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

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

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

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

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

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

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

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

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

IV.
LA CUENCA CENTRAL

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

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

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

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

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

4.1. Geometría de la Cuenca

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

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

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

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

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

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

4.2. El Relleno Sedimentario

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

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

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

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

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

4.2.1. Extinción del Arco

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

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

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

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

4.2.2. Desarrollo de la
Colisión

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

4.2.3. Desarrollo Platafórmico

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

V. ANÁLISIS PALEOTECTÓNICO Y
PALEOGEOGRÁFICO

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

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

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

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

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

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

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

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

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

5.1. Análisis
Paleotectónico

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

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