Sedimentos fragmentario – carbonatados de cuenca de antepaís en Cuba Central

Resumen

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

Fragmentary- carbonated sediments of
foreland basin in Central Cuba.

Abstract

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

Introducción

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

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

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

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

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

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

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

Materiales y
Métodos

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

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

Afloramientos
estudiados

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

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

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

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

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

Figura 2. Mapa de ubicación
de las localidades estudiadas.

Minerales comunes en
la Formación Vega

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

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

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

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

Tipos texturales de
carbonatos

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

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

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

Componente
Terrígeno y Análisis de Procedencia

Figura 6. Componente
terrígeno de la Formación Vega.

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

Diagénesis

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

• 1. Micritización

• 2. Cementación

• 3. Recristalización

• 4. Dolomitización

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

Figura 7. Micritización en rocas de la
Formación Vega

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

1. Reemplazamiento total: podemos encontrarnos
diferentes situaciones:

a) Conservación de la textura
deposicional

b) Conservación parcial de la textura
deposicional (fantasmas)

c) Sin conservación de la textura
deposicional

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

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

Figura 8. Dolomitización en
rocas de la Formación Vega

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

Figura 10. Recristalización
en la Formación Vega.

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

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

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

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

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

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

– Calizas sin recristalización completa
(contactos difusos).

– Masas micríticas con manchas (parches) de
cristales.

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

Paleontología

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

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

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

Figura 11. Fósiles
resedimentados de la Formación Vega.

Figura 12. Fósiles
acumulados de la Formación Vega.

Figura 13. Fósiles
redepositados de la Formación Vega.