encuentra el trabajo realizado por Hatten (1957) para la parte
septentrional de la provincia, elaborando un esquema estratigráfico y un mapa
geológico a escala 1:250000 que debido a su importancia se mantiene vigente.
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27
Todas estas investigaciones se refieren al período pre-revolucionario del estudio
geológico de la región.
Después del triunfo de la revolución las investigaciones geólogo-geofísicas han
jugado un papel muy importante, las mismas están encaminadas a elevar el
potencial minero-metalúrgico y materiales no metálicos.
En 1960, Andreu confeccionó el mapa geológico de la provincia Pinar del Río a
escala 1:25 000, este mapa se considera el primero que dio una idea general de la
geología y la tectónica de la región.
En la década del 60-70 se debe citar investigaciones de gran importancia realizadas
por geólogos cubanos y soviéticos como: Judoley y Furrazola-Bermúdez (1968)
publicado bajo el nombre de “Estratigrafía y Fauna del Jurásico en Cuba”; con el
aporte de nuevos datos que enriquecieron el conocimiento geológico del Jurásico
en Pinar del Río. Birukov y Messina hicieron trabajos de búsqueda y levantamiento
a escala 1:50 000 en la parte occidental del área.
Distintos trabajos de generalización estratigráficas se realizaron en los años 1972-
1975, entre los cuales se destacan Vasov, Furrazola-Bermúdez, García Delgado y
otros que confeccionaron un esquema estratigráfico de los depósitos Mesozoicos-
Cenozoicos en Cuba.
Un grupo de geólogos de la Academia de Ciencias de Cuba y Polonia bajo la
dirección de Pszczolkowki, realizaron durante los años 1970-1975 el levantamiento
a escala 1: 250 000 de la provincia Pinar del Río. Dentro de los límites de Pinar del
Río distinguieron tres zonas estructuro-facial: San Diego de los Baños, Bahía Honda
y Guaniguanico, con subzonas bien definidas en la Sierra de los Órganos, Sierra del
Rosario y las unidades metamórficas.
Durante este período aparecen varias publicaciones y monografías de carácter
general, pero que tocan aspectos relacionados con la geología de la provincia,
dentro de ellos podemos citar: “Los Aptychus de Cuba” por Hausa (1974);
“Resumen estratigráfico de los sedimentos mesozoicos de Cuba” por Kunezov,
Vassov, Furrazola-Bermúdez y otros (1977).
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28
En 1980 concluyen los trabajos para la confección de los mapas geológicos y
metalogénicos a escala 1: 500 000 para la provincia de Pinar del Río, Mormil,
Norman y otros.
En esta etapa comienza la realización de la búsqueda y exploración del yacimiento
Sierra Azul bajo la dirección de Danieluk, Ortega et al., aprobando sus informes en
los años 1986-1987 respectivamente.
En el año 1985 concluye la confección del mapa geológico de Cuba a escala 1: 500
000 y su texto explicativo (Linares Cala y otros); veinte años después de publicado
el primero, donde se recoge lo más actual hasta ese momento de la geología de
Cuba.
Por esta fecha también concluye la confección del mapa geológico de Cuba a
escala 1: 250 000 por la Academia de Ciencias de Cuba. Otros trabajos sobre la
geología de la provincia podemos encontrarlos en “Contribución a la Geología de
Pinar del Río” de Pszczolkowski y otros (1987); “Nuevas consideraciones acerca de
la litoestratigrafía del Cretácico y el Paleógeno de la Sierra del Rosario” de
Pszczolkowski (1988) que aportó nuevos datos sobre la columna estratigráfica del
área.
Díaz y Furrazola-Bermúdez (1984-1988) presentaron un estudio
micropaleontológico, bioestratigráfico y litofacial de las secuencias carbonatadas
Cretácicas de la zona Remedios que incluye el macizo de Guajaibón, en
elevaciones Yagüajay-Chambas y Sagua Remedios, Sierra Cubitas y elevaciones
de Gibara, donde se ofrece un estudio detallado de la fauna, reportándose nuevos
datos de suma importancia para el establecimiento de la bioestratigrafía del área.
En 1992 se concluyó el levantamiento geológico a escala 1: 50 000 (Martínez et al.,
inédito) con nuevos aportes al conocimiento de la estratigrafía, tectónica,
magmatismo e historia del desarrollo geológico de las diferentes zonas estructuro-
faciales presentes en la provincia.
Díaz et al., en prensa (1992) exponen nuevos criterios acerca de la estratigrafía y
paleontología del banco carbonatado Cretácico Remedios del área Cuba Norte-
Bahamas.
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En la década del 90 se continuaron los estudios de la Sierra del Rosario con un
carácter regional o tratando de resolver algunos aspectos particulares de la
geología de la misma y cuyos resultados han sido expuestos en diferentes eventos
científicos y/o están en prensa para ser publicados; entre los mismos podemos citar:
Cobiella et. al. (1992, 1994).
Myczynski, y Pszczolkowski, (1994) en su trabajo sobre Estratigrafía y Microfacies
del Tithoniano en la Sierra del Rosario (Formación Artemisa), distingue el horizonte
Parakeratinites sp. y tres biozonas de ammonites, las cuales correlacionan con las
biozonas Saccocoma, Chitinoidella y Crassicollaria; por otro lado diferencian cinco
microfacies por primera vez teniendo en cuenta el contenido biogénico: Saccocoma-
Didemnidae, microfacies con Calcisfera, microfacies con Globochaete, microfacies
con Chitinoidella y microfacies radioláricas. El esquema bioestratigráfico en
cuestión, se corresponde salvo algunas modificaciones, con el introducido por
Myczynski et al. (1989) para los depósitos tithonianos de la cordillera de
Guaniguanico
Pszczolkowski, 1994, publica formalmente el nuevo esquema litoestratigráfico de los
depósitos Cretácicos-Paleogénicos de la Sierra del Rosario establecido por el en
1988. Este esquema publicado presenta algunas modificaciones respecto al
original, inédito pero conocido y utilizado.
Blanco-Bustamante et al. (2002), estudiaron los depósitos en el subsuelo y
reportaron la presencia de la unidad en los pozos Martín Mesa 2, Cayajabos 3 y
CHD-IX. No reconocieron el miembro San Vicente dentro de la Formación Artemisa,
por aflorar según los referidos autores, limitadamente en la Sierra del Rosario y
constituir una incongruencia en la nomenclatura estratigráfica pues el miembro de
una formación no lo puede ser a la vez de otra. Eliminaron prácticamente todos los
miembros, ya que al quedar excluidos San Vicente y elevar al rango de formación al
Miembro Sumidero, la subdivisión para ellos no tiene sentido. Sin embargo,
proponen la existencia del Miembro Cayajabos para distinguir el tipo de corte
carbonatado con aporte terrígeno de la secuencia carbonatada, ignorando el
Miembro La Zarza. dentro de la Formación Artemisa.
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30
Gil-González et al., Confirman tres facies fundamentales en la Formación Artemisa
sensus lato: facies de cuencas y condiciones neríticas de mares abiertos, facies de
talud y facies con elementos de aguas someras: los cuales pueden asociarse con
los diferentes miembros de la Formación Guasasa. Consideran que la facies de
cuencas y condiciones neríticas de mares abiertos es la más común y con la cual
prácticamente se ha caracterizado la Formación Artemisa. A partir de los diferentes
elementos lito y biofaciales encontrados establecen una correspondencia entre
estos depósitos y las secuencias propias de los cinturones 1 y 2 de Wilson (1980).
Esta facies puede ser identificada con la de los miembros El Americano y
Tumbadero La facies de talud para ellos menos distribuida que la anterior y
observable en áreas aledañas al Mirador de Soroa la comparan con las propias de
los cinturones faciales 3 y 4 de Wilson, debido a la mezcla de sedimentos de grano
fino con estructura de deslizamiento gravitacional y sedimentos fragmentarios.
Define la facies con elementos de aguas someras por la presencia de grainstone
contenedores de oolitos y organismos bentónicos. Concluyen que tanto la facie
anterior como esta, evidencian la presencia de depósitos tipo San Vicente en Sierra
del Rosario.
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31
CAPITULO III. METODOLOGIA Y MATARIALES UTILIZADOS EN LA INVESTIGACION. Para el estudio litológico y bioestratigráfico de los depósitos del Jurásico Superior-
Cretácico Inferior valanginiano de Sierra del Rosario, se hizo un levantamiento de
los materiales primarios donde se parte de la revisión bibliográfica, y se dispone de
la hoja cartográfica 3584-II (San Cristobal-1:50 000), también se contó con los
materiales del tema de investigación "Estratigrafía de la Sierra del Rosario" dirigido
por Cobiella-Regera y Gil-Gonzalez (2000), en revista de Geología y Minería, así
como otros documentos facilitados por la Universidad y el CEINPET entre los que
se destacan tarjetas de pozos, secciones delgadas, libretas de campo, etc.) y de
toda la información disponible que permitiera el amarre geográfico y aportara datos
complementarios a las muestras estudiadas (ver Figura III)
Fig. III Diagrama de flujo
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III.1 Ubicación geográfica de las muestras estudiadas.
Se analizaron (84) secciones delgadas de superficies, pertenecientes a las formaciones Artemisa y Sumidero. De estas secciones (34) corresponden a la
Formación Sumidero y (50) a la Formación Artemisa. (ver tabla del anexo textual 1).
Las muestras fueron tomadas en las localidades Mameyal, La muralla, Río Caimito,
Los Bermejales, Carretera Soroa Cinco Pesos, Rangel y Las Terrazas (cerca de los
baños del río San Juan), (ver Tabla III.1 y figura III.1), en la región montañosa Sierra
del Rosario así como tarjetas de núcleos de los pozos, Cayajabos 3 y Chacón 2,
(ver tabla del anexo textual 2).
Tab. III.1.1 Localización de muestras estudiadas.
Coordenadas No Localidades Nombre de la muestra
X Y
Tipo de análisis
Cantidad de muestras
1 W Mameyal SP-1-04 EL-100-04 259 331 328 334 SD SD
4 2
2 Lecho Río Caimito SP-16-04 246 090 329 050 SD 4 3 Perfil Río Caimito SP-17 247 404 326 881 SD 14 4 Lecho Río Caimito EL-102 247 404 326 881 SD 10 5 Los Bermejales CSA SD 7
Muestras Puntuales 8 6 La muralla EL-110-20 284 440 325 306 SD 7 Rancho Mundito (La tranquilidad) EL-124-3-20 274 079 320 970 SD 8 Carretera Soroa-Cinco Pesos EL-112 280 608 329 325 SD
9 Carretera Soroa-Cinco Pesos (El Sábalo) EL-135-1-20 271 100 321 000 SD
10 Rangel (San Cristobal-Cinco Pesos) EL-143-1-20 276 350 326 750 SD
11 Parte oriental de Sierra del Rosario CB SD 23
12 Baños del río San Juan, Las Terrazas Os SD 12
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Fig. III.1 Mapa de ubicación geográfica de las muestras de estudio. III.2 Preparación de las muestras.
La preparación de las muestras estuvo basada en la Norma Ramal para la
preparación de Secciones Delgadas de muestras de rocas para su estudio
paleontológico o petrográfico vigente a partir de 1979 hasta la actualidad en el
departamento de muestrería del CEINPET, donde fueron confeccionadas las
secciones delgadas Os.
1-Fundamento del método.
La preparación de una sección delgada consiste en la reducción, por un proceso
mecánico, del espesor de una lámina de una muestra de roca hasta el valor
requerido, de acuerdo a su objetivo: paleontológico: 0,05 +/- 0.005 mm y
petrográfico: 0,03 +/- 0.005 mm.
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2- Procedimiento.
2.1- Corte un pedazo de la muestra de dimensiones no mayores que las del
portaobjeto, preferiblemente de longitud 1 cm. menor que el portaobjeto y de un
espesor de 3 a 4 mm., o más según la roca.
2.2- Pula una de las caras de la muestra utilizando el abrasivo grueso en el plato
giratorio y el abrasivo fino en la mesa con la plancha de cristal. Esto se hace para
obtener una superficie lisa.
2.3- Coloque sobre la plancha y/o horno eléctrico la muestra y el portaobjeto a
utilizar y espere a que se calienten, conectándola al máximo de temperatura. El
objetivo de esto es, a la vez de calentar para pegar la muestra al portaobjeto, secar
y limpiar las muestras. Si estas tienen impregnaciones de petróleo es necesario
enjuagarlas regularmente con tetracloruro de carbono y continuar el proceso de
secado.
2.4 Retire el portaobjeto y las muestras con las pinzas, cubra la parte pulida de la
muestra y el portaobjeto con una capa de cemento termoplástico, pegue la muestra
en el cristal cuidando de eliminar todo el aire entre las dos superficies.
2.5- Comience el proceso de abrasión utilizando el abrasivo más grueso en el plato
giratorio hasta reducir el espesor hasta 0,5 mm aproximadamente, de acuerdo con
el tipo de roca, para evitar dañarla.
2.6- Continúe el proceso con el abrasivo medio en la plancha de cristal, reduciendo
la muestra hasta donde sea posible. Termine con el abrasivo fino, el cual además
pulirá la muestra
2.7- Mientras este trabajando con el abrasivo fino mida regularmente el espesor de
la muestra con el microscopio, rectificando las partes que no tengan el espesor
requerido.
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35
2.8- Terminado el proceso raspe el cemento termoplástico del portaobjeto con la
espátula y proceda a pegar sobre la muestra el cubreobjeto. Si la muestra es
carbonatada se deja fuera del cubreobjeto una parte de la sección. Para el pegado
del cubreobjeto se calienta la sección en la llama del mechero y se funde el
bálsamo de Canadá recogido en un agitador. Ponga una capa de bálamo sobre la
muestra y el cristal y pegue el uno al otro cuidando de eliminar el aire entre las
superficies.
2.9- Una vez enfriada la sección, raspe el Bálsamo con la espátula y limpie con
alcohol.
2.10- Escriba en uno de los bordes la identificación de las muestras.
III.3 Determinaciones petrográficas.
Para este estudio se realizó una redescricción de las muestras anteriormente
observadas por Sosa, Gil-González, Linares Cala, Cobiella-Reguera y por el
propio autor bajo la tutoria del Petrógrafo Carlos Morales del CEINPET.
De todas las muestras (12) fueron analizadas por el autor y (72) fueron redescritas y
vueltas a clasificar. Lo que permitió llegar a enriquecer los resultados de la
investigación describiendo por vez primera y con mayor detalle dicha formación.
El método seguido para el estudio petrográfico fue la observación visual bajo el
microscopio óptico LEICA. Para realizar las descripciones petrográficas de las rocas
carbonatadas se tuvo en cuenta la clasificación de Dunham en 1962, modificada y
ampliada por Embry y Klovan, 1971 (Figura III.3.1)
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36
Fig.III.3.1 Tabla de clasificación de las calizas, basadas en su textura deposicional según Dunham (1962) modificada y ampliada por Embry y Klovan (1971). III.4 Determinaciones paleontológicas.
El contenido de microfósiles fue determinado por el autor bajo la acesoria de las
micropaleontólogas Silvia Blanco y Maida Peña, utilizándose la clasificación
sistemática de Furrazola-Bermúdez y kreisel (1973) para calpionélidos; Borza
(1969) para los cadosínidos
Las consideraciones bioestratigráficas estuvieron basadas en: Fernandez-Carmona
y Pendás-Amador (1998).
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37
III.5 Determinación de microfacies.
Para el estudio microfacial de la Formación Artemisa se utilizaron los materiales ya existentes, a ello, se le sumaron las observaciones de campo del autor a partir de
varios afloramientos descritos al norte del Río San Juan, en las cercanías del
poblado Las Terrazas, Sierra del Rosario donde también se tomaron algunas
muestras para ampliar un poco más el conocimiento y poder aportar datos más
recientes al trabajo en general.
Para la clasificación de las microfacies se tuvieron en cuenta los cinturones faciales
y las microfacies estándar de Wilson, 1980 (Figura III.5.2 y anexo gráfico1), así
como las microfacies establecidas por Myczynsky y Pszczólkowski (1994), para la
parte baja de la Formación Artemisa y la extrapolación de las mismas para la parte
alta de dicha formación realizada por Montenegro y. De la O (tesis de diplioma,
1996).
Fig.III.5.2 Representación esquemática de los cinturones faciales estándar de Wilson
(1975).
Para mayor información, los resultados más detallados se encuentran en tablas y
esquemas que se pueden apreciar en los siguientes capítulos y en los anexos.
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CAPITULO IV. ASPECTOS ESTRATIGRAFICOS DE LOS SEDIMENTOS DEL JURASICO SUPERIOR OXFORDIANO–CRETACICO INFERIOR VALANGINIANO DE SIERRA DEL ROSARIO.
Introducción
Los depósitos del Jurásico Superior Oxfordiano al Cretácico Inferior Valanginiano
(Formaciones Artemisa y Sumidero) afloran mayoritariamente en la Cordillera de
Guaniguanico, provincia de Pinar del Río, Cuba Occidental y representan las
secuencias de margen continental del Jurásico Superior Oxfordiano al Cretácico
Inferior Neocomiano de la unidad tectonoestratigráfica Sierra del Rosario. En el
subsuelo ha sido cortada por los pozos: Cayajabos 3, Chacón 2, CHD-1x, Martín
Mesa 2 y 4.
Tal conjunto sedimentario, ha sido estudiado por numerosos investigadores
distinguiendo en las mismas variaciones litofaciales y diferentes subunidades de
mayor o menor uso por los estudiosos del tema. Autores como Martínez et al.
(1991) y García Delgado et al. (2003), adoptan con pocas variaciones el esquema
establecido por Pszczólkowski et al. (1978, 1987), y aprobado por el Léxico
Estratigráfico de Cuba, donde la Formación Artemisa aparece constituida por los
miembros La Zarza y Sumidero. Se maneja también con mayor o menor aceptación
la existencia de un tercer miembro de facies menos profunda cuya equivalencia e
igual denominación que el miembro San Vicente no ha tenido igual acogida que los
anteriormente mencionados. El Miembro San Vicente se reconoce muy
limitadamente en Sierra del Rosario, además de constituir una incongruencia en la
nomenclatura, pues un miembro de una formación no lo puede ser a la vez de otra;
como se conoce, el propio Pszczolkowski (1978) consideró a San Vicente como
miembro de la Formación Guasasa en Sierra de los Organos.
Para la exploración petrolera ha predominado la tendencia a elevar el Miembro
Sumidero al rango de formación (Sánchez Arango, 1993), considerando como
Formación Artemisa el denominado miembro La Zarza. Al eliminarse dos miembros
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de la formación, el uso del tercero (la Zarza) sería superfluo. En el presente estudio
es asumida la unidad en el rango de formación (Ver capítulo I epígrafe I.2.2)
Adentrándonos en la historia del conocimiento geológico de estos depósitos
independientemente de esquemas y rangos estratigráficos, estos son mencionados
por primera vez por Lewis en 1932 al noroeste de este poblado con el nombre de
"Artemisa Limestone", infiriéndole una edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior. En
1957, Hatten incluye estas capas dentro de la Formación Rosario término que cree
más completo que el de Artemisa. Herrera en1961 elevó esta formación a rango de
grupo y la subdividió en Formación Aptychus y Yaya. Judoley y Furrazola-Bermúdez
(1968) distinguieron como área tipo el área comprendida desde Cinco Pesos hasta
el norte de San Cristóbal, además plantearon que los afloramientos más
característicos se observan entre los mogotes La Zarza y El Toro en el camino de
Puerta de la Muralla a Cinco Pesos. La edad de estos depósitos fue definida por los
citados autores a partir del estudio principalmente de ammonites iniciado por Imlay
en 1942. Otros investigadores como: Houša, 1974b; Myczynski, en Psczólkowski et
al. (1975); Kutek y Wierzbowski, en Kutek et al. ( 1976) y sumándose de la Torre
(1972-1975) y Furrazola-Bermúdez y Kreisel (1973) con las determinaciones de
calpionélidos han contribuido a designar en su conjunto a estas rocas (Formación
Artemisa sensus latus) y datarlas de Oxfordiano Medio, parte superior (o al
Oxfordiano Superior, parte inferior) hasta el Hauteriviano.
Chang en: Martínez et al., 1991 (inédito), agrega a la subdivisión de la Formación
Artemisa una unidad informal la cual nombra El Mirador. Ellos describieron calizas
masivas con lentes y nódulos de silicitas, brechas calcáreas en la base y calizas
estratificadas en la cercanía del tope, presentando variaciones litofaciales que la
diferencian del resto del corte de la formación. Los autores consideran, que a pesar
de su similitud litológica con las rocas del miembro San Vicente de la Formación
Guasasa en la Sierra de los Organos y considerarla en sinominia, no debe ser
contemplada como una misma unidad litoestratigráfica. No obstante, la ausencia de
fósiles y la no determinación de las secuencias que la suprayacen, se data
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tentativamente de edad Jurásico Superior Kimmeridgiano-Cretácico Inferior
Berriasiano.
Myczynski y Pszczolkowski (1994) en su trabajo sobre Estratigrafía y Microfacies
del Tithoniano en la Sierra del Rosario (Formación Artemisa), distingue el horizonte
Parakeratinites sp. y tres zonas de ammonites, las cuales correlacionan con las
zonas Saccocoma, Chitinoidella y Crassicollaria; por otro lado diferencian cinco microfacies por primera vez teniendo en cuenta el contenido fosilífero: Saccocoma-
Didemnidae, microfacies con Calcisfera, microfacies con Globochaete, microfacies
con Chitinoidella y microfacies de Radio