INFLUENCIA CLIMÁTICA EN LOS SISTEMAS TURBIDÍTICOS DEL...

ANUARIO de la Sociedad Cubana de Geología, No1, 2013, págs. , ISSN 2310-0060

INFLUENCIA CLIMÁTICA EN LOS SISTEMAS TURBIDÍTICOS DEL PALEÓGENO CUBANO

REINALDO ROJAS CONSUEGRA1 1 y ROBERTO DENIS VALLE 2 2

1 Museo Nacional de Historia Natural, AMA-CITMAObispo 61, Plaza de Armas, Habana Vieja, La Habana . Cuba.

2 Instituto de Geología y Paleontología, MINEMVía Blanca No. 1002 e/ Línea del Ferrocarril y Prolongación de Calzada de Guines, San Miguel del Padrón. Cuba.

Correo: (1)[email protected], (2) [email protected]

RESUMEN

Las geociencias actualmente, mediante la integración de múltiples datos, poseen la capacidad de hacer nuevas evaluaciones de la historia geológica. En el presente trabajo se analiza el contexto geológico del periodo Paleógeno de Cuba. En este sentido se propone la correlación que existió entre el paleoclima y el rellenamiento de las cuencas sedimentarias en la región a lo largo de su evolución ambiental; tal registro representa hoy el marco paleogeográfi co del Caribe en aquella etapa. Los sistemas turbidíticos (STs) en el Paleoceno son poco signifi cativos, durante el Paleoceno tardío - Eoceno temprano alcanzaron su máxima dinámica, dada principalmente por las condiciones climáticas globales. Hacia el Eoceno medio se consolidaron los primeros sistemas de plataformas carbonatadas. Después del Óptimo Térmico de Eoceno Inicial (OTEI) los STs van feneciendo paulatinamente, debido a la disminución de la temperatura global en el sistema océano – atmósfera. El predominio de los carbonatos se mantiene durante el Eoceno tardío - Oligoceno, los STs persisten en algunas cuencas, aun cuando sus características denotan cambios composicionales y texturales generales. Se concluye que, los STs del registro estratigráfi co cubano del Paleógeno exhiben una coherente correlación con la evolución climática regional y global; lo cual puede tener aplicación en la prospección mineral.

ABSTRACT

At present, through multiple data integration, geoscientists are able to perform new assessments of the geological history. In this paper is analyzed the geological context of the Cuban Paleogene period. Thus, the probable correlation between paleoclimate conditions and basin fi lling processes are correlated, and a climatic evolution of the ancient area -which now represents the Caribbean realm- is assessed. Turbidite systems (TSs) in the Paleocene were insignifi cant, reaching its maximum during the late Paleocene - early Eocene. This resulted mainly from the global climatic conditions. Towards the Middle Eocene the fi rst systems of carbonate platforms consolidated. After the Climatic Optimum of the Initial Eocene (COIE) the TSs slowly shrink and ended, due to the decrease of the global temperature in the ocean-atmosphere system. Carbonates continued prevailing throughout the late Eocene-Oligocene, and the TSs persisted in some basins even if general compositional and textural changes occur. Generally, was observed a coherent correlation of the regional and global climatic evolution in the TSs of the Cuban stratigraphic records, which may be useful for mineral prospecting.

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Anuario de la Sociedad Cubana de Geología, No 1, 2013, págs. 83-94, ISSN 2310-0060

© Sociedad Cubana de Geología, 2013.


INTRODUCCIÓN

Las geociencias, actualmente, mediante la integración de diversos datos, posee la capacidad de hacer nuevas evaluaciones de la historia geológica, para contribuir a comprender el presente y pronosticar el futuro más probable en el porvenir de nuestro planeta.

El registro estratigráfico de una región guarda su historia inscrita en las rocas. Allí es posible encontrar los testigos de la evolución del ambiente en el pasado, reflejado en las características que muestran las capas, secuencias y series estratigráficas acumulas a lo largo del tiempo geológico. Tanto los eventos extraordinarios ocurridos en un determinado lapso del decursar del tiempo, como las acumulaciones de materiales de épocas “normales”, deberán poderse descifrar a partir de los rasgos sedimentológicos, texturas, composiciones, contenido de fósiles, etc., conservados en las diferentes unidades que constituyen un substrato geológico dado.

Sobre la base de estos principios y enunciados de las geociencias, en el presente trabajo se analiza el contexto geológico del Paleógeno de Cuba, donde se relaciona los litosomas y las unidades litoestratigráficas de esa edad, con las condiciones climáticas que tuvieron lugar en aquel pasado. Es así, que se propone la correlación que existió entre el paleoclima y el rellenamiento de las cuencas sedimentarias en la región a lo largo de la evolución ambiental del periodo; en su inicio (Paleoceno), su parte media (Eoceno) y su final (Oligoceno). La etapa analizada alcanza algo más de 40 millones de años (Ogg, et al., 2008).

MATERIALES Y MÉTODOS

Son numerosas las unidades litoestratigráficas que han sido descritas en Cuba dentro del intervalo temporal estudiado (Léxico Estratigráfico de Cuba, IGP, 2000). El conocimiento de la estratigrafía del Paleógeno en Cuba puede considerarse de óptimo, a juzgar por los numerosos estudios realizados sobre diferentes unidades y áreas; y por los importantes trabajos de generalización publicados sobre el tema (Brezshyánszky e Iturralde-Vinent, 1983; Cobiella et al., 1984; Albear e Iturralde-Vinent, 1985; Pszczólkowski, 1978; Piotrowski, 1978; García y Torres, 1997; Iturralde-Vinent, 2011).

La revisión de la literatura geológica cubana permitió obtener la información básica empleada en este trabajo; las citas textuales reflejan ese uso. La curva de paleotemperaturas de referencia se tomó de Zachos (2001). Mediante tablas y esquemas se refleja la información sintetizada. Se utilizan las abreviaturas conocidas: Ma - millones de años y ka - miles de años.

Se insertan figuras textuales, que consisten en esquemas de la situación geodinámica donde se depositaba cada unidad litoestratigráfica representada. Los colores sugieren el tipo de secuencia que pertenece una unidad dada, según la sistematización que se asume en el presente trabajo, de los diferentes sistemas turbidíticos, olistostrómico-turbidíticos, carbonatado -tubidíticos, turbidítico - carbonatados o de plataformas carbonatadas.

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R. Rojas Consuegra y R. Denis Valle

Figura 1. Curva de paleotemperaturas del Cenozoico (en: Uriarte, 2009; tomado de Zachos, 2001).


Curva global de paleotemperaturas

La curva de temperatura comprende la “sucesión de acontecimientos cálidos y fríos a lo largo del Cenozoico (últimos 60 millones de años) deducidos de la evolución de la relación de los isótopos del oxígeno (18O/16O) en los foraminíferos fósiles del fondo de los mares (Fig. 1). A modo de aberraciones climáticas temporales, existieron varios eventos de duración muy corta en los que las temperaturas se dispararon en pico hacia arriba o hacia abajo. Se distinguen tres: uno de calentamiento, hace 55 Ma; otro de enfriamiento, hace 34 Ma; y un tercero también de enfriamiento, hace 23 Ma (Zachos, 2001)”. Muchas de las características de la serie sedimentaria del Paleógeno de Cuba parecen reflejar los acontecimientos enunciados en la curva de paleotemperaturas. Es de esperar que el Máximo Térmico del Paleoceno Final (MTPF) y el Óptimo Térmico del Eoceno Inicial (OTEI) se manifiesten en el registro estratigráfico de la etapa estudiada, principalmente en el origen de las acumulaciones de turbiditas. La caída de la temperatura global hacia el final del Eoceno al Oligoceno se puede relacionar con la evolución de la sedimentación de carbonatos.

En general, la evolución de las paleotemperaturas tuvo una influencia determinada en el sistema océano – atmósfera, que a su vez marcó los tipos de cortejos sedimentarios originados en este intervalo temporal.

En el presente trabajo se usa el concepto de cortejo sedimentario (Brown y Fisher, 1977), “para denominar al conjunto de sistemas deposicionales contemporáneos y formados bajo unas mismas condiciones del nivel del mar” (Vera, 1994). Los cortejos sedimentarios, en su orden, se asumen en el sentido de Haq et al., (1987). A su vez, los sistemas turbidíticos se asumen en la concepción “catastrofista” de Mutti (1985; 1992), en el que se relacionan los grandes volúmenes de depósitos turbidíticos con cambios relativos del nivel del mar (Vera, 1994). Aunque la evolución geodinámica de las cuencas analizadas es significativamente relevante, los depósitos turbidíticos que formaron sus rellenos parecen susceptibles de ser evaluados desde los anteriores planteamientos.

RESULTADOS Y DISCUSIÓN

Esta etapa de la evolución geológica del substrato cubano comprende importantes procesos de transformación de la corteza terrestre en la región: geotectónica intensa, desplazamientos horizontales significativos, vulcanismo regional, acumulación sedimentaria voluminosa y variada, cambios fisiográficos amplios, bioeventos, etc. La influencia del clima global en este contexto fue muy notable, y su reflejo quedó inscrito en las series sedimentarias acumuladas en este lapso del desarrollo geológico cubano y regional.

En lo adelante se relacionan, con el registro estratigráfico cubano del Paleógeno, los indicios deducidos como consecuencias probables de la influencia del clima regional y global, en la sedimentogénesis.

Sistemas Turbidíticos Incipientes (STI). K/Pg - Paleoceno Medio, ~5 Ma.

A esta etapa corresponden paleotemperaturas extremadamente cambiantes, que reflejan el paso de una atmósfera desequilibrada, con colosales concentraciones de CO

2 y otros gases efecto

invernadero (GEI) impacto-inducidos (Gilmour, 2003); hacia la recuperación ambiental global en un nuevo equilibrio, con una atmósfera muy distinta a la del final del periodo Cretácico (Skelton, 2003).La recuperación ambiental del Paleoceno inicial, post-impacto del límite Cretácico – Paleógeno (K/Pg), tuvo posiblemente una duración de varias decenas de miles de años. Al menos, la recuperación de la flora, según el registro estratigráfico en Loma Capiro (Cuba central), parece haber ocurrido entre 40 y 67 ka posteriores al impacto de Chicxulub (Yamamoto et al., 2010).

Los materiales acumulados en esta etapa fueron, principalmente, calizas arcillosas masivas, lutitas arenosas, rojizas a violáceas

(Fm. Ancón, Fm. Fomento, Fm. Vaquería); y secuencias interestratificadas finas de lutitas carbonosas, arcillas verde - azulosas y areniscas de grano fino, ocres - amarillentas por meteorización (Fms. Mercedes, Cocos, Falcón, Ochoa), (Tada et al., 2002; 2004; Pszczolkowski, 2002; Alegret et al., 2005; Yamamoto et al., 2010), (Fig. 3). En estas unidades, no se distingue que funcionaran sistemas turbidíticos significativos.

Los materiales fueron acumulados en capas poco potentes, finamente estratificadas hasta laminares, donde participan esencialmente las granulometrías relativamente finas; con predominio de partículas pequeñas heterogéneas, y aporte de materia orgánica carbonosa, óxidos e hidróxidos, polvos y cenizas post-impacto. Se deducen fondos relativamente lodosos, anóxicos, con aguas turbias, con escaso carbonato, más posiblemente lavado desde los terrenos cretácicos emergidos.

Los sistemas turbidíticos (STs) en el Paleoceno son poco energéticos. La acumulación sedimentaria subsiguiente al límite K/Pg, estuvo influenciada por múltiples procesos de aporte a las cuencas. El nivel del mar era relativamente bajo, y solamente

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LOS SISTEMAS TURBIDÍTICOS DEL PALEÓGENO CUBANO

Figura 2. La Fm. Mercedes es una de las pocas unidades litoestratigráficas del Paleoceno basal, de la región occidental, que sobreyace a los depósitos originados post-impacto límite K/Pg.


en algunas cuencas se formaron depósitos sedimentarios, con espesores de 100 a 200 m.

Sistemas Turbidíticos y Olistostromas (STO). Paleoceno Medio - Eoceno Medio, ~18 Ma.

Hacia el final del Paleoceno se produjo el MTPF y se impuso un clima húmedo y cálido (Zachos, 2001; Uriarte, 2019). Estas condiciones ambientales se deben haber reflejado en el aumento de las precipitaciones, una meteorización de los silicatos y una erosión mayores, y la expansión térmica de los océanos, con inducción de un ciclo transgresivo.

Los débiles sistemas turbidíticos de inicios del Paleoceno parecen ir aumentando hacia el final de la etapa, y se denota un avance transgresivo sobre las tierras emergidas. Se acumulan areniscas polimícticas, lutitas calcáreas, margas, arcillas y conglomerados polimícticos, con estratificación fina a media (Fms. Ancón, Madruga, Apolo, Vaquería, Fomento, Ochoa, Gran Tierra, Mícara parcialmente y unidades volcano-sedimentarias en la región oriental.

En el registro estratigráfico cubano de la etapa, se hace evidente, que la combinación de la dinámica de la geotectónica regional con la influencia climática, jugó un papel decisivo en la acumulación de ingentes volúmenes de materiales caóticos que rellenaron las cuencas marinas en aquel lapso.

La formación de olistostromas, por la influencia de una tectónica activa, tiene una fuerte manifestación en esta etapa. Se constatan a lo largo del territorio cubano secuencias olistostrómicas y turbidíticas asociadas al margen continental norteamericano (Fms. Manacas, Grande, Paso Abierto, Embarcadero, Venero, y Lesca), y otras relacionadas con el arco volcánico cretácico extinto y la asociación ofiolítica (Olistostromas Vega Alta, Taguasco, Haticos, Fm. Jucillo, Fm. Vigía), y otras mas tardías (Senado, Vega), (Pszczolkowski, 1978; García y Torres, 1997; Iturralde-Vinent, 2012), (Figs 4-6).

El intenso fallamiento de la corteza ocurrido en esta etapa, con distintas magnitudes, debe haber contribuido, al menos a escala local, a reforzar los niveles altos de CO

2 atmosférico y marino.

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Figura 3. Varias unidades litoestratigráficas, en la región centro-occidental y central, reflejan en las secuencias estratigráficas que las constituyen, las condiciones ambientales post impacto K/Pg que prevalecieron en las cuencas marinas.

Figura 4. Varias unidades litoestratigráficas olistostrómicas del Paleoceno al Eoceno muestran las dinámicas condiciones geotectónicas que prevalecieron en la región, y que recibieron también la influencia climática global.

Figura 5. En el occidente la Fm. Manacas muestra las activas condiciones geotectónicas en desarrollo, junto a la influencia climática global, en la acumulación sedimentaria.

Figura 6. Varias unidades de brechas, calcirruditas y bioclastitas reciberon los aportes procedentes del Margen Continental de Norteamérica, mientras otras se originaron con fuerte influencia de sistemas turbidíticos procedentes del Arco Volcánico Cretácico (AVC) o el Complejo Ofiolítico (COf). (Las unidades del MCN están tomadas de Iturralde-Vinent, 2012).


Las rupturas eventuales de las trampas de hidrocarburos, y el surgimiento de brotes de fl uidos y gases (petróleo, metano, etc.) en condiciones submarinas o subáreas, presuponen también una infl uencia en el clima local y regional.

Los sistemas turbidíticos en aquellos depósitos se enmascararon en una mezcla con el material caótico olistostrómico (derrumbes, deslizamientos, escarpes tectónicos, etc.), donde constituyen su matriz o formaron lentes y paquetes, más o menos distinguibles. Con estas acumulaciones también ocurría el enterramiento de grandes cantidades de carbono, al ser arrastrada al mar la materia orgánica desde los suelos y paisajes continentales que sufrían la meteorización y denudación.

Al parecer, los potentes espesores que exhiben las series olistostrómicas cubanas (300-900 m) de esta etapa, son el resultado de la combinación de las particulares condiciones geodinámicas y ambientales que prevalecieron en aquel pasado.

Sistemas Turbidíticos Desarrollados (STD). Eoceno Inferior – Medio temprano, ~12 Ma.

Hacia la parte fi nal del Paleoceno, ocurrió un ascenso marcado de la temperatura global (MTPF), que parece estar refl ejado en la base de los depósitos turbidíticos típicos, documentados a continuación, en la serie del Eoceno Inferior a Medio temprano. Depósitos similares de edad Paleoceno – Eoceno han sido documentados en otras latitudes, donde se hacen inferencias sobre el clima, los cambios del nivel del mar y otros factores infl uyentes en la acumulación de las turbiditas (Giannetti, 2010; Giannetti y MacCann, 2010).

En esta etapa predominan temperaturas globales altas, que incluyen el Óptimo Térmico del Eoceno Inicial (OTEI), y se

mantienen niveles altos de CO2 atmosférico. Como consecuencia,

se refuerza un clima húmedo y cálido, que trajo aparejada la ocurrencia de intensas precipitaciones, por varios millones de años.

Este intervalo refl eja la ocurrencia de intensas lluvias de carácter regional y global, como respuesta climática planetaria hacia el equilibrio ambiental coherente, ante el clima cálido y el alto contenido de CO

2 atmosférico, impuestos en la primera mitad del

Paleógeno. La violenta meteorización de los silicatos se extendió a amplias áreas de la región, compuestas por las vulcanitas cretácicas y paleogénicas en formación. Ello propició la erosión de gigantescos volúmenes de sedimentos siliciclásticos, que fueron transportados y depositados por fl ujos turbulentos en las cuencas marinas circundantes a las tierras emergidas.

Estos procesos tendían al secuestro del carbono atmosférico y su acumulación en los sumideros marinos, en forma de materiales carbonosos, en menor medida, en minerales carbonáticos y disueltos en forma iónica en las aguas (Uriarte, 2009). Se asume que el vulcanismo activo de esta etapa contribuyó, al menos a escala local, a reforzar los niveles altos de CO

2 atmosférico y

marino, y tal vez, de la humedad.

Del Eoceno inferior al Eoceno medio temprano en la región se impuso la acumulación de turbiditas extremadamente voluminosas, que incluyen conglomerados, areniscas, lutitas, pelitas, formando una serie con estratifi cación gradacional y un carácter marcadamente cíclico (Mbro. Pica Pica, Fm. Manacas; Fms. Capdevila, Ranchuelo, Vaquería, Meyer, Zaza, Vertientes, Maraguán), (Figs. 7-10).

Durante este intervalo las turbiditas también se mezclaban con la formación de olistostromas (Mbro. Olistostroma Vieja de

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Figura 7. Secuencias típicas de turbidita de la Fm. Capdevila. Contienen abundante materia orgánica oxidada (izquierda). Foto tomada en el neoestratotipo de esta unidad, en afl oramiento al lado norte de la Autopista Nacional La Habana- Pinar del Río.


la Fm. Manacas; Fms. Taguasco, Jucillo) y otras unidades que incluyen secuencias clásticas en parte groseras o con carácter cíclico (Fms. Vega Alta, Grande, Caibarién, Grande, Paso Abierto, Embarcadero, Venero, Lesca, Senado y Vega), (Figs. 5-6, 10). Estas unidades alcanzaron espesores muy grandes (400-1000 m), en un intervalo temporal relativamente corto.

Hacia el este, en la región oriental, se mezclaron los productos efusivos del vulcanismo activo, con los materiales vulcanomícticos a polimícticos, erosionados en grandes volúmenes, propios de la etapa, dando lugar a la acumulación de potentes espesores de hasta 1200 m (Fms. Sabaneta, San Ignacio, Vigía).

Es llamativo el hecho, de que en la región occidental la acumulación de las turbiditas de la Fm. Capdevila está restringida solo a la parte baja del Eoceno, coincidiendo con el inicio del OTEI. Esta situación parece haber sido provocada por el emplazamiento tectónico del territorio contra el MCNA, que conllevaría a un levantamiento general de la cuenca, principalmente en su porción septentrional. Ello provocaría el colapso de los sistemas deposicionales en extensas áreas, pero hacia la parte meridional y en algunos otros bloques, continuaría la acumulación.

Esto se ejemplifica en la Fm. Nazareno (Mbro. El Cangre) de la región occidental, y en otras regiones del territorio centro-oriental (Fm. Zaza, Fm. Vertientes, Fm. Maraguán y otras), donde la sedimentación siliciclástica continuó al Eoceno medio parte baja, al unísono con la acumulación de carbonatos (Gr. Universidad, Fm. Florida, y otras). Aunque, en aquellas últimas unidades turbidíticas también se revela la disminución de la energía de los STs (Rojas-Consuegra y Núñez-Cambra, 1998).

La elevación y disección del relieve en las tierras emergidas, así como el avance submarino de los frentes de cabalgamiento, funcionaban como fuentes de aporte de materiales con diferentes granulometrías a las corrientes de turbidez, que funcionaban provocadas por la alta pluviosidad imperante.

En esta etapa con la elevación del nivel del mar, debido a la alta temperatura del sistema océano-atmósfera, debieron formarse sistemas de sedimentación transgresivos de tipo HST (hightstand systems tract) y TST (transgresive systems tract), expresados en las potentes series siliciclásticas, con componentes litológicos caóticos, groseros basales y de carácter marcadamente cíclico.En las unidades litoestratigráficas cubanas de esta edad se han descrito series granodecrecientes o positivas y estratocrecientes, según la relación de las facies: grano grueso en la parte baja (capas de conglomerados y gravas) a grano fino en el tope (capas potentes de lutitas-pelitas), (Rojas-Consuegra, 1991; Martínez-González et al., 1991).

Los fondos marinos areno-arcillosos y limosos, con una alta tasa de acumulación sedimentaria y afectados frecuentemente por corrientes de turbidez, entre otros factores, determinaron el predominio de organismos bentónicos detritívoros y excavadores, que dejaron ricas asociaciones de variados icnofósiles (trazas o huellas), que permiten obtener abundante

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Figura 8. La Fm. Capdevila, en la región occidental de Cuba, muestra los rasgos típicos de las turbiditas acumuladas durante el pico de máxima de la dinámica erosión que marcó el OTEI.

Figura 9. La formaciones Vertientes y Maraguán, en la región centro-oriental de Cuba, son típicas turbiditas inducidas como resultado de las particulares condiciones climáticas impuestas durante OTEI.

Figura 10. La formaciones Grande, Vega Alta, Venero, Vega, y otras, desarrolladas en relación con el MCNA, en la región de Cuba central, contienen abundantes materiales turbidíticos mezclados con los aportes inducidos por las activas condiciones geodinámicos que experimentó la región.


información sobre las condiciones ambientales impuestas en los biotopos marinos de aquel intervalo (Villegas-Martín y Rojas-Consuegra, 2008, 2009; Rojas-Consuegra y Villegas-Martín, 2009; Rojas-Consuegra, 2010).

La expansión del dominio oceánico llevaría a la reducción de las tierras emergidas, lo cual está expresado en el carácter discordante de la yacencia de la serie siliciclástica, del Eoceno temprano - medio inicial, sobre las unidades más antiguas del substrato geológico cubano. Este mismo hecho explica la ausencia del Paleoceno y el Eoceno basal en muchas áreas del territorio cubano.

Es de señalar, en este sentido, que también algunas superficies interpretadas en el registro estratigráfico cubano como discordancias (angulares o discontinuidades estratigráficas), pudieran reflejar aquel proceso; y a las que erróneamente se les relacionan con ascensos y emersión de territorios, o colapso de cuencas sedimentarias, que nunca tuvieron lugar.

Sistemas Turbidíticos Fenecientes (STF). Eoceno Medio tardío-Oligoceno temprano, ~ 8 Ma.

A partir del Eoceno Medio tardío, aunque se mantiene en algunas áreas la sedimentación siliciclástica, aun como resultado de sistemas turbidíticos activos, se incrementa y llega a predominar la acumulación de carbonatos.

A medida que disminuye la temperatura global, después del OTEI, al parecer disminuyen las precipitaciones, y los aportes a las cuencas de materiales siliciclásticos, como consecuencia, también se reducen paulatinamente. Un ejemplo excelente lo constituye la Fm. Nazareno (Eoceno Medio parte baja – Oligoceno Inferior), con la diferenciación que exhiben sus tres miembros de base a techo; donde se refleja nítidamente esta tendencia en la acumulación sedimentaria de la etapa (Martínez-González et al., 1991), (Fig. 12).

La Fm. San Luis, en el Oriente, exhibe un carácter similar al de la Fm. Nazareno, pero en cambio se distingue un aumento de conglomerados a techo de su potente secuencia general, de unos 700 m (Brezshyánszky e Iturralde-Vinent, 1983). Este hecho pudiera estar relacionado con la tectónica local, o deberse a condiciones climáticas distintas a las del occidente, determinadas por la influencia del Océano Atlántico.

También en el oriente, se originó la Fm. Farallón Grande, compuesta por brechas polimícticas, intercaladas con conglomerados y areniscas, con afinamiento del grano a tope, con intercalaciones cíclicas de lutitas, pelitas y calizas, con escasos foraminíferos bentónicos grandes. La secuencia general parece mostrar un evento regresivo-transgresivo; posiblemente concordante con los cambios eustáticos ocurridos en el Eoceno Medio tardío, como se aprecia en otras unidades de esta edad. Una secuencia menos grosera, se acumuló hacia el este, formada por margas intercaladas con calizas arcillosas, areniscas y conglomerados polimícticos, lutitas y tobas, hasta un espesor de 300 m (Fm. Mucaral).

El espesor de la Fm. Nazareno alcanza de 700 a 1200 m. El miembro inferior, El Cangre, está constituido por intercalaciones finas, centimétricas, de areniscas polimícticas, lutitas, margas y calizas arcillosas, con materia orgánica carbonizada y pirita. Tiene un espesor de hasta 100 m, y su edad va de Eoceno Medio parte baja, hasta posiblemente su parte alta. Este miembro es correlacionable con la Fm. Toledo (Gr. Universidad), constituida por carbonatos, predominantemente. Este hecho señala la coexistencia de ambos dominios de sedimentación en la cuenca marina. El Mbro. El Cangre es parcialmente correlacionable, hacia el centro – oriente, con la parte alta de otras unidades turbidíticas típicas, como Ranchuelo, Meyer, Zaza, Vertientes, Maraguán y otras.

El miembro medio, Loma El Añil, está constituido por capas bien estratificadas de margas, calizas arcillosas y arcillo-detríticas, lutitas, y areniscas polimícticas en menor cuantía, y que disminuyen hacia arriba. Posee un espesor entre 80 y 200 m, y su edad va de Eoceno Medio parte alta a Eoceno Superior parte baja. Como se comprueba, en este miembro comienza a imponerse la acumulación de carbonatos a los siliciclásticos; posiblemente una expresión de la total detención de las precipitaciones y la disminución de los aportes de materiales a las cuencas. La secuencia en general es de tipo granodecreciente, y estratocreciente según el aumento del espesor de las capas de margas a tope. Este miembro es correlacionable con las formaciones Punta Brava, Jabaco y Consuelo (Martínez-González et al., 1991); depositadas en ambientes dominados por la acumulación generalizada de carbonatos biogénicos prolíferos.

El miembro superior La Charca, compuesto principalmente de margas en capas gruesas, con escasas intercalaciones finas de lutitas y calizas arcillosas, abarca el Eoceno Superior parte alta al Oligoceno, como indica su rica asociación de foraminíferos planctónicos. Esta secuencia, ya muestra nítidamente la desactivación, prácticamente total, de los STs, y la acumulación de carbonatos en ambiente de aguas relativamente profundas.

En este momento, posiblemente, la sedimentación siliciclástica más significativa pasó a ocurrir en abanicos submarinos en el talud y la cuenca más profunda, con el transporte del sedimento a través de los cañones más activos que atravesaban las plataformas someras. La Fm. Nazareno exhibe una distribución espacial relacionada con la Fm. Capdevila, a la cual va bordeando, en sentido hacia el interior de aquella cuenca sedimentaria. Esta disposición podría mostrar la tendencia a la profundización de la cuenca, tal vez a causa de la basculación tectónica del bloque regional de norte a sur.

Los cortejos sedimentarios que se consolidan al final de esta etapa parecen mostrar rasgos generales propios de sistemas regresivos (LST - lowstand systems tract).

Sistemas de Plataformas Carbonatadas (SPC). Eoceno Inferior tardío- Medio temprano, ~7 Ma.

Al terminar la influencia del OTEI los sistemas turbidíticos van feneciendo debido a la disminución de la temperatura global en el sistema océano – atmósfera (Fig.13). En este momento

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se estabiliza la transgresión marina, y es entonces cuando comienza a imponerse la sedimentación de carbonatos, que dio lugar a la consolidación de las primeras plataformas carbonatadas someras. También se acumularon, por primera vez después del impacto del límite K/-Pg, materiales carbonáticos en otros ambientes como las cuencas abiertas, los taludes y las profundidades abisales.

Al parecer, las condiciones ecológicas óptimas que se implantaron, permitieron una diversificación y un desarrollo alto de la microfauna marina, la cual impuso una productividad intensa en la síntesis de carbonato biogénico, prácticamente en todos los biotopos marinos (Molina, 2002). La macrofauna bentónica alcanzó también un marcado desarrollo, especialmente los moluscos marinos (en particular los gasterópodos) y los equinodermos; organismos bentónicos epifaunales e infaunales, de hábitos detritívoros, carnívoros y carroñeros. Las algas también fueron diversas y fijaron un cuantioso volumen de carbonatos (Rojas-Consuegra, 2009). Las manifestaciones de silicitas biogénicas sedimentarias de esta edad, con abundancia de los radiolarios, posiblemente refleja el enfriamiento de las aguas oceánicas más profundas, con aporte volcánico efusivo distal; o alternativamente, podrían mostrar el afloramiento de corrientes profundas (up welling).

Ya desde la parte alta del Eoceno Inferior, existen unidades que contienen carbonatos detríticos y biogénicos, con aportes arenosos y arcillosos, posiblemente desarrolladas en ambientes someros hacia los bordes de las cuencas, hasta el talud (Fms. Yeras, Blanquizar, Perla, Hatillo, Loma Iguará). En general los espesores son variables, de 25 m hasta 230 m.

En la parte baja del Eoceno Medio (48.6 - 42.9 Ma) aparece la sedimentación carbonatada, interestratificada o interdigitada a techo, en combinación con la sedimentación siliciclástica, que predominaba hasta ese momento. En el ambiente nerítico somero se acumularon secuencias de carbonatos biogénicos y biodetríticos, ricos en organismo bentónicos marinos (Florida, Charco Redondo, Venero, Siguaney). En el ambiente más profundo se depositaron margas, calizas margosas o mícriticas, y además, silicitas y limolitas finamente estratificadas (Fms. Toledo, Príncipe, Puerto Boniato), (Figs. 2, 8).

Con la acumulación de litosomas calcáreos en aguas marinas someras de calizas biogénicas, ricas en algas, corales, equinodermos, gasterópodos y macroforaminíferos orbitoidales grandes. En las cuencas abiertas y abisales se acumularon grandes volúmenes de carbonatos, aportados esencialmente por la alta productividad de la microfauna que se desarrolló en las aguas marinas; posiblemente favorecidas, por el establecimiento de condiciones ecológicas óptimas, en cuanto a temperatura, nutrientes, iluminación y oxigenación.

Es así que se produjo la fijación y el enterramiento de grandes volúmenes del carbono atmosférico en el ambiente marino, a través de la intensa esqueletogénesis. En esta etapa, se alcanzó la máxima inundación de las tierras emergidas, y con la estabilización de la transgresión regional a global, se forman las primeras plataformas carbonatadas paleogénicas. Esta situación pudo conllevar a la formación de los cortejos de tipo HST.

Este momento distintivo, del paso de la acumulación de siliciclásticos en las cuencas al predominio de la acumulación carbonática, marcó un cambio composicional tan brusco en general, que se destaca como importante frontera estratigráfica en Cuba. No obstante, también se ha interpretado erróneamente, como una superficie que marca una emersión general con erosión de aquellas cuencas supuestamente desactivadas.Es importante, sugerir la reevaluación de las discordancias e hiatos estratigráficos que se han fijado para esta manifestación. Es muy poco probable, que las áreas de los ambientes marinos profundos hayan emergido temporalmente, y luego, hayan vuelto rápidamente, otra vez pasar a ambientes aun de mayores profundidades. Un ejemplo ilustrativo sería la relación entre el Grupo Mariel / Grupo Universidad, o Fm. Capdevila / Fm. Toledo.

Sistemas turbidíticos – carbonáticos (STC).Eoceno Medio tardío – Oligoceno Inferior, ~15 Ma.

En este intervalo la temperatura global del planeta inicia un declive relativamente rápido, donde se va imponiendo un clima más frío, y eventualmente más seco (Zachos, 2001). Aunque se ampliaran las tierras emergidas en la región, quedando expuestas a la erosión, ésta también disminuyó debido a la reducción de la agresividad del intemperismo, el que antes había jugado un dinámico papel en la producción de materiales transportados a las cuencas marinas.

No obstante, si se produjo una rápida regresión, de alcance amplio para el territorio cubano, esta indujo posiblemente a la formación de sistemas de tipo LST. Serían erosionadas las áreas litorales, las plataformas someras y hasta quedarían expuestos algunos taludes; cuyos materiales son redepositados formando mezclas de sedimentos de composición polimíctica, con materiales carbonatados clásticos y detríticos, interestratificados con siliciclásticos relativamente finos, predominantemente arenosos-lutíticos hasta arcillo-margosos.

Las unidades litoestratigráficas registradas en la estratigrafía cubana para este intervalo muestran una significativa variedad, con marcadas diferencias texturales y composicionales; que pudiera deberse a la fragmentación de las cuencas sedimentarias

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Figura 11. Nótese en el tiempo la distribución estratigráfica de la Fm. Nazareno y sus miembros. La secuencia general de la unidad es granodecreciente y estratocreciente a tope para las margas, que llegan al Oligoceno Temprano.


que quedaron separadas, y en las que muy probablemente, prevalecieron condiciones ambientales distintas. La región occidental debió ser influenciada por la confluencia de las aguas del Golfo de México y el Caribe occidental; mientras hacia el oriente y el norte, fueron preponderantes las condiciones impuestas por las aguas del Océano Atlántico.

En el oeste se acumulaban materiales mezclados o interdigitados como calizas biodetríticas y arcillosas, intercaladas con arcillas arenosas, conglomeraros y gravelitas polimícticas; localmente, predominaban calizas y calcarenitas. Fueron comunes los foraminíferos bentónicos grandes (Fm. Manuelita y Fm. Loma Candela). Los espesores van de 50 -150 m (Fig. 8). Más al este, se acumularon calizas arcillosas, brechosas, micríticas y calcarenitas, con muy abundantes foraminíferos (Fm. Punta Brava); posiblemente en un ambiente de plataforma a talud, llegando a significativos espesores de hasta 200 m (Fig. 2).

De forma muy restringida, en ambiente somero, se acumularon brecha-conglomerados, conglomerados, calizas biodetríticas, mícriticas, margosas y calcarenitas arcillosas (Fm. Peñón), (Fig. 11). Estos depósitos, yacen tanto sobre las secuencias paleogénicas como sobre las más antiguas cretácicas; mostrando que existió un avance transgresivo, al menos hasta el Eoceno Medio parte alta, aunque de forma relativamente limitada. En otras partes se depositaban turbiditas y hemipelagitas relativamente profundas (Fm. Nazareno, Mbro. Loma El Añil y transición al Mbro. La Charca); con espesores mucho mayores (300 m), (Fig. 11).

Hacia la región central, en relación con la cuenca atlántica, se acumularon secuencias con interestratificación de siliciclásticos y detríticos de diferentes granulometrías, con espesores de 100 -150 m, y hasta 600 m según sondeos (Fm. Arroyo Blanco). Estos depósitos pueden haberse relacionado con un sistema aluvial que aportara materiales reelaborados desde el Olistostroma Taguasco emergido, combinado con movimientos tectónicos y variaciones del nivel del mar (Fig. 4).

Notables cambios reflejan las secuencias depositadas en la margen norte del terreno emergido en la región centro-oriental, donde se acumularon, calizas y margas en la parte basal, que cubrieron los siliciclásticos acumulados previamente por un ST. Esta secuencia pasa a calizas biogénicas, biodetríticas, con elementos fósiles de ambiente somero; le continúa una secuencia de calizas arcillosas, margas y silicitas lenticulares y nodulares, mostrando una profundización o enfriamiento de las aguas marinas; finalmente la secuencia está representada por margas, lutitas, arcillas y calcarenitas, señalando la somerización (Fm. Saramaguacán). El tope de esta unidad parece mostrar la disminución del nivel del mar hacia el Eoceno tardío, que se expresa marcadamente en otras áreas. El espesor del depósito alcanzó los 800 m (Fig. 9).

Un grupo de unidades litoestratigráficas, de edad Eoceno Superior hasta Oligoceno Inferior, muestra claramente secuencias generales propias de cortejos transgresivos a regresivos.

Los carbonatos en esta etapa, tienen alguna influencia de aportes de las tierras emergidas, pues se acumularon en ambientes relativamente someros hasta algo profundos (Fms. Jabaco, Consuelo, Damují, Nuevitas), posiblemente en la etapa transgresiva. Los espesores son pequeños (40-150 m). Algunas silicitas presentes, en forma de nódulos y lentes, pueden señalar el enfriamiento temporal de las aguas profundas o la influencia de corrientes frías en la región.

La mayor parte de las secuencias están constituidas por margas, siliciclásticos gruesos hasta finos, conglomerados y brechas de calizas, calizas biodetríticas y calizas biogénicas con foraminíferos bentónicos grandes (Fms. Manuelita parte, Jicotea, Condado, Caunao, Saladito, Marroquí, Camarones, Farallón Grande), (Figs. 8, 12). Los espesores son significativos en los depósitos mezclados (150-500 m), consolidados más posiblemente en ambientes de talud, donde las plataformas eventualmente quedaron expuestas, y eran obliteradas por la erosión; produciéndose una intensa reelaboración de materiales, de variadas composiciones o polimícticos. También, en el Oligoceno temprano aparecen secuencias de este tipo, constituidas por alternancias irregulares de calizas fragmentarias, brecha conglomerados, margas y limolitas, con foraminíferos bentónicos grandes, con espesor de 50-150 m (Fm. Jía), (Fig. 3).

Por ejemplo, en la cuencas Cienfuegos – Trinidad las unidades de este intervalo exhiben idéntica composición a las unidades que ellas sobreyacen, caracterizadas por los materiales clásticos de una amplia variedad litológica derivada de la serie metamórfica del macizo Escambray; que había sido erosionado ya durante el Eoceno medio (Fm. Meyer).

El estudio detallado de la arquitectura de los depósitos de edad Eoceno Superior – Oligoceno Inferior debe revelar rasgos evidentes, que atestigüen la ocurrencia, a lo largo del territorio cubano, de los procesos referidos.

Sistemas Carbonáticos – Turbidíticos (SCT). Oligoceno Superior – Mioceno Inferior, ~ 5 Ma.

Hacia el Oligoceno Superior se produjo una elevación brusca de la temperatura global, conocida como Calentamiento Oligocénico Final – COF (Zachos, 2001). En el registro estratigráfico cubano este evento térmico parece estar reflejado en la presencia de algunas unidades litoestratigráficas fechadas de edad Oligoceno Superior, que pueden alcanzar hasta el límite del Mioceno Inferior.

En la región occidental del territorio cubano se mantienen cuencas sedimentarias activas desde el Eoceno Medio temprano, hasta al menos, el Oligoceno más tardío. En ellas se formaron depósitos de calizas biogénicas-arcillosas predominantes, escasas areniscas calcáreas-arcillosas, raras capas finas de brechas y dolomitas, que contienen foraminíferos bentónicos grandes y también planctónicos escasos (Fm. Manuelita). Estas secuencias se formaron en un ambiente que varió de somero a relativamente profundo (Fig. 8).

Más al este, ocurrió el rellenamiento con secuencias de intercalaciones de margas arenosas, biogénicas, calizas arcillosas,

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en menor cuantía areniscas, conglomerados polimícticos y lutitas, que en parte poseen carácter olistostrómico con brechas y conglomerados gruesos; predominan margas a techo (secuencia general transgresiva). Los espesores son significativos, 300-400 m. Estas secuencias contienen también foraminíferos bentónicos grandes; y su acumulación ocurrió desde un ambiente marino somero al talud (Fm. Guanajay). En otras áreas se consolidaron secuencias de margas y calizas bien estratificadas, con arcilla y limolitas, que cubrieron transgresivamente varias unidades en una distribución geográfica amplia. Esta secuencia general transgresiva tuvo su origen en un ambiente marino de mayor profundidad (Fm. Tinguaro). En zonas más profundas de las cuencas, en este mismo intervalo, se acumulaban sedimentos margosos y arcilloso-calcáreos (Fm. Nazareno, Mbro. La Charca). (Fig. 11).

Hacia el centro sur del territorio emergido cubano se originaron abundantes calizas biogénicas, compactas, con fragmentos de corales, areniscas calcáreas, polimícticas, conglomerados, lutitas, arcillas y margas, con foraminíferos bentónicos grandes (Fm. Las Cuevas). La secuencia varía de 50-250 m de espesor; y su acumulación se produjo en el ambiente somero (Fig. 12).

También en la región central, en la parte norte, se depositaron secuencias en ambientes marinos predominantemente someros. Se acumularon calizas micríticas, porosas, en capas gruesas, calizas arcillosas, detríticas, margas, con finas intercalaciones de margas y raras dolomitas en lentes y escasas arcillas. Ellas contienen abundantes foraminíferos bentónicos grandes y moluscos, fragmentos de rocas volcánicas (Fm. Chambas). Además, se consolidaron secuencias de materiales variados, integrados por margas, con intercalaciones de areniscas polimícticas, limolitas finas, conglomerados y calizas arenoso-detríticas, y arrecifales-coralinas en cuerpos aislados y biohermos. Los organismos marinos bentónicos mencionados, junto a foraminíferos bentónicos grandes, muestran la acumulación en ambiente marino somero (Fm. Jatibonico), (Fig. 4).

Las secuencias de calizas, calcarenitas, margas y arcillas, con estratificación fina, exhiben foraminíferos bentónicos grandes y foraminíferos planctónicos, y espesores muy significativos

(500-600 m); muestran haberse acumulado desde el ambiente somero a uno relativamente profundo, ante una amplia disponibilidad de materiales acarreados (Fm. Tamarindo). Una secuencia poco potente (8 m) de calizas biodetríticas y margas, con foraminíferos bentónicos grandes, se acumuló localmente en ambiente somero (Fm. Pastelillo), (Fig. 9).

Estos depósitos cubrieron una variedad numerosa de unidades preexistentes, mostrando un extenso episodio transgresivo – regresivo, pues en el Mioceno temprano se produjo una nueva transgresión generalizada sobre el territorio cubano, que duró hasta el Mioceno Medio-Superior.

Correlación de sistemas deposicionales y variaciones climáticas.

La comparación entre los sistemas deposicionales originados durante el Paleógeno, según el registro estratigráfico cubano, permite deducir, cinco etapas climáticas o tipos de climas más probables que dominaron en la región (Fig. 13):

E1 - Etapa de clima inestable post-impacto. Secuencias siliciclásticas lutítico-arcillosas, deposición de polvo, cenizas y materia orgánica carbonosa. Posible anoxismo marino y altos niveles de CO

2 atmosférico.

E2 - Etapa de clima cálido y muy húmedo. Secuencias siliciclástico-caóticas. Intensas precipitaciones con alta acidez, acelerada meteorización, erosión profunda, amplia red fluvial, aguas marinas con alta turbidez, baja iluminación, altos nutrientes. Posible desarrollo de la vegetación.

E3 - Etapa de clima cálido húmedo. Secuencias carbonatadas biogénicas. Precipitaciones aun notables. Aguas someras cálidas, oxigenadas y limpias. Alta síntesis y disponibilidad de carbonatos. Desarrollo de macrofauna bentónica marina y de la microfauna. Niveles de CO

2 óptimos para la vida. Extensa

vegetación.

E4 - Etapa de clima templado húmedo. Secuencias siliciclásticas carbonatadas. Regresión marina, extensión de las tierras emergidas. Enfriamiento de las aguas marinas. Disminución de las precipitaciones. Posibles cambios en la vegetación.

E5 - Etapa de clima frío seco. Secuencias carbonatadas siliciclásticas. Transgresión y regresión marina. Enfriamiento de las aguas marinas. Precipitaciones escasas. Bioeventos de extinción y especiación de flora y fauna.

CONCLUSIONES

El registro estratigráfico del Paleógeno cubano posee rasgos composicionales y texturales en la arquitectura de los rellenos de las cuencas sedimentarias de esa edad, que reflejan posiblemente una alta influencia de los cambios climáticos acaecidos, factor, al cual tradicionalmente se le ha restado importancia para este intervalo, en comparación con la actividad tectónica.

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Figura 12. Las unidades litoestratigráficas, del Eoceno tardío al Oligoceno temprano, en la cuenca Cienfuegos-Trinidad exhiben una secuencia general de sedimentos siliciclásticos y detríticos carbonatados mezclados, al parecer de ambientes someros y talud.


BIBLIOGRAFÍALos sistemas turbidíticos que funcionaron en el intervalo del Paleoceno – Eoceno indican haber sido inducidos por un clima global muy cálido y húmedo, donde se produjeron intensas precipitaciones, que su vez, provocaron una acelerada meteorización de las rocas silicatadas, favorables a una rápida erosión e ingentes descargas aluviales en las cuencas marinas.

Los cambios climáticos llevaron a variaciones eustáticas del nivel de los mares, induciendo ciclos transgresivos y regresivos, relativamente frecuentes, que marcaron superficies de discontinuidades, que separan cortejos sedimentarios distintos, representados por secuencias de composición y espesores variables.

La producción de carbonatos biogénicos se produjo cuando las temperaturas globales descendieron, se establecieron condiciones ambientales favorables en las cuencas marinas, en cuanto a oxigenación, iluminación y nutrientes, óptimas para el desarrollo y diversificación de la vida.

Las condiciones climáticas imperantes en cada momento marcaron la acumulación sedimentaria que ocurría en las cuencas marinas; cuyo reflejo está en los tipos litológicos formados (litofacies), los organismos que fosilizaron (biofacies y tafofacies), la geometría y textura de los depósitos sedimentarios, granulometría, composición, ciclicidad, etc. Como resultado de tan variadas interacciones se formaron los diferentes cortejos sedimentarios que pueden ser deducidos.

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Figura 13. La relación entre los sistemas sedimentarios y el clima imperante durante el “Terciario” muestra una evidente coherencia según el registro estratigráfico del territorio cubano. (STI – sistemas turbidíticos iniciales; STD – sistemas turbidíticos desarrollados; STF – sistemas turbidíticos fenecientes; STO – sistemas turbidíticos – olistostrómicos mezclados; SPC – sistemas de plataformas carbonatadas; STC – sistemas turbidíticos – carbonáticos; SCT – sistemas carbonáticos – turbidíticos).


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