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UNIVERSIDAD DE PINAR DEL RÍO
FACULTAD DE GEOLOGÍA Y MECÁNICA DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA
PETROGENESIS Y GEOQUÍMICA DE LAS VULCANITAS MÁFICAS CRETÁCICAS DE LA REGIÓN HABANA – MATANZAS.
Trabajo de diploma presentado en opción al título de ingeniero geólogo
AUTORA: Mako Ronneliah Sitali
TUTORAS: MSc Angélica Isabel Llanes Castro
DraC. Ana Ibis Despaigne Díaz
-Pinar del Río 2012- Año 54 Aniversario del Triunfo de la Revolucion-
II
Quotation: What would life be if we had no courage to attempt anything?
- Vincent van Gogh
Pensamiento: Que seria de la vida si no obtuviéramos el coraje de intentar algo?
- Vincent van Gogh
III
_________________________________________
Presidente del Tribunal
_________________________________________
Secretario
_________________________________________
Vocal
Ciudad y fecha:
IV
DECLARACIÓN DE AUTORIDAD
Declaro que soy autor(a) de este Trabajo de Diploma y que autorizo a la Universidad de
Pinar del Río, a hacer uso del mismo, con la finalidad que estime conveniente.
Firma: Mako Ronneliah Sitali
Mako Ronneliah Sitali autoriza la divulgación del presente trabajo de diploma, se permite su
copia y distribución por cualquier medio siempre que mantenga el reconocimiento de su
autora, no haga uso comercial de las obras y no realice ninguna modificación de ellas.
V
Agradecimientos
A mis padres por dar todo lo mejor de sí por verme culminar estos estudios con resultados
satisfactorios y haber depositado toda su confianza en mí. A mis hermanos Freddy Mulatehi
y Bosswell Sitali, mis hermanas Ophyliah y Kudze, a todas mis familiares que de una forma
u otra me apoyaron para alcanzar mis metas en especial BaSitolile Tawana y Bufelo
Lushetile.
A mis tutoras Msc Angélica Isabel Llanes Castro y la DraC Ana ibis Despaigne Díaz por su
apoyo, dedicación y esfuerzo, que de forma tan gentil y profesional han ofrecido, sin los
cuales este trabajo no hubiese culminado. Mis mejores amigos y amigas, Leonie Simbinde,
Sharon Zambwe, Euphemia, Maite, Miranda, Tendai, Martha, Florence, Violeta, Ruth y Kety.
Al claustro de profesores del departamento de Geología de la Universidad de Pinar del Río
en especial al Dr. José Francisco Lastra , Msc. Orestes Díaz Valdéz, el profesor Jorge
Herrera, la Dra. Esther María Cruz Gámez por su apoyo durante todos estos años y el
profesor Carlos Guanche, por haberme brindado sin condiciones sus conocimientos, y una
preparación adecuada para mi vida profesional y personal, además de otros compañeros del
IGP del Departamento de Mineralogía y Petrología.
A la Revolución Cubana por darme la oportunidad de estudiar y superar mis conocimientos.
A Isaac Tamuku, por su confianza, paciencia y amor dedicados en estos maravillosos años
de mi vida. A mis compatriotas Sebola, Silas, Given y Natasha, a mis amigos y amigas como
Ruth, Miguel, Edilia, Hemantha, Luiz , Alberto, Carlos y a todos mis amigos en general, que
estuvieron conmigo en los buenos y malos momentos de mi vida.A mis compañeros de aula
por haber hecho de estos cinco años un lugar que recordaré con una sonrisa en mis labios
siempre ,Alenia, Yorlenys, Mary, Wilfredo, Emilio, Pavel, Violeta, y Maray etc.Agradezco así
a todas las personas que me han apoyado en este largo camino de mi vida.
Dedicatoria:
Primeramente a Dios por darme esta oportunidad que todos espiran y a mis padres, a los
que debo la vida.
VI
RESUMEN
La presente investigación pretende esclarecer el ambiente geodinámico de formación de las
vulcanitas máficas cretácicas, de las formaciones Margot y Chirino, en los alrededores de la
localidad Campo Florido y Madruga en La Habana, y Mina Margot en Matanzas, a partir del
estudio de aspectos petrográficos y geoquímicos. Un aspecto importante lo constituye
entonces el orden de cristalización de los minerales primarios en las vulcanitas máficas. En
la formación Margot la plagioclasa cristaliza primero que el clinopiroxeno indicando un
ambiente de tipo MORB, mientras que en la formación Chirino el orden es inverso, se forma
primero el clinopiroxeno y después la plagioclasa en un ambiente de suprasubducción.
Desde el punto de vista petrográfico son comunes los basaltos con textura porfídica y afírica
en ambas formaciones El estudio petrográfico hizo posible la determinación del ambiente
tectono-magmático de dichas formaciones. Los basaltos de la formación Margot indican una
tendencia generalmente toleítica formada en un ambiente de cordillera centro oceánica
(MORB) toleitas de arco de isla (IAT), mientras que las lavas de la formación Chirino poseen
una tendencia desde toleítica hasta calco-alcalina y se formaron en un ambiente de
suprasubducción (SSZ). La variación de la composición desde toleítica hasta calco-alcalina
en las lavas de Chirino refleja un proceso de maduración del arco volcánico en el tiempo con
aumento del contenido de K y Na, a diferencia de los basaltos de Margot donde el contenido
de K bajo e indica la tendencia toleítica de las lavas en otro tipo de ambiente (MORB).
VII
ABSTRACT
The aim of this study was to determine the geodynamic setting of mafic volcanic rocks, from
Margot and Chirino formations, in the surroundings of Campo Florido y Madruga localities in
La Habana, and Mina Margot in Matanzas, based on petrographic and geochemical data.
The first approach was to determine pyroxene and plagioclase crystallization order to unravel
the geodynamic setting in which these units were developed. In the Margot formation the
plagioclase crystallizes before the clinopyroxene evidence of a MORB environment while in
the Chirino formation the pyroxene crystallizes before the plagioclase thus indicating a
suprasubduction environment. In both formations, the most common rock texture is
porphyritic and aphyric.In addition to that, the petrography and geochemistry of the basalts
rocks in both units show a tholeitic affinity in the Margot formation and tholeitic to calco-
alkaline in Chirino formation. The variation of the magmatic composition in the Chirino
formation demonstrates the evolution of the volcanic arc in time with an increase in K and Na
content, different from the Margot formation that shows a distinctive scenario with a tholeitic
affinity and low K content in a MORB environment.
VIII
Listados de Tablas
Tabla 3.1. Localización de las muestras estudiadas.
Listados de Figuras Figura.1.1 Mapa de ubicación del área de estudio.
Figura.1.2 Silicita radiolárica del lado este de la Mina Margot.
Figura. 2.1. Columna estratigráfica de la secuencia del arco volcánico cretácico y depósitos
sinorogénicos García et al. (2001).
Figura. 2.2 Columna estratigráfica mostrando las unidades del margen continental del área
de estudio.
Figura.2.3 Sección de tobas de grano fino a medio y tobas litoclásticas (derecha), bien
estratificadas, alteradas a color carmelita. Formación Chirino, entrada al poblado de Canasí,
Matanzas.
Figura.2.4 Mapa geológico generalizado de la región Habana-Matanzas.
Figura.2.5. Bloque de serpentinita en sedimentos de la formación Vía blanca. Suroeste de
escama tectónica de serpentinitas Lomas de Majana, Mayabeque, Habana.
Figura. 3.1 Diagrama de flujo que representa la metodología de investigación.
Figura.3.2 Microscopio óptico,modelo Novel.
Figura.4.1 Comparación del perfil de la litosfera oceánica y los niveles oceánicos de una
ofiolita clásica.
Figura.4.2 Sección idealizada de las ofiolitas de Habana-Matanzas (Llanes et al., 1997).
Figura.4.3 Fenocristales de plagioclasa en una matriz compuesta fundamentalmente por
piroxeno. Muestra MT-1. Nicoles cruzados.
Figura.4.4 Fracción porfídica de cristales de plagioclasa formando parte de la matriz
antecede la formación del clinopiroxeno.
Figura.4.5. Fenocristales de plagioclasa en una matriz compuesta fundamentalmente por
piroxeno. Muestra 1-56-5. Nicoles cruzados.
Figura.4.6. Fenocristales de plagioclasa posteriores al clinopiroxeno. Nicoles cruzados.
Figura.4.7 Fenocristales de piroxeno en una matriz compuesta fundamentalmente por
plagioclasa. Muestra 1-74-2. Nicoles cruzados.
Figura.4.8 Diagrama de flujo del orden de cristalización de la plagioclasa y piroxeno en las
diferentes formaciones estudiadas.
Figura.4. 9 Diagrama de SiO2 – K2O Le Maître et al. (1989).
Figura.4.10 Diagrama de AFM Kuno (1968); Irvine y Baragar (1971).
Figura.4.11 Diagrama de TAS volcánicos Le Maître et al. (1989).
Figura.4.12 Diagrama de P2O5-TiO2-MnO Mullen (1983).
Figura.4.13 Diagrama de MgO-FeO-Al2O3 Pearce et al. (1977).
IX
Figura.4.14 Diagrama de Y-Nb-Zr Meschede (1986).
Figura.4.15 Diagrama de diagrama Zr (ppm) vs Ti (ppm) de Pearce (1973).
Figura.4.16 Diagrama Zr/Yb vs Nb/Yb y B) Diagrama Th/Yb vs Nb/Yb para las rocas
basálticas de Téneme y Quibiján (Modificado de Proenza ,2003).
Figura.4.17 Diagrama de distribución de los elementos trazas (LILE, HFSE y ETR) respecto
a MORB-N.
Figura. 4.18 Diagrama de distribución de los contenidos de elementos de Tierras Raras
respecto a MORB-N en basaltos de las formaciones Chirino y Margot.
Figura.5.1. Diagrama de variación TiO2-Zr de (Wilson, 1989).
Figura. 5.2 Diagrama CaO vs ∑ Álcalis (%) (Crawford, 1988), mostrando el campo de las
boninitas de alto Ca.
Figura. 5.3 Diagrama de discriminación de ambiente tectónico Beccaluva et al. (1979) para
rocas volcánicas máficas.
Figura.5.4 Modelo de ambiente geodinámico donde se desarrollaron las formaciones Margot
y Chirino (Wilson, 1989).
Figura.5.5 Línea del tiempo de los principales eventos del Caribe (García et al., 2001).
Listados de Anexos Anexo 1. Óxidos mayores formadores de las rocas volcánicas (basaltos).
Anexo 2. Concentración de los elementos traza (ppm).
Anexo 3. Concentración de los elementos de tierras raras (ppm).
Anexo 4. Resultados de análisis químico de los elementos mayores de la península de
Nicoya (Costa Rica).
Anexo 5. Resultados de análisis químico de los elementos traza de la península de Nicoya
(Costa Rica).
Anexo 6. Petrografía de los basaltos de las formaciones de Margot y Chirino.
Anexo 7.Abreviaturas utilizadas en el texto.
X
Indice
Introducción...................................................................................................... 1
Capitulo 1 Geografίa física y economía del área de estudio ........................ 3
1.1 Características físico-geográficas y económicas de la región ........................................ 3
1.1.1 Ubicación geográfica ................................................................................................ 3
1.1.2. Relieve..................................................................................................................... 3
1.1.3 Hidrografía ............................................................................................................... 4
1.1.4. Clima ....................................................................................................................... 4
1.1.5 Vegetación................................................................................................................ 5
1.1.6 Economía.................................................................................................................. 5
1.1.7 Transporte................................................................................................................. 6
1.2 Antecedentes del tema ................................................................................................. 6
Capitulo 2. Características geológicas del àrea de estudio.......................... 8
2.1 Geología regional......................................................................................................... 8
2.2 Estratigrafía ................................................................................................................. 9
2.3 Tectónica ....................................................................................................................25
2.4 Magmatismo ...............................................................................................................28
Capítulo 3. Metodología de investigación ....................................................32
3.1 Revisión bibliográfica y recopilación de materiales primarias .....................................33
3.2 Análisis petrográfico...................................................................................................33
3.2.1 Criterios petrogenéticos indicadores del ambiente geodinámico ...............................36
3.2.2 Caracterización petroquímica y análisis químico de elementos mayores y trazas de
roca total...........................................................................................................................36
Capítulo 4 Petrología y geoquímica de las vulcanitas máficas..................38
4.1. Breve esbozo sobre las ofiolitas de Habana-Matanzas ................................................38
4.2 Petrografía de las vulcanitas........................................................................................40
4.2.1 Criterios petrogenéticos de discriminación de ambiente geodinámico de las
formaciones Margot y Chirino. .........................................................................................40
4.3 Caracterización petroquímica......................................................................................44
4.3.1 Series magmáticas....................................................................................................45
4.3.2 Geoquimica de elementos mayores y traza ...............................................................47
Capitulo 5 Ambientes geodinámico de acumulación de basaltos de las formaciones Margot y Chirino.......................................................................55
XI
5.1 Generalidades de las formaciones ...............................................................................55
5.2 Ambiente Geodinámico ..............................................................................................56
Conclusiones ....................................................................................................................63
Recomendaciones .............................................................................................................64
Referencias bibliográficas.................................................................................................65
Anexos .............................................................................................................................69
1
Introducción
En la región de Habana-Matanzas (Cuba occidental) afloran rocas volcánicas máficas cretácicas
con diversa afinidad geodinámica, imbricadas tectónicamente, desde toleitas de arco, pobres en
Ti y con afinidad boninítica, toleitas transicionales IAT-MORB con una componente intraplaca,
hasta toleitas tipo MORB enriquecido. Lo que complica la distinción entre las vulcanitas del arco
volcánico y los efusivos de las ofiolitas. En La Habana, todas las vulcanitas máficas se tratan
dentro de formación Chirino, en Matanzas, las vulcanitas se separan en las formaciones Chirino
y Margot. La afinidad ofiolítica de esta última fue dada a conocer por Fonseca et al. (1984), quien
también advirtió que en la región de Campo Florido en La Habana, vulcanitas de afinidad
ofiolíticas yacen entre las rocas de la formación Chirino. Más tarde, Llanes et al. (2001) y García
et al. (2001) proponen que en Matanzas, en el área de la Mina América, afloran basaltos y
diabasas de afinidad ofiolítica (ofiolitas de ZSS) y en el área de Mina Margot tienen lugar
basaltos transicionales IAT-MORB con una componente intraplaca, hasta toleitas tipo MORB
enriquecido.
Kerr et al. (1999) proponen que los basaltos de la formación Margot parecen similares a las rocas
de plató oceánico Caribeño (90 Ma), pero igualmente ellos pudieran también representar parte
de la corteza oceánica protocaribeña. Sin embargo, aún no está claro.No obstante a los estudios
petrológicos y geoquímicos realizados, aún se mantienen aspectos polémicos sobre la tendencia
dominante de los efusivos máficos en Campo Florido, si pueden constituir remanentes de un arco
primitivo, pues aparecen conjuntamente en relación no clara con boninitas, o si más bien se
relacionan con el estadío embrionario de una cuenca de retroarco. De similar forma, la
proveniencia de los basaltos de la formación se mantiene en debate. Por todo lo anterior, son
necesarias más investigaciones que contribuyan a discriminar, cada vez con más datos
petroquímicos, las diferentes tendencias petrogenéticas que representan las vulcanitas máficas
de la región de estudio. Las abreviaturas utilizadas en este documento se encuentran referidas al
final del documento en anexo 7.
2
Diseño teórico de la investigación:
Problema
Son necesarios más estudios petrólogo-geoquímicos de las vulcanitas máficas cretácicas en la
región Habana-Matanzas, cuyas particularidades geoquímicas indican diversidad de ambiente
geodinámico y sin embargo aparecen incluidas en una misma formación geológica.
Objeto de estudio Las vulcanitas máficas cretácicas de la región de Habana-Matanzas.
Objetivo general
Correlacionar las afinidades magmáticas de basaltos cuyo ambiente tectono-magmático aún constituye
un aspecto polémico en la geología de la región de Habana-Matanzas.
Objetivo específicos
1. Definición de criterios petrogenéticos para ambiente tectono-magmático
2. Composición de las lavas atendiendo a la geoquímica aplicada a los elementos mayores y
trazas.
3. Propuesta de ambiente geodinámico de formación de las vulcanitas.
Hipótesis Si se estudia con más detalle la petrología y geoquímica de las vulcanitas máficas mediante el
reconocimiento de su yacencia geológica y relaciones estructurales con las formaciones
geológicas circundantes, análisis petrográfico para identificar rasgos petrogenéticos y
geoquímica de elementos mayores y trazas, será posible contribuir al esclarecimiento del tipo o
diversidad de ambiente tectono-magmático de formación de estas vulcanitas.
3
Capitulo 1 Geografίa física y economía del área de estudio
1.1 Características físico-geográficas y económicas de la región
1.1.1 Ubicación geográfica
EL área de estudio está situada en su totalidad en la región occidental de Cuba (Figura 1.1) en
las coordenadas: Xmax = 435700, Ymax= 365940, Xmin= 364900, Ymin =364912.
1.1.2. Relieve
El relieve de Cuba está condicionado por su posición en el arco insular de las Antillas en la zona
de interacción de las placas de América del Norte y del Caribe, por su ubicación en el borde
septentrional de la zona de los bosques tropicales periódicamente húmedos y por la influencia
de las oscilaciones paleoclimáticos del Cuaternario. Ello determina la heterogeneidad, la
complejidad, el carácter y el desarrollo de sus elementos morfoestructurales (Simeon, 1989). En
la región Habana-Matanzas, las cadenas de alturas pequeñas y llanuras desarrolladas en el
basamento plegado con frecuencia se relaciona con mantos y escamas verticalizados y cuñas
tectónicas inactivas. En cuanto a las características morfoestructurales la zona de estudio
presenta horst simple y bloques en plegamiento monoclinal, horst escalones y sistema de
bloques en monoclinales seudo-periclinales y sinclinales. Los procesos exógenos recientes que
se manifiestan son carso-denutivo y erosivo-cársico. De acuerdo con la composición litológica
de los terrenos, su estructura geológica, así como las formas del relieve predominante y su
génesis, se ha considerado la subdivisión del territorio en seis tipos de regiones
geomorfológicas, cuyos relieves tienen una gran similitud, es evidente, que esta regionalización
Figura.1.1 Mapa de ubicación del área de estudio
4
constituye una simplificación del problema, como se podrá ver más adelante, pero como primera
tentativa y en espera de trabajos más detallados. Las regiones geomorfológicas independizadas
son las siguientes:
- Llanura costera septentrional
- Llanura cársicas
- Elevaciones septentrionales
- Elevaciones cársicas
- Elevaciones centrales
1.1.3 Hidrografía
Como ya se conoce el agua es un recurso natural que tiene extraordinaria significación para el
desarrollo de cualquier país. Sin embargo, este recurso aunque renovable es escaso, ya que
sus condiciones naturales, de formación y distribución no siempre resultan homogéneas ni en
tiempo ni en espacio, así como es demandado en cantidades cada día más crecientes, para el
desarrollo de la industria, agricultura y los núcleos urbanos. La precipitación anual y el relieve
abrupto de los sistemas montañosas dan lugar a un desarrollo apreciable de la red fluvial
excepto en las áreas de relieve cársico, donde su densidad es menor debido a la infiltración de
las aguas. En zonas llanas, con menor precipitación y relieve menos abruptos, los valores de la
densidad de drenaje disminuyen, principalmente en los territorios de carso semi-desnudo como
las llanuras de La Habana-Matanzas y de modo general la red fluvial de la región es bastante
desarrollada (Simeon, 1989).
1.1.4. Clima
El clima de la isla de Cuba es subtropical durante todo el año, temperaturas medias de 25 ºC, y
unos 300 días de sol al año. La costa oriental es más calurosa que la occidental. Es una isla
muy húmeda (el porcentaje de humedad oscila entre el 75% y el 95%).La temporada de lluvias
abarca de Mayo a Octubre, y es especialmente fuerte en los meses de Septiembre y Octubre.
La estación seca, de Enero a Abril, es la más fresca en cuanto a temperaturas. En el otoño (de
Agosto a Noviembre) a veces se producen huracanes y fuertes tormentas tropicales, que ponen
al país en estado de alerta. El clima de la región tiene las mismas características del resto de
Cuba, es decir, existen dos épocas; la época seca (Noviembre-Abril) y la época de lluvias
(Mayo-Octubre), con una precipitación media anual entre los 1200-1600 mm .La región se
caracteriza por un clima tropical, debido a la influencia del estrecho de Florida y los mares, lo
5
que hace que goce de un clima oceánico originado por corrientes marinas cálidas. Esto
condiciona que los veranos sean más acentuados que los inviernos. En el tiempo de sequía,
que prevalece desde noviembre hasta abril, la humedad relativa oscila entre los 59% al 70%.
Durante las estaciones lluviosas, de mayo a octubre, el promedio de humedad es de 80%
aproximadamente: con lo que se puede decir que en el área de estudios tenemos los veranos e
inviernos húmedos (Simeon, 1989).
1.1.5 Vegetación
Los suelos y la vegetación se pueden simplificar estableciendo una relación de distribución con
el relieve y las características litológicas de las distintas secuencias que se desarrollan en la
región. La vegetación es natural, con bosques tropicales necrófilos submontañosos siempre
verde y otra zona con vegetación de matorrales y comunidades herbáceas secundarias.
(Simeon, 1989).
1.1.6 Economía
La región económica Habana-Matanzas posee una alta concentración de la población y alto
desarrollo de la agricultura, con ciudades y centros industriales de primera importancia. Su
núcleo regional fundamental, La Habana, es un centro del sistema de ejes geográfico-
económicos más grandes del país, el cual concentra los más altos niveles de asimilación
económica. La economía presente en esta zona se basa en la materia prima de grandes
yacimientos de arcillas para ladrillos, yeso y anhidrita, y algunos de arena cuarcífera. Mientras
que para la zona de Matanzas el turismo, la pesca y el petróleo cobran mayor importancia,
también la economía industrial y agraria. La Habana se encuentra dentro de los productores de
cemento y otros materiales de construcción, carburo y acetileno, cables eléctricos y telefónicos,
vidrio, pinturas, bebidas y licores, textiles, confecciones, tabaco, cítricos. En la región de estudio
se encuentran la Bahía de La Habana y la de Matanzas, ambas de gran importancia en el
comercio, tanto nacional como internacional. Destacando un poco sobre el turismo, Cuba se
destaca por tener abundantes y variados recursos turísticos. Dentro de los recursos naturales
sobresalen su cálido clima y sus magnificas playas, entre las que se destaca Varadero
(Matanzas). También posee otros significativos valores como son: arrecifes coralinos, aguas
minero-medicinales, cuevas, pintorescos paisajes y zonas de caza y pesca deportiva. Entre los
centros histórico-culturales de interés turístico se encuentran sus valiosos museos y
6
monumentos, sitios históricos y arqueológicos, en especial el conjunto arquitectónico de La
Habana Vieja, además de su música y tradiciones culturales (Simeon, 1989).
1.1.7 Transporte
La Habana ofrece servicio internacional y provincial que se realiza a través de las metas que
vinculan todas las provincias entre sí. Su principal centro de emisión y recepción de pasajeros lo
constituye la ciudad de La Habana. Sus transportaciones alcanzaron en el año 1985, un
volumen de 17.4 millones de pasajeros (Simeon, 1989).
1.2 Antecedentes del tema
Piotrowska et al. (1981) describieron en la provincia de Matanzas dos formaciones volcánicas
atribuidas al arco cretácico: Margot y Chirino; en La Habana, describen la formación Chirino. En
Matanzas, toleitas oceánicas fueron incluidas por Albear e Iturralde-Vinent (1985) en la base de
la formación Chirino, pero anteriormente se habían distinguido como formación Margot (Ducloz,
1960; Piotrowski y Myczynski, 1986). Esta aflora como un inmenso bloque entre serpentinitas
brechosas en la Mina Margot y otras localidades del Valle de Yumurí (Piotrowski y Myczynski,
1986). Fonseca et al.(1989) plantean que en la provincia de La Habana todas las rocas efusivas
del Cretácico Inferior aparecen, de forma no diferenciada, incluidas dentro de la formación
Chirino, mezclándose los efusivos ofiolíticos con los del arco volcánico. Estos autores
contemplan en la formación Margot la presencia de basaltos toleíticos con textura afírica, y
basaltos porfídicos, con transiciones a diabasas, ambos con estructura de almohadillas, y
además calizas y silicitas. También definen la afinidad ofiolítica de estos basaltos,
considerándolos como exponentes del nivel superior de las ofiolitas. Sobre la edad de la
formación Margot se tienen algunas dataciones paleontológicas, habiéndosele asignado la edad
Albiano Superior-Cenomaniano (Piotrowski y Myczynski, 1986), Aptiano-Albiano (Fonseca et al.,
1989), Aptiano-Cenomaniano (Llanes et al., 2001) y Cenomaniano-Turoniano (Pszczółkowski,
2002).
Kerr et al. (1999) proponen que los basaltos de la formación Margot parecen similares a las
rocas del plató oceánico Caribeño (90 Ma), y señalan que igualmente ellos pudieran también
representar parte de la corteza oceánica proto-Caribeña. Más tarde, Llanes et al. (2001)
caracterizaron rocas con afinidad ofiolítica pertenecientes a la formación Margot y en otros
casos formando parte de la formación Chirino. De acuerdo a las características petrólogo-
geoquímicas de las mismas se separaron dos tipos fundamentales de efusivos ofiolíticos:
7
transicionales entre IAT (Toleitas de Arco de Isla) y MORB (Middle Oceanic Ridge Basalts) y
transicionales entre MORBN (MORB normal) y MORBE (MORB enriquecido). Pszczólkowski
(2002), estudia el componente calcáreo y silíceo de la parte superior de la formación Margot en
afloramiento del lado este de la Mina Margot y reporta foraminíferos planctónicos,
fundamentalmente, del Cenomaniano-Turoniano, en biomicritas foraminíferas, biomicritas
radiolario-foraminíferas silicificadas y silicitas radioláricas (Figura.1.2.)
Se han descrito las boninitas en el área de estudio como parte de las rocas básicas que
aparecen como bloques tectónicos no metamorfizados entre las ofiolitas septentrionales
(Fonseca et al., 1989; Kerr et al., 1999). Lo cierto es que no existen datos concretos para
estimar su edad, ni se conoce de la existencia de bloques aislados de rocas con este tipo de
magmatismo boninítico que represente los restos de un antiguo arco volcánico, como sugieren
algunos (Kerr et al., 1999), por lo que aún se mantienen aspectos inconclusos acerca del
ambiente tectónico donde se originaron estas boninitas.
Figura.1.2 Silicita radiolárica del
lado este de la Mina Margot
8
Capitulo 2. Características geológicas del àrea de estudio
2.1 Geología regional
En Cuba se pueden reconocer dos niveles estructurales: el sustrato plegado y el neoautóctono.
Iturralde-Vinent (1996). El sustrato plegado tiene una complicada estructura interna y
comprende los complejos litológicos desarrollados o depositados durante las etapas
preorogénica y orogénica de la evolución geológica cubana. El neoautóctono o neoplataforma
está constituido por los complejos de la etapa postorogénica, los cuales cubren
discordantemente al primero con una yacencia generalmente suave. El sustrato plegado en la
región Habana-Matanzas está constituido por el arco volcánico cretácico, el complejo ofiolítico,
el paleomargen continental de las Bahamas, la plataforma, el complejo orogénico de la primera
fase tectónica y las cuencas superpuestas (cuencas pasivas transportadas y cuencas frontales
de colisión) de la segunda fase. En el territorio que ocupan estas provincias se manifiestan
bloques levantados y braquipliegues de diferentes órdenes, generados durante la etapa
neoplatafórmica o postorogénica del desarrollo geológico que comenzó aquí a partir del Eoceno
Inferior parte alta, época durante la cual se depositó una cobertura carbonatada. En los núcleos
de tales estructuras se exponen diferentes componentes de los complejos preorogénicos y
orogénicos, muchas veces formando escamas tectónicas imbricadas (Albear e Iturralde Vinent,
1985; Piotrowski y Myczynski, 1986). Al inicio de la etapa orogénica a fines del Cretácico
Superior, luego de la extinción del arco volcánico en el Campaniano Inferior, las vulcanitas y las
ofiolitas fueron deformadas conjuntamente e imbricadas en escamas tectónicas. En sentido
general, las vulcanitas fueron volcadas sobre las ofiolitas durante esta primera fase tectónica de
la etapa orogénica. Sobre esos dos complejos yuxtapuestos tectónicamente, aún durante el
transcurso de las deformaciones, se depositó un complejo orogénico del Campaniano Superior-
Maastrichtiano (Piotrowski y Myczynski, 1986; Iturralde-Vinent, 1990). Esto dio lugar a la
consolidación de una paleoestructura oceánica meridional. Lo anterior se ilustra en el perfil
estratigráfico de la figura.2.1. Sobre esta última se depositó el complejo de las cuencas pasivas
transportadas entre el Paleoceno Inferior y el Eoceno Inferior.
9
2.2 Estratigrafía
La región Habana-Matanzas debido a la considerable complejidad tectónica que manifiesta,
presenta a su vez una gran variedad facial y de tipos litológicos, que han traído como
consecuencia la diferenciación de numerosas unidades litoestratigráficas de diferentes
categorías: grupos, formaciones y miembros (Figura 2.4).. Como componentes del cinturón
plegado cubano se pueden cartografiar los complejos preorogénicos (plataforma, margen
continental, arco volcánico, ofiolitas), depósitos sinorogénicos y las cuencas superpuestas (La
información de estratigrafía es tomada del Léxico estratigràfico de Cuba, 1994 y García et al.,
2001).
Rocas pertenecientes a la plataforma continental
La plataforma aflora como pequeños bloques en las regiones limítrofes entre las provincias
Habana y Matanzas y está representada por la unidad de brechas yesíferas Punta Alegre.
Figura. 2.1. Columna estratigráfica de la secuencia del
arco volcánico cretácico y depósitos sinorogénicos (García
et al., 2001)
10
Zona Cayo Coco
Formación Punta Alegre (J1-2 pta)
Autor: Truitt P y Pardo G., 1953, 1975
Holoestratotipo: Intervalo de 14 -1208 m del pozo Collazo 1, perforado en el poblado de Punta
Alegre, al norte de la provincia de Ciego de Ávila. Distribución: En la región de Habana-Matanzas aflora a unos tres km del pueblo de Corral
Nuevo, Cantera San Adrián que constituye el afloramiento mayor y antigua localidad tipo de la
formacion San Adrián (Ducloz, 1960) actualmente en sinonimia con la formación Punta Alegre. El
cuerpo aflorado aquí no sobrepasa los 3 km. de longitud, además aflora como cuerpos de forma
lenticular cerca del poblado de Canasí y en un camino situado al sur de la Vía Blanca por el
terraplén entre El Desquite y San Juan Bautista, provincias de La Habana y Matanzas.
Composición litológica: Brechas de matriz yesífera, yeso puro, en forma de lentes alargados.
(Piotrowska et al., 1981) como fragmentos pertenecientes originalmente a la secuencia
evaporítica se encuentran en la brecha: areniscas y limolitas, calizas micríticas, calizas
dolomitizadas y margas. Este autor considera que los bloques mayores constituyen bloques
exóticos que fueron arrastrados conjuntamente con las evaporitas durante su emplazamiento.
Entre estos bloques se encuentran calizas de color carmelita claro y serpentinitas, así como
bloques de mármoles, gneis y esquistos grafíticos.
Relaciones estratigráficas: Su subyacente se desconoce, todas sus relaciones en esta área al
parecer son tectónicas.
Asociación fosilífera: Incertae sedis: Favreina s. l.; Polen y esporas: Chenopodites,
Echinatisporis, Histrichospheridium, Magnoliaceae, Monoletes, Myricaceae, Polipodiaceae,
Tricolpopollenites.
Edad: Por comparación con las sales Louann (Costa del Golfo) con fauna y flora fósiles
similares, se considera Jurásico Inferior- Medio.
Espesor: Aproximadamente 2000 m.
Rocas del Margen Continental:
En el área de estudio dentro de la región de Habana-Matanzas han sido cortados por pozos de
petróleo, sedimentos de la zona, pertenecientes al margen continental de las Bahamas, las que
se prolongan hacia la región de Cuba central formando franjas alargadas constituidas por
grandes escamas y sobrecorrimientos imbricados con depósitos caóticos del Paleógeno
(Figura.2.2). A continuación se describen las principales formaciones geológicas, cortadas por
las perforaciones profundas.
11
Figura. 2.2 Columna estratigráfica mostrando las unidades del marge
continental del área de estudio (Garcia et al., 2001)
12
La Zona Placetas Formacion Constancia (cnt)
Autor: Truitt, P y Pardo, G 1953
Holoestratotipo: Se localiza al norte de Lomas de Sierra Morena, a unos 15 km al noroeste del
pueblo de Rancho Veloz y a unos 10 km al norte de la carretera Rancho Veloz-Sierra Morena,
provincia de Villa Clara. En el corte está cubierta por la formación Veloz.
Distribución geográfica: Se desarrolla en la parte noreste de la provincia de Matanzas, en las
cercanías de Sierra Morena.
Composición litológica: Está compuesta principalmente por areniscas calcáreas, calizas
arenosas y calizas. Las areniscas calcáreas tienen una coloración gris hasta gris amarillenta
cuando se encuentran muy meteorizadas. Hay poca diferencia entre las calizas arenosas y las
areniscas microscópicamente. Localmente pueden aparecer afloramientos de brechas de
clastos pequeños, casi monogénicas que pasan a areniscas de grano grueso, de coloración gris
verdoso hasta color pardo.
Relaciones estratigráficas: Su límite inferior se desconoce, transiciona gradualmente a la
sobreyacente formación Veloz.
Asociación fosilífera: Foraminíferos: Robulus sp.Calpionélidos: Calpionella sp., Remaniella sp.,
Tintinnopsella sp.Nanoplancton, Nannoconus spp.Ammonites: Vinalesites Sierra de los Organos
etc.
Edad: Jurásico Superior (Tithoniano)-Cretácico Inferior (Berriasiano).
Espesor: Variable, aproximadamente 100 m.
Formación Veloz (vz)
Autor: Hatten, 1958
Lectoestratotipo: Perfil en la ladera norte de Sierra Morena, a unos 3.5 km al noroeste del
pueblo Rancho Veloz.
Distribución geográfica: Tiene una amplia distribución en el noreste de la provincia de Matanzas,
Villa Clara, Sancti Spiritus y Camagüey.
Composición litológica: Está constituida por calizas micríticas de color gris oscuro hasta casi
negro con tonos azules, gris claro, gris beige, gris con tonos en marrón hasta amarillentas. Con
el intemperismo pueden tomar una coloración ocre, gris anaranjado hasta marrón. Se presentan
en forma de estratos finos y en forma de estratos medios muy raras veces gruesos, pueden
observarse en ocasiones intercalaciones de margas de color gris y gris amarillento. La
estratificación es una característica predominante para estas secuencias, así como la presencia
de finas vetillas de calcita que con el intemperismo forman una cierta estructura reticular en la
superficie de los estratos, esta superficie generalmente es áspera al tacto. En algunas calizas es
13
posible apreciar cierto grado de dolomitización. Ocasionales intercalaciones de capas finas,
nódulos y lentes de perdenales de coloración gris, gris oscuro hasta negro o gris marrón.
Relaciones estratigráficas: Yace concordantemerte sobre la formación Constancia. Se cubre
discordantemente por las formaciones Amaro, Arabos, Carmita. Guevara, Peñón, Santa
Teresa, y Tinguaro, el miembro Cárdenas de la formación Bellamar y la unidad informal
Olistostroma Vega Alta.
Asociación fosilífera: Foraminiferos: Hedbergella sp., Globigerinelloides sp., Calpionelidos:
Calpionella alpina, Calpionellopsis oblonga., C. simplex., etc. Edad: Jurásico Superior (Tithoniano)- Cretácico Inferior (Barremiano).
Espesor: Entre 600-800 m.
Formación Santa Teresa (st) Autor: Wassall, H y Pardo, G.1953
Holoestratotipo: Corte situado a 0.5 km al noreste del pueblo de Amaro, provincia de Villa Clara.
Distribución: Se desarrolla en forma de fajas muy plegadas y dislocadas en la parte noreste de
Matanzas, Villa Clara y Camagüey.
Composición litológica: Está compuesta por silicitas cuarzo-calcedónicas radioláricas, lutitas
silíceas, arcillas, limolitas, calizas y margas. Presentan una coloración que va desde el color
carmelita, gris carmelitoso, gris negruzco, gris verdoso, pigmentados por su contenido de
hidróxido de hierro. Generalmente son compactas, bandeadas, en ocasiones porosas. Por lo
general estas silicitas presentan impregnaciones de óxido de manganeso en las grietas de los
estratos.Las silicitas pueden intercalarse con finas capas de arcillas bentoniticas, lutitas,
margas, limolitas y areniscas.
Relaciones estratigráficas: En nuestra región yace concordantemente sobre la formación Veloz
y se cubre concordantemente por las formaciones Carmita y transgresivamente por las
formaciones Amaro, Arabos, Olistostroma Vega Alta.
Asociación fosilífera: Foraminíferos: Clavihedbergella simplex, Globigerinelloides sp.,
Hedbergella trocoidea, Praeglobotruncana cf. P. delrioensis, P. stephani, Rotalipora
appenninica, R. reicheli, R. cf. R. cushmani, Schackoina cenomana, Ticinella sp.; Radiolarios:
Crucella plana, Dictyomitra lilyae, Lithocampe elegantissima.
Edad: Cretácico Inferior (Aptiano)-Cretácico Superior (Cenomaniano)
Espesor: Entre 40-200 m.
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Formación Carmita (cr) Autor: Truitt, P y Pardo, G. 1953
Holoestratotipo: Corte en el lado oriental del camino al central Luis Arcos Vergnes-Crucero
Carmita en la localidad de Fuste en la ladera sur de las lomas de Santa Fe - 2.5 km al sureste
del central Luis Arcos Bergnes, provincia de Villa Clara en forma de franjas alargadas y
estrechas en las provincias de Matanzas, Pinar del Río, Villa Clara, Sancti Spiritus y Camagüey.
Composición litológica: Comprende una intercalación irregular de calizas y silicitas, en algunos
lugares. Ambas variedades se pueden intercalar con limolitas, areniscas calcáreas, calizas
arenosas, margas y lutitas. Las calizas pueden ser microgranulares, de color gris, gris
blancuzco, gris cremoso y beige. Presentándose en capas delgadas con abundantes radiolarios
recristalizados, a menudo pueden intercalarse calizas silíceas y detríticas de color blanco a
crema claro y en menor grado crema oscuro a rojo ladrillo. Es frecuente la presencia de
formaciones dendríticas en la superficie de las calizas. Las calizas de la formación se alternan
de manera irregular con paquetes de silicitas en estratos delgados que a su vez se intercalan
por arcillas bentoniticas en estratos con un espesor entre 0.5-5.0 cm. Las silicitas son
semejantes a las de la formación Santa Teresa, los paquetes silicíticos pueden tener un espesor
que varía entre algunos metros hasta 20-30 m. En algunas localidades las silicitas pueden estar
enriquecidas por hidróxido de manganeso en forma de costras, vetillas, segregaciones y en
ocasiones capitas finas. En general existe un predominio de las calizas y arcillas
microgranulares irregularmente silicitizadas, pueden incluir nódulos o lentes de pedernal de
variada coloración.
Relaciones estratigráficas: Yace concordantemente sobre la formación Santa Teresa y
transgresivamente sobre la formación Veloz. Está cubierta discordantemente por las
formaciones Amaro, Arabos y Guevara.
Asociación fosilífera: Foraminíferos: Archaeglobigerina cf. A. cretacea, G. ex. gr. linneiana,
Hedbergella washitensis, Rotalipora evoluta, R. appenninica, Rugoglobigerina sp. Schackoina
cenomana, S. multispinata,
Edad: Cretácico Superior (Cenomaniano-Santoniano).
Espesor: Entre 40-200 m.
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Rocas del arco volcánico cretácico:
En el área de estudio, las rocas del arco volcánico se han cartografiado como las
formaciones Chirino (K1-2 ap-cm) y La Trampa (K2 cm-t). Vulcanitas de la formación Chirino Autor: Ducloz, 1960.
Distribución: Se desarrolla en las regiones de Martín Mesa (La Habana), Campo Florido (Ciudad
de La Habana), Valle de Yumurí, Cidra, San Miguel de los Baños, Coliseo, Carlos Rojas y
Angelita (Matanzas).
Área tipo: Al Sur de la localidad Puerto Escondido, entre los caseríos de Figuraueras y La
Campana, provincia de Matanzas.
Litología diagnóstico: Tobas medias y básicas, litoclásticas a vitroclásticas, como se muestra en
la figura 2.3, con lavas en forma de sills y diques de andesitas y andesito- basaltos, calizas,
areniscas, limolitas, pedernales y tufitas. Estos depósitos están muy tectonizados y se
presentan en forma de escamas tectónicas independientes o incluidos dentro de las
serpentinitas.
Relaciones estratigráficas: Está cubierta discordantemente por las formaciones Caobas, Colón
(parte indiferenciada y su Mbro. Coliseo), Jaruco, La Trampa, Nazareno, Paso Real, Peñón,
Perla y Vía Blanca. La subyacen con carácter tectónico, los depósitos del grupo Martín Mesa.
Correlación: Es correlacionable con las formaciones Mataguá, Cabaiguán y Guáimaro. Es un
equivalente temporal de las formaciones Encrucijada, en la sub-zona Bahía Honda y Santa
Teresa, en la sub-zona el Rosario.
Fósiles índices: Foraminíferos: Hedbergella sp.; Praeglobotruncana delrioensis, Heterohelix sp.,
Pseudotextularia sp., Calcispherúlidos: Pithonella perlonga, Pithonella ovalis, P. trejoi, Incertae
Sedis: Stomiosphaera sphaerica; radiolarios recristalizados.
Observaciones: Esta unidad debe de subdividirse en la provincia de La Habana, ya que en ella
están incluidos en esta región los efusivos ofiolíticos, correlacionables con los de las
formaciones Encrucijada y Margot.
Edad: K1ap-K2
cm
Espesor: Mayor de 1000 m.
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Formación La Trampa (lt) Autor: Brönnimann y Rigassi, 1963
Lectoestratotipo: Corte a 1,5 km al oeste del poblado de Arango, en Loma Castilla, provincia
de Ciudad de La Habana.
Distribución: Se desarrolla en las provincias de Ciudad de La Habana y La Habana.
Litología diagnóstico: Tobas litovitrocristalinas y vitrocristalinas andesito-basálticas, lavas de
composición andesítica, andesito-dacita, dacítica, andesítica y riolítica, conglomerados,
areniscas tobáceas de grano grueso y argilitas. La lava andesito-dacítica de la ladera sur de
Loma Castilla, con matriz cristalina, dominada por microlitos, listoncillos y cristalitos de
plagioclasa hace pensar sobre un origen subvolcánico o de cúpula extrusiva, aunque hay
vidrio.La toba vitrocristalina de grano medio, observada en la base de Loma Castilla es
parecida en composición y textura a la toba del perfil Figuraueras-La Campana. Estas
localidades requieren de futuros trabajos para su posible subdivisión estratigráfica.
Relaciones estratigráficas: Yace discordantemente sobre la formación Chirino. Está cubierta
discordantemente por la formación Vía Blanca y la formación Universidad.
Asociación fosilífera: Foraminíferos: Clavihedbergella subdigitata, Globigerinelloides cf. G.
escheri, Globotruncana sp., Rotalipora sp.; Radiolarios. Edad: Cretácico Superior (Cenomaniano- Turoniano).
Espesor: Oscila entre 200 - 300 m.
Figura.2.3 Sección de tobas de grano fino a medio y tobas litoclásticas (derecha), bien
estratificadas, alteradas a color carmelita. Formación Chirino, entrada al poblado de
Canasí, Matanzas
17
Figura.2.4 Mapa geológico generalizado de la región Habana-Matanzas. Se muestran las formaciones
asociadas al complejo ofiolítico y el arco volcánico cretácico así como la ubicación de las muestras
estudiadas (Llanes et al., 1997)
I-74-2
18
Rocas del nivel efusivo-sedimentario del Complejo Ofiolítico:
Fonseca et al. (1989) contempló en la formación Margot la presencia de basaltos toleíticos con
textura afírica y basaltos porfíricos con transiciones a diabasas, ambos con estructura de
almohadillas, y además calizas y silicitas. También define la afinidad ofiolítica de estos basaltos,
considerándolos como exponentes del nivel superior efusivo-sedimentario de las ofiolitas. Sobre
la edad de la formación Margot se tienen algunas dataciones paleontológicas, habiéndosele
asignado la edad Albiano Superior-Cenomaniano por Piotrowski y Myczynski (1986), más tarde
se determinó Aptiano-Albiano por Fonseca et al. (1989). Durante los trabajos de Llanes et al
(2001) fueron muestreadas en la formación Margot diferentes rocas que corresponden a la
cobertura sedimentaria de los efusivos ofiolíticos: silicitas carmelito-rojizas, rocas silíceo-
carbonática verdes, lutitas, silicitas algo cloritizadas, gris oscuras con impregnaciones de óxidos
de hierro, y caliza recristalizada grisácea, determinándose en lutitas la edad K1ap-al (?) a partir
de globigerinelloides sp, Ticinella sp (ef. roberti), y la edad. K1 ap-K2cm (?), en silicitas carmelito-
rojizas, a partir de Rhopalosyringi sp., Dictiomytra multicostata. Pszczółkowski (2002)
recientemente realizó fechado de rocas carbonatadas y siliceas, proponiendo el rango de edad
Cenomaniano-Turoniano.
Formación Margot
Autor: Ducloz, 1960 Mapa geológico del Valle de Yumurí y sus alrededores a escala 1:20000
(Manuscrito).
Distribución geográfica: Se desarrolla muy limitadamente en la parte oriental de la provincia de
La Habana y en la occidental de la provincia de Matanzas.
Área tipo: Alrededores de la Mina Margot, en la parte noroccidental de la provincia de Matanzas.
Litología diagnóstica: Basaltos porfíricos, basaltos afíricos, calizas detríticas, micrítas y
esparítas, pedernales, argilitas, radiolaritas grises y verdes de estratos finos, tobas litoclásticas,
cristaloclásticas y esquistos algo grafíticos.
Relaciones estratigráficas: Sus relaciones con la formación Chirino y las serpentinitas, son
tectónicas.
Fósiles índices: Ticinella roberti, Hedbergella planispira, Praeglobotruncana delrioensis,
Rotalipora reicheli.
Ambiente de sedimentación: Aguas profundas de zonas abisales, tanto por los sedimentos
como por el quimismo de los basaltos.
Edad: Cretácico Inferior (Albiano)- Cretácico Superior (Cenomaniano).
Espesor: entre 30 - 60 m.
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Cobertura orogénica sobre el margen continental
Las rocas de esta cobertura yacen con una gran discordancia sobre las rocas de la zona
Placetas. En el área de estudio esta estructura está presentada por las formaciones de Amaro y
Bacunayagua, parte superior de edad Campaniano-Maastrichtiano.
Formación Amaro Autor: H. Wassall en: P. Truitt and G. Pardo, 1953. Holoestratotipo: Corte aproximadamente 6 km al sureste del pueblo de Amaro, en el camino
Amaro-La Juanita, provincia de Villa Clara. En este corte yace sobre la formación Santa Teresa.
Distribución: Se desarrolla como franjas estrechas y alargadas al noreste de la provincia de
Matanzas y en las estructuras Cantel y Martí.
Composición litológica: Está representada por brecha conglomerados constituidos de
fragmentos mal seleccionados de calizas, areniscas calcáreas, calizas detríticas, silicitas y
arcillas. Las dimensiones de los fragmentos varían entre 0.2-5.0 cm. Por lo general los
fragmentos calcáreos se encuentran redondeados y los silicíticos angulosos. Subiendo en el
corte las brechas conglomerados pasan a calizas lo que es típico para esta formación. Las
calizas pueden ser fragmentarias, masivas, en estratos gruesos de color gris verdoso.
Relaciones estratigráficas: Cubre transgresivamente a las formaciones Carmita, Santa Teresa y
Veloz. De la misma forma está cubierta por las formaciones Arabos y el Olistostroma Vega Alta.
Asociación fosilífera: Abathomphalus mayaroensis, Contusotruncana contusa,
Racemiguembelina fructicosa, Trinitella scotti, Ventilabrella cf. multicamerata,
Pseudoguembelina costulata, Globigerinelloides cf. caseyi, Globotruncana arca, etc. Edad:,En
esta unidad está muy bien representada la mezcla de microfósiles de diferentes edades dentro
del Cretácico y más viejos, típicos del “coctel” paleontológico del límite Cretácico-Terciario, con
asociaciones de microfósiles del Maastrichtiano Superior, Campaniano-Maastrichtiano Inferior,
Campaniano, Coniaciano-Santoniano, Cenomaniano, Aptiano-Albiano y Jurásico Superior.
Espesor: Entre 100-300 m.
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Formación Bacunayagua Autor: Duclóz, 1960.
Distribución: Sólo aflora en la parte noroccidental de la provincia de Matanzas y nororiental de
la provincia de La Habana, como pequeños parches y franjas alargadas.
Lectoestratotipo: Corte situado en la carretera Vía Blanca al suroeste de la localidad de Puerto
Escondido en la provincia de Matanzas
Composición litológica: La formación Bacunayagua ha sido discutida por diferentes autores
desde su primera descripción. Algunos consideran que esta unidad aflora como ventanas
tectónicas por debajo de las tobas y las areniscas de la formación Vía Blanca (Albear e
Iturralde-Vinent, 1977).
Mientras que Piotrowska et al. (1981), estiman que la misma aflora como escamas tectónicas
dentro de las serpentinitas. Se compone en el estratotipo (Piotrowski y Myczynski ,1986) de
conglomerados y areniscas arcósicas de granos gruesos y medios con lentes e intercalaciones
de calizas margosas grises. La composición de los clastos de los conglomerados es variada,
incluyendo areniscas cuarzosas y cuarcitas, limolitas y esquistos arcillosos, margas y calizas
margosas y calizas margosas, calizas de diferentes tipos, cuarzo, pedernales, mármoles, rocas
volcánicas y granitoides y tienen diámetros que oscilan entre algunos mm hasta 10-15 cm. La
matriz de los conglomerados y areniscas es carbonatado-arcillosa. En otras localidades
aparecen areniscas, limolitas y margas
Relaciones estratigráficas: No han sido establecidas.
Asociación fosilífera: Radiolarios: Globotruncana cf. linneiana, Pseudorbitoides sp.,
Sulcoperculina sp., Stomiosphaera sphaerica, Dictyomitra duodecimocostata, Patellula
verteroensis, Pseudoaulophacus pargeraensis.
Edad: Cretácico Superior (Campaniano-Maastrichtiano).
Espesor: 80 m.
Depósitos sinorogénicos de la primera fase tectónica de la etapa orogénica, sobre el arco
volcanico y las ofiolitas
Formación Vía Blanca (vb) Autores: Brönnimann y Rigassi, 1963.
Lectoestratotipo: Aproximadamente a 1.5 km al este de la avenida Monumental, a unos 300 m al
noroeste del caserío Los Mangos, provincia de Ciudad de La Habana corresponde a la localidad
tipo del flysch Los Mangos.
Distribución: Se expone en las provincias de Pinar del Río, La Habana, Ciudad de La Habana y
parte occidental de Matanzas.
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Composición litológica: En general se trata de una secuencia flyschoide constituida por argilitas,
limolitas y areniscas de composición grauvaquica, de color rojizo-verdoso y carmelitoso, con
intercalaciones finas de margas blancas. Aparecen capas de conglomerados polimícticos en
diferentes niveles con matriz arenosa y arcillo-arenosa, calizas detríticas, arcillas y tufitas.
Relaciones estratigráficas: Yace en discordancia sobre las secuencias pre-Campaniano del arco
volcánico cretácico (formaciones Chirino y La Trampa) y de las ofiolitas, de las que contienen
abundantes clastos (Figura 2.5). Está cubierta discordantemente por la formación Peñalver y por
otras formaciones más jóvenes como Caobas, Cojimar, Colón (parte indiferenciada y su
miembro. Coliseo), Guanajay, Nazareno, Punta Brava, Peñón, Perla, Santa María del Rosario,
el grupo Mariel (formaciones Capdevila, Madruga y Mercedes) y Universidad.
Asociación fosilífera: Plummerita hantkeninoides, Abathomphalus mayaroensis,
Racemiguembelina fructicisa, Globotruncanella havanensis, G. cf. petaloidea, Globotruncana
lapparenti, G. arca, G. bulloides, G. aegyptiaca, G. Globotruncanita stuarti, G. stuartiformis,
Contusotruncana fornicata, C. contusa, Archaecoglobigerina cretacea, Gansserina gansseri,
Radotruncana calcarata, Globigerinelloides sp., etc. Sch. (*) nuevo reporte. Este listado faunal
incluye los reportes de Brönnimann y Rigassi (1963), el listado faunal del Léxico Estratigráfico.
Edad: Los autores de esta formación le asignan una edad de Campaniano Superior-
Maastrichtiano Inferior, pero una revisión de estos listados faunales arroja una edad que se
extiende hasta el Maastrichtiano Superior .Además, por nuevos reportes de especies índices,
tanto de foraminíferos planctónicos como de bentónicos, determinados durante la ejecución del
presente proyecto se confirma esta edad. La parte superior de Maastrichtiano está determinado
por la presencia de Plummerita hantkeninoides, recientemente determinada y datada por
estudios especiales. Esta unidad constituyó una importante fuente de aporte para la formación
Peñalver, en la que podemos encontrar no solo numerosos fragmentos de las rocas terrígenas
que constituyen esta unidad, sino también abundantes fósiles retrabajados de la misma.
Espesor: Oscila entre 500 y 800 m.
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Calizas Bacuranao (ba) Autor: Brönnimann y Rigassi, 1963.
Holoestratotipo: Cantera San José, 4 km al este suroeste de Guanabacoa.
Distribución: Se extiende como franjas discontinuas entre la Bahía de La Habana y Campo
Florido.
Composición litológica: Se compone de limolitas calcáreas que gradacionan hacia arriba a
margas calcáreas llegando hasta arcillas. La coloración de las rocas es gris amarillento a gris
blancuzco.
Relaciones estratigráficas: Aparece como intercalaciones lenticulares dentro de la formación Vía
Blanca.
Asociación fosilífera: Solo se reportaron Nannofósiles y foraminíferos planctónicos sin
diferenciar.
Edad: Cretácico Superior Campaniano.
Espesor: 20 m
Figura.2.5 Bloque de serpentinita en sedimentos de la formación
Vía blanca. Suroeste de la escama tectónica de serpentinitas
Lomas de Majana, Mayabeque.
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Formación Peñalver Autor: Brönnimann y Rigassi, 1963
Holoestratotipo: Corte en la Ave. Monumental, 1 km aproximadamente al oeste del poblado de
Peñalver,
Distribución: Se desarrolla en las provincias de Ciudad de La Habana, La Habana, Matanzas y
Pinar del Río.Litología: Está subdividida en 5 miembros:
Miembro Basal: Está representado por calciruditas masivas, pobremente seleccionadas, de
color gris claro a gris, de matriz detrítica. Los clastos son de tamaño de grava, principalmente
compuestos por fragmentos angulosos a subangulosos de calizas gris blancuzco, con
fragmentos de macrofósiles, tales como Rudistas y macroforaminíferos, y fragmentos de
mudstone de color carmelita a verde, rocas volcánicas en ocasiones redepositadas de la
infrayacente formación Vía Blanca. En la parte basal de este miembro se observan intraclastos
de la formación Vía Blanca, subyacente, de hasta 10 m. El espesor de este miembro es de 25 m
en la localidad tipo y 15 m en Matanzas.
Miembro Inferior: Consiste principalmente de calcarenitas de grano grueso a medio, con
frecuentes intercalaciones de capas de conglomerados finos. En la parte más baja, las
calcarenitas pasan gradualmente a más finas y mejor seleccionadas hacia arriba. En la parte
baja de las calcarenitas ocurren, ocasionalmente bioclastos y mudstone de color verde, cuya
cantidad decrece hacia arriba. En otra cantera, 2 km al noroeste de la localidad tipo, grandes
intraclastos de 3 m de longitud aparecen en la parte superior de este miembro. Estos
intraclastos consisten de alternancia de areniscas muy finas de color gris verdoso y de
mudstone gris blancuzco similar a los que aparecen en la subyacente.El espesor de este
miembro es de 20 m en los alrededores de la localidad tipo y 13 m en Matanzas.
Miembro Medio: Consiste de calcarenitas grises, masivas, bien seleccionadas, de grano medio
a fino, que se hacen más finas hacia arriba. Estas calcarenitas son más consolidadas que las
del Miembro Inferior y la composición de los granos no muestra cambios significativos. En la
base aparecen las últimas capas de conglomerados finos correspondientes al Miembro Inferior.
El espesor de este miembro es de 40 m en los alrededores de la localidad tipo.
Miembro Superior: Consiste de calcarenitas, similares a las del Miembro Medio, de color gris a
gris claro, de grano fino que decrecen gradualmente en talla hacia arriba, con estratificación
débil de 10 cm a algunos metros de espesor. No se reconocen las estructuras de escape de
agua. El espesor de este miembro en la localidad tipo es de aproximadamente 40 m y es
discordante con el Miembro de la parte más alta de la formación.
Miembro más alto: Cosiste de calcilutitas finas, masivas, raramente con clastos angulares de
esquistos negros de menos de 3 cm de diámetro y clastos redondeados de mudstone verde de
menos de 1 cm de diámetro. Este miembro tiene contacto tectónico con el miembro subyacente,
en la localidad tipo, y se observa en el Reparto San Pedro, donde las calcilutitas masivas y
24
grises sobreyacen a las calcarenitas finas del Miembro Superior, con contacto litológico abrupto.
El Miembro más alto se observa muy bien en la cantera situada al sur de Minas y al parecer
presenta un contacto gradacional con la suprayacente formación Mercedes del Daniano. Las
calcilutitas del miembro más alto cambian hacia arriba de coloración desde el gris típico para la
formación Peñalver hasta el carmelita de los depósitos del Paleógeno, comenzando más tarde
la estratificación con intercalaciones de areniscas polimícticas, calcarenitas, lutitas y limolitas.
No hay evidencias de bioturbación en este miembro. El espesor es de al menos 40 m.
Relaciones estratigráficas: Yace discordantemente sobre la formación Vía Blanca. Está cubierta
discordantemente por las formaciones Cojimar, Nazareno, Peñón, Perla y los grupos Mariel
(formaciones Apolo y Madruga) y Universidad.
Asociación fosilífera: Chubbina cardenasensis, Kathina jamaicensis, Omphalocyclus
macroporus, Orbitoides apiculata, Racemiguembelina fructicosa, Archaeoglobigerina cretacea,
Radotruncana calcarata, Globotruncanita elevata, G sp., Pseudoguembelina cf.etc. La presencia
de Plummerita hantkeninoides, del tope del Maastrichtiano es aún dudosa. El listado de fósiles
índices responde a los reportados por Brönnimann y Rigassi (1963), los reportados por el Léxico
Estratigráfico de Cuba y las nuevas determinaciones realizadas durante la ejecución de los
trabajos de García et al (2001).
Edad: KTB. Esta unidad está relacionada con el impacto cósmico de hace 65 millones de años
por lo que está representada por el coctel paleontológico del límite Cretácico-Terciario (KTB),
compuesto por asociaciones fósiles de diferentes edades dentro del Cretácico (Maastrichtiano,
Campaniano, Coniaciano-Santoniano, Turoniano, Albiano-Cenomaniano y Aptiano). Los fósiles
más jóvenes corresponden al Maastrichtiano tope, por esto en el mapa aparece con esta edad.
No se reportan taxones del Paleoceno.
Espesor: Oscila entre 20 y 150 m.
Olistostroma Vega Alta Autor: L. Dodekova y V. Zlatarski en: I. Kantchev et al., 1978.
Holoestratotipo: Perfil a unos 2 km. al oeste-y noroeste del pueblo de Placetas, en el lado sur de
la Carretera Central, provincia de Villa Clara.
Distribución: Ocupa una amplia franja en la región al sur de Corralillo, parte oriental de la
provincia de Matanzas y como pequeñas franjas más al norte.
Composición litológica: Olistostroma policomponente de matriz arcillosa que incluye bloques
pequeños y grandes de calizas, brechas carbonatadas, calcarenitas, silicitas, areniscas,
serpentinitas y rocas volcánicas. En la región Habana-Matanzas, los afloramientos de la unidad
tienen muy mala aflorabilidad, y se distinguen fundamentalmente los bloques de las diferentes
litologías, pudiéndose observar raramente la matriz, cuando se encuentra, es de color ocre
amarillento, muy alterada.
25
Relaciones estratigráficas: En la región de Cuba central yace transgresivamente sobre las
formaciones Amaro, Cotorro, Margarita, Santa Teresa y Veloz, en Habana-Matanzas sus
relaciones no han sido observadas. Está cubierta transgresivamente por la formación Arabos y
por depósitos del Cuaternario.
Asociación fosilífera: Foraminíferos: Morozovella aequa, M. conicotruncata, M. convexa, M.
varianta.
Edad: Eoceno Inferior-Medio.
Espesor: Mayor de 200 m.
2.3 Tectónica
La caracterización de la tectónica del territorio estudiado se basa en la existencia de dos niveles
estructurales principales en el desarrollo geológico del territorio cubano: el cinturón plegado y la
neoplataforma, propuestos por Iturralde-Vinent (1996, b).
El cinturón plegado abarca los complejos litológicos preorogénicos y orogénicos. Los
preorogénicos tienen edades comprendidas entre el Jurásico Superior y el Campaniano Inferior
y pueden ser oceánicos y continentales. Los del primer grupo son la asociación ofiolítica y el
arco volcánico cretácico. Los complejos del segundo grupo son los que constituyen la
plataforma de las Bahamas y el paleomargen continental de las Bahamas, que en este territorio
están representados por las secuencias de las zonas Cayo Coco, Placetas y Camajuaní. Los
complejos orogénicos se depositaron durante la llamada etapa orogénica entre el Campaniano
Superior y el Eoceno Medio. En los últimos años se ha estado considerando que esta etapa
abarca una sola fase tectónica, relacionada con la colisión entre una paleoestructura oceánica
meridional y el paleomargen continental de las Bahamas (Mossakovsky y Albear, 1979;
Iturralde-Vinent, 1996b). Sin embargo, Millán y Somin (1981) pudieron identificar dos fases
tectónicas independientes que obedecen a procesos diferentes.
La primera fase tectónica de la etapa orogénica dio lugar a la consolidación de una
paleoestructura oceánica meridional en la parte alta del Cretácico Superior. Esta ocurrió por
causa de un proceso, aún no definido, relacionado directamente con la extinción del arco
volcánico en el Campaniano y con la yuxtaposición tectónica de este último con el complejo
ofiolítico (Millán et al., 1998), que motivó la deformación y el desmembramiento de ambos
complejos, con imbricaciones tectónicas y un sobrecorrimiento regional de las vulcanitas sobre
las ofiolitas (Iturralde-Vinent, 1996b; Piotrowski y Myczynski, 1986; Piotrowska et al., 1981).
Durante esta fase tectónica tuvo lugar el depósito de una formación terrígena flyschoide, de
edad Campaniano-Maastrichtiano, que contiene olistolitos de ofiolitas y vulcanitas (Formación
Vía Blanca), la cual fue a su vez deformada junto con los complejos oceánicos preorogénicos.
26
Este tectonismo concluyó con la sedimentación de la formación Peñalver como resultado de un
evento catastrófico que tuvo lugar al finalizar el Maastrichtiano, coincidiendo con la
consolidación definitiva de la paleoestructura oceánica meridional (García et al., 2001).
Los reflejos de esta primera fase tectónica se manifestaron también en el paleomargen
continental de las Bahamas (zona Placetas) con el depósito de la formación arcósica
Bacunayagua de edad Campaniano-Maastrichtiano y de las megaturbiditas maastrichtianas de
la formación Amaro en la zona Placetas.
La segunda fase tectónica de la etapa orogénica ocurrió debido a la colisión de la
paleoestructura oceánica consolidada (con las cuencas pasivas transportadas a cuestas) con el
paleomargen continental de las Bahamas (zonas Placetas y Camajuaní). Esta colisión tuvo lugar
entre el Paleoceno Superior y el Eoceno Medio, dando lugar a la generación de las cuencas
frontales de colisión, con sus respectivos depósitos sobre las zonas Placetas (Formación Vega
Alta).
Sobre la paleoestructura oceánica consolidada se generaron las cuencas pasivas transportadas
a partir del Paleoceno Inferior (antes de la colisión), las cuales, en gran parte del territorio
estudiado, finalizaron su desarrollo en el Eoceno Inferior parte baja (Formaciones Mercedes,
Madruga, Apolo y Capdevila), ya que en el Eoceno Inferior parte alta comenzó el depósito de la
cobertura neoplatafórmica (Bronniman y Rigassi, 1963), con las formaciones Universidad, Perla
y Nazareno, y, en la región más oriental, la formación Hatillo; esta última constituye una
excepción, ya que su sedimentación continua se extiende desde el Paleoceno al Eoceno Medio.
Todos los complejos preorogénicos y orogénicos antes señalados aparecen expuestos en el
territorio en diferentes bloques, conformados y elevados durante el intenso desmembramiento
tectónico que sufrió la región durante la etapa neoplatafórmica del desarrollo geológico, debido
a una intensificación de los movimientos tectónicos oscilatorios que también originó fallas de
consideración. Este tectonismo parece haberse sostenido durante un lapso de tiempo bastante
amplio (Piotrowska et al., 1981). Al parecer, los depósitos del Mioceno Superior, pliocénicos y
cuaternarios, no fueron afectados por esta actividad tectónica.
Albear e Iturralde (1977), Piotrowska et al. (1981), Mossakovsky y Albear (1979), y García et al.
(2001) destacan los siguientes lineamientos:
- Falla Caimito-Bainoa, destacada por primera vez por García et al. (2001). Esta debe
constituir la prolongación de la falla Pinar hacia el este, extendiéndose hasta la falla
Hicacos según la consideración de García et al. (2001), lo que también propone que esta
falla parece haber sido enmascarada en gran parte de su trayectoria por los depósitos
del Mioceno Superior.
- Falla Hicacos, transcurrente sinestral de dirección noreste, que presenta alrededor de 2
km. de desplazamiento.
27
- Existen otras dos grandes fallas con dirección noreste, pero apenas parecen haber
tenido desplazamiento: la falla San José de las Lajas, al oeste, destacada aquí por
primera vez, y la falla Colón, al este.
- Existe otras una gran falla con dirección norete, pero apenas parece haber tenido
desplazamiento: la falla Colón, al este.
- Falla Cochinos (en la parte oriental), también de dirección noroeste, con predominio de
la noroeste, que parece ser de muy poco desplazamiento.
- Falla La Jía (en la parte occidental), de dirección noroeste y, poco más al este, otra en
la misma dirección pero menos extensa; ambas parecen haber tenido escaso
desplazamiento.
Los bloques elevados, donde aflora el substrato plegado (complejos preorogénicos y
orogénicos) muchas veces rodeados por la secuencia del piso estructural inferior de la
neoplataforma, ocupan menor área total que el resto donde se exponen las secuencias de los
dos pisos superiores de la neoplataforma (Oligoceno Superior-Plioceno Inferior, Plioceno
Superior-Cuaternario), cuyas yacencias no superan los 20º de buzamiento (García et al., 2001).
En el megabloque Habana, las estructuras plegadas y las escamas tectónicas, su núcleo está
compuesto por ofiolitas, volcanitas cretácicas y depósitos de las formaciones Vía Blanca y
Peñalver. En la parte sur se destaca una escama de la secuencia de la zona Placetas. En los
bordes suroccidental y oriental aparecen imbricaciones del complejo de cuenca pasiva
transportada (Albear e Iturralde-Vinent, 1985), lo que sugiere que una parte de este último
podría haberse desmembrado en pliegues y escamas tectónicas junto con los complejos
cretácicos. En el mismo borde meridional de este megabloque se observa una inflexión de las
estructuras plegado-escamadas hacia el oeste-noroeste. Poco más al sur, en el llamado bloque
Mampostón.
En el megabloque Matanzas las estructuras plegadas y escamadas compuestas por ofiolitas,
vulcanitas y las formaciones Vía Blanca y Peñalver, se orientan en dirección noroeste, o sea,
según la tendencia cubana (Albear e Iturralde-Vinent, 1985; Piotrowski y Myczynski, 1986). En
este conjunto también aflora el conocido diapiro yesífero San Adrián, formando una escama
tectónica que parece ser parte de la secuencia basal del paleomargen continental, pues el yeso
contiene inclusiones de fragmentos de metamorfitas siálicas, presumiblemente premesozoicas
(Somin y Millán, 1981). También afloran aquí pequeñas escamas de calizas de la secuencia de
Placetas y arcosas de la formación Bacunayagua de la primera fase tectónica, las cuales
contienen fragmentos de granitos jurásicos y de mármoles proterozoicos. De acuerdo con
Piotrowski y Myczynski (1986), el conjunto escamado de este megabloque conforma tres
nappes principales dirigidos hacia el noreste. Este autor también consideró que en el núcleo de
este megabloque sólo afloran secuencias preorogénicas y orogénicas cretácicas (incluyendo a
las formaciones. Vía Blanca y Peñalver), pero que la secuencia paleoceno-eocénica del
28
complejo de cuenca transportada formaba parte de una cobertura no plegada. Sin embargo, en
el extremo occidental del megabloque aparecen afloramientos de esta secuencia plegados
conjuntamente con las formaciones orogénicas de la primera etapa: Formaciones. Vía Blanca y
Peñalver (Albear e Iturralde-Vinent, 1985).
En la parte meridional del territorio se expone una estructura elevada alargada, dispuesta en
dirección oeste-este, conocida como Anticlinal Bejucal-Madruga-Limonar (Albear e Iturralde-
Vinent, 1985). En Mossakovskiy y Albear (1979) esta estructura se denominó, en sentido
general, como bloque Bejucal-Madruga-Limonar, aunque se desmembró en bloques más
pequeños para su descripción. De acuerdo al análisis realizado por Albear e Iturralde-Vinent
(1985) y Mossakovskiy y Albear (1979), ellos plantean que esta elevación alargada está
compuesta por varias estructuras diferentes. La más occidental, denominada aquí bloque o
horst-Anticlinal Bejucal (Bloque Bejucal, según Mossakovskiy y Albear, 1979) presenta un cierre
periclinal perfecto en su extremo occidental (Albear e Iturralde-Vinent, 1985). En su núcleo se
expone la formación Capdevila (cuenca pasiva transportada), con un mayor grado de
deformación que sus flancos, compuestos por la formación Nazareno del piso estructural inferior
de la cobertura neoplatafórmica.
El anticlinal Madruga-Cidra, la estructura más prominente de esta elevación, cuyo eje se
extiende en dirección este-noreste, presenta su núcleo parcialmente cubierto por depósitos del
Mioceno Superior y está seccionado por la falla Hicacos. Este se compone por ofiolitas,
vulcanitas cretácicas y las formaciones Vía Blanca y Peñalver; todas ellas plegadas y
escamadas. Los bloques expuestos en la parte nororiental del territorio, de oeste a este,
contienen cada vez más escamas de la secuencia preorogénica de la zona Placetas, mezcladas
e imbricadas con las ofiolitas, vulcanitas y las formaciones Vía Blanca y Peñalver. Esto es
característico para los bloques colindantes Cantel y Camarioca (Mossakovskiy y Albear, 1979).
2.4 Magmatismo
El magmatismo está representado por rocas vulcanógeno-sedimentarias de arco volcánico
cretácico y el complejo de rocas máficas-ultramáficas de las ofiolitas.
Magmatismo relacionado con la asociación ofiolítica
En las provincias de La Habana y Matanzas afloran algunos cuerpos de la asociación ofiolítica
que forman parte del cinturón septentrional cubano. Las ofiolitas aparecen intensamente
desmembradas en un melange, formando escamas tectónicas imbricadas con rocas del
paleomargen continental de Las Bahamas, del arco volcánico cretácico y sedimentos del
29
Campaniano tardío al Eoceno (Pusharovski, 1988), que buzan al sur y suroeste, conjunto que
yace a su vez sobre el paleomargen continental de Las Bahamas situado al norte. Esto es
corroborado por los datos de las perforaciones para la búsqueda y exploración de petróleo,
como por ejemplo en los cortes de los Pozos, Cantel 1 al 5 y Basilio. Los diferentes elementos
de los complejos o niveles ofiolíticos se distribuyen intercalados tectónicamente y de forma
caótica, unos respecto a otros y con elementos del arco volcánico cretácico y sedimentos del
Cretácico al Eoceno, por lo cual Llanes et al. (1997) consideran las ofiolitas de Habana-
Matanzas del tipo desmembradas, según la clasificación dada en Penrose Field Conference, en
1972 (Anonymous, 1972).
Los afloramientos de los complejos ofiolíticos (con predominio de las rocas ultramáficas) son
usualmente alargados y relativamente estrechos, tienen rumbo noreste y suroeste, no superan
los 15-20 km de largo por 2-3 km de ancho (Bronnimann y Rigassi, 1963; Albear e Iturralde-
Vinent, 1985). En la base del melange alóctono del que forman parte, se localiza en ocasiones
un olistostroma de edad Paleoceno (Albear e Iturralde-Vinent, 1985).
Fonseca et al. (1984) consideran los siguientes niveles de la asociación ofiolítica: ultramafitas
metamorfizadas, compuestas por harzburgitas serpentinizadas y en menor cantidad piroxenitas;
complejo cumulativo máfico, representado por gabros bandeados que en ocasiones transicionan
a plagioclasitas y dioritas cuarcíferas; el complejo de diques de diabasa y complejo efusivo-
sedimentario. Llanes et al. (1997) comentan que en la región de estudio están presentes todos
los miembros de una asociación ofiolítica, imbricados tectónicamente entre ellos y confirman lo
expuesto por Pusharovski (1988) sobre su mezcla tectónica con rocas del paleomargen
continental de Las Bahamas, del arco volcánico cretácico y sedimentos del Campaniano tardío
al Eoceno; también comentan que aunque aparecen desmembrados tectónicamente, pueden
observarse relaciones transicionales entre diferentes niveles. Incluso aparecen zonas de
transición entre el nivel de tectónitas ultramáficas y el de cúmulos ultramáficos (Moho
petrológico) y, entre este último y los cúmulos máficos (Moho sísmico).
Ellos agregan que al igual que en otras regiones de Cuba, aquí también se destacan xenolitos
de diferentes tamaños de rocas metamórficas dentro de las tectónitas ultramáficas por
Pusharovski (1988) Estas son principalmente anfibolitas de grano fino que proceden de micro
gabros y diabasas. Además ocurren también esquistos cuarzo-biotíticas, rocas cloríticas,
actinolito-cloríticas, meta-areniscas, esquistos hornbléndicos y mármoles. Dentro de las
serpentinitas de la estructura cidra se encuentran bloques elipsoidales de gabros gnéisicos que
sufrieron fuerte reelaboración tectónica. En la región de Madruga, en el pozo Madruga-4, se
cortaron meta-areniscas y esquistos granoblásticos hornblendo-cuarzo-calcíticos con pirita.
30
Magmatismo de arco volcánico cretácico
No obstante a que en la geología de Cuba y del Caribe, son comunes las referencias al "arco
volcánico" o "gran arco volcánico" como una entidad única e indivisible, sin embargo, cada día
es más evidente que dicha concepción es muy simple, y la realidad es que existen diversas
unidades de arco de distintas edades (Iturralde-Vinent, 1996b; Kerr et al., 1999; García et al.,
2001). Estos conjuntos se han distinguido tanto por su rango de edad como por la composición
química de los magmas (Iturralde-Vinent, 2011).
De acuerdo a lo sugerido por Iturralde-Vinent (2011) en el área de estudio se han descrito
boninitas de tipo 3 con bajo CaO (Kerr et al., 1999), como parte de las rocas básicas que
aparecen como bloques tectónicos no metamorfizados entre las ofiolitas septentrionales
(Fonseca et al., 1989).
Kerr et al. (1999), sugieren que dichas boninitas representan un magmatismo de arco volcánico,
el cual abortó temprano en el Cretácico pre-Albiano, pero lo cierto es que no existen datos
concretos para estimar su edad. La existencia de bloques aislados de rocas con este tipo de
magmatismo boninítico que represente los restos de un antiguo arco volcánico es asunto que
está pendiente de esclarecer (Iturralde-Vinent, 2011). En tanto, Llanes et al. (1997, 2001) y
García et al. (2001), consideran que las boninitas de Campo Florido se clasifican dentro del
grupo de alto calcio, teniendo en cuenta las características petroquímicas para los diferentes
tipos de boninitas definidas por (Crawford, 1988), con fenocristales y microfenocristales de
olivino u ortopiroxeno con una matriz compuesta por listoncillos de clinopiroxeno sobre una base
de vidrio volcánico (Ver Capítulo IV).
Iturralde-Vinent (2011) comenta que indicios de la existencia de rocas de un arco volcánico
erosionado (y probablemente colapsado) de edad Hauteriviano-Albiano medio, es la presencia
de clastos de rocas plutónicas y volcánicas de arco en los conglomerados del Albiano medio,
poniendo como ejemplo a la formación La Trampa de La Habana, a la que le asigna la edad
(Albiano-Cenomaniano), y señala que en ella se encuentran clastitas que incluyen fragmentos
de andesitas, porfiritas, dioritoides, calizas y cristales de plagioclasa idiomórfica, piroxeno, etc.
Al respecto este autor, propone una edad más antigua para la formación La Trampa, en
contradicción con lo definido (Brönnimann y Rigassi, 1963; García et al., 2001). Atendiendo a lo
analizado en trabajos anteriores sobre la composición litológica, mineralógica y petroquímica, y
resultados de esta tesis, el magmatismo del arco volcánico Albiano-Cenomaniano es de
composición desde toleítica hasta calco-alcalina, representado en las formaciones Chirino
(incluye la afinidad toleítica) y La Trampa. Estas formaciones presentan fundamentamente
secciones de lavas andesíticas, andesito-basálticas, andesito-dacitas, que hacia arriba
transicionan a tobas, tufitas y rocas sedimentarias, imbricadas con la melange serpentinítica y
ofiolitas en los cortes. Sin embargo, en la formación Chirino, aparecen basaltos con afinidad de
31
toleitas de arcos de islas. También es característico de estas secciones la ausencia o desarrollo
muy limitado de plutones de arco entre sus límites y el carácter fuertemente sedimentario (tobas
marinas, tufitas, silicitas, areniscas tobáceas, clastitas y carbonatos) de las secuencias
(Iturralde-Vinent, 2011).
Magmatismo máfico-ultramáfico relacionado con las ofiolitas
Rocas ultramáficas y máficas afloran como bloques tectónicos en una melange tectónica
serpentinítica imbricadas con secciones de arco volcánico, del paleomargen continental de las
Bahamas y sedimentos del Campaniano al Eoceno. A pesar de que las rocas ultramáficas y
máficas consideradas ofiolitas aparecen muy desmembradas, han sido reconocidos diferentes
niveles oceánicos que pueden representar una asociación ofiolítica: tectónitas, zona de
transición tectonitas-acumulados, cúmulos máficos, diabasas del complejo de diques paralelos y
vulcanitas y sedimentos del nivel efusivo sedimentario (Formación Margot) (Fonseca et al.,
1984; Iturralde-Vinent, 1996a; Llanes et al., 2001; García et al., 2001). Rocas plutónicas félsicas
(dioritas, plagiogranitos y tonalitas) afloran en los alrededores de Campo Florido, intruyendo
gabros anfibolizados, y también formando bloques en la melange serpentinítica en diferentes
localidades de Habana-Matanzas; estas plutonitas se han considerado tener afinidad ofiolítica
(Llanes et al., 2001), sin embargo, la afinidad ofiolítica de los bloques incluidos en serpentinitas
aún requiere mayor estudio geoquímico de elementos trazas y datación radiométrica para
considerar su verdadera naturaleza ofiolítica.
De acuerdo a la composición geoquímica de las vulcanitas y diabasas, se ha propuesto un
ambiente de formación de la litosfera oceánica en una cuenca de retroarco (Fonseca et al.,
1984; Iturralde-Vinent, 1996a; Llanes et al., 1997, 2001; García et al., 2001). Sin embargo, Kerr
et al. (1999) propusieron afinidad de toleitas intraplaca en vulcanitas de la formación Margot.
También Llanes et al. (1997) distinguen exponentes de toleitas intraplaca en restos de testigos
de perforación en Mina Margot.
32
Capítulo 3. Metodología de investigación
Para dar cumplimiento a los objetivos del trabajo se realizó una exhaustiva revisión bibliográfica
además de un levantamiento de los materiales primarios (secciones delgadas y resultados de
laboratorio), consulta de informes del archivo técnico del Instituto de Geología y Paleontología
(IGP), como informes de proyectos de investigación proyectos I+D 205 y 216), artículos en
revistas, libros de consulta de la biblioteca de la Universidad de Pinar del Río (UPR), tesis de
años anteriores y de todas aquellas informaciones disponibles por el Departamento de Geología
de la UPR y el IGP, que aportaron datos al objetivo de la investigación. El diagrama
representado en la (Figura 3.1), esquematiza los pasos que se realizaron en el trabajo y los
métodos utilizados.
33
3.1 Revisión bibliográfica y recopilación de materiales primarias
Pudieran ser citados dentro de la bibliografía principal consultada publicaciones como:
“Contribución a la geología de las provincias de La Habana y Ciudad de La Habana”, de Albear
e Iturralde-Vinent, (1985); Presencia de efusivos ofiolíticos y de boninitas en las provincias de
La Habana y Matanzas, de Fonseca et al. (1989); informes de poyectos de invstigación como
Petrología y Mineralización de la asociación ofiolítica en la región Habana - Matanzas, de
Llanes et al. (1997 y 2001); Generalización y Actualización Geológica de la región Habana -
Matanzas 1:100000, de García et al. (2001), Ofiolitas y Arcos Volcánicos de Cuba. Project 364
Caribbean Ophiolites and Volcanic Arcs, de Iturralde-Vinent (1996,a,b); también fueron
consultados diferentes artículos sobre: basaltos de corteza oceánica como el de boninitas y
rocas relacionadas, publicado por Crawford (1988), y sobre rocas volcánicas de arco de islas,
primitivo, en Cuba oriental, de Proenza (2003). Además de los trabajos mencionados
anteriormente también fue consultados, el reciente Compendio de Geología de Cuba y del
Caribe, de Iturralde Vinente (2011) y el Texto del Informe de Generalización Geológica a
escalas medias 100 000, de Habana –Matanzas de García et al. (2001). La literatura
consultada y analizada contribuyó a un mejor esclarecimiento de la geología de la región de
estudio, así como a obtener una mejor orientación en vista al desarrollo de la investigación.
3.2 Análisis petrográfico
El total de las secciones delgadas que fueron analizadas fueron quince. Solo doce fueron
seleccionadas para esta investigación (Tabla 3. 1), por ser donde las rocas se encuentran con
menos alteraciones secundarias. De ellas, ocho corresponden a muestras de afloramientos de
la formación Chirino; cuatro muestras de la formación Margot (tres de afloramiento y uno de
pozo de perforación) y una muestra de afloramiento de bloque de basalto en serpentinita.
Las muestras fueron tomadas durante los trabajos del Proyecto I+D 205 del IGP y su informe
final (Llanes et.al., 1997). Las vulcanitas analizadas de la formación Chirino se distribuyen en:
dos de los alrededores de Campo Florido (bloque en serpentinita de Guanabacoa), tres de la
localidad de Madruga, uno de la localidad de La Eugenia, y uno de Mina América, estas dos
últimas al noreste de Corral Nuevo, en el límite de La Habana-Matanzas. Las vulcanitas de la
formación Margot corresponden a afloramientos y muestras de pozo en la localidad de la Mina
Margot. La clasificación primaria de rocas ígneas se basa en su composición mineralógica
cuantitativa o moda, es decir el porcentaje en volumen de los minerales existentes en la roca; y
34
en los criterios de tipo textural, es decir las relaciones existentes entre los distintos minerales
que conforman la roca y su distribución espacial, atendiendo a los parámetros tales como son la
forma, tamaño del grano y su distribución, hábito, bordes de granos, etc. Especial interés se
dedicó a la determinación del orden de cristalización de los minerales formadores de roca, en el
caso de ser posible. Para cumplir el objetivo de determinar el orden de cristalización en las
secciones delgadas de las rocas apoyándose en los criterios texturales, se usó el microscopio
óptico que se muestra en la figura.3.2.
Figura.3.2 Microscopio óptico, modelo Novel.
35
Tabla 3. 1. Localización de las muestras estudiadas
Localidad Formación
Geológicas
Numero
de
muestras
Coordenadas
X Y
Cantidad
de
muestras
tomadas
Nombre de
Roca
Mina Margot Formación
Margot MT-1 434200 360201 1 Basalto
Mina Margot Formación
Margot MT-2 434200 360201 1 Basalto
Mina Margot Formación
Margot P-31 434200 360201 1 Basalto
Guanabacoa Formación
Chirino 1-42-1 364912 365940 1 Basalto
Campo
Florido
Formación
Chirino H-1 387450 364600 1 Basalto
Campo
Florido
Formación
Chirino H-3 387450 364600 1 Basalto
Madruga Formación
Chirino I-50 413800 341940 1 Hialobasalto
Madruga Formación
Chirino I-51 341850 413800 1 Hialobasalto
Madruga Formación
Chirino I-52 413800 341770 1 Variolita
Mina Margot Formación
Margot I-56-5 434200 360200 1 Basalto
Mina
América
Formación
América I-74-2 435750 361701 1 Basalto
Campo
Florido
Formación
Chirino I-83-1 387450 364601 1 Boninita
La Eugenia Formación
Chirino I-73-2 434750 364200 1 Basalto
36
3.2.1 Criterios petrogenéticos indicadores del ambiente geodinámico
Sobre la base de criterios texturales fue posible la determinación del orden de cristalización de
los minerales formadores de rocas, con el objetivo de definir lo postulado por Pearce et al.
(1984) quienes comentan que en las ofiolitas de zona suprasubducción, el clinopiroxeno y a
veces el ortopiroxeno, habitualmente cristaliza antes que la plagioclasa y lo contrario es
verdaderamente típico de ofiolitas de MORB. La probable explicación en relación con este
comportamiento es que el magma primario generado encima de una zona de subducción
contiene un rango elevado de CaO/Al2O3 comparado con el magma que se ha generado fuera
de la influencia de la corteza oceánica subducida, un modelo que es fuertemente apoyado por la
marcada escasez del clinopiroxeno contenedor de calcio en el residuo mantélico de las ofiolitas
de ZSS.
3.2.2 Caracterización petroquímica y análisis químico de elementos mayores y trazas de roca total
La caracterización petroquímica se realizó mediante la aplicación de diferentes diagramas
aplicados a la geoquímica de elementos mayores y trazas. Los elementos mayores componen
los minerales formadores de rocas y los elementos trazas son aquellos elementos químicos que
no forman parte de la fórmula ideal de los minerales y que se encuentran en muy baja
concentración (en general por debajo del 1% o de los 10.000 ppm) (López, 1986). En el proceso
de las construcciones de los diagramas geoquímicos fue recalculado el FeOtotal con la siguiente
expresión.
Fórmula para el Recálcalo FeOtotal:
Fe2O3*= Fe2O3 + FeO x 1.11135
Fe2O3= Fe2O3- (FeO x 1.11135)
Entonces será: FeO total = FeO + Fe2O3 x 0.899981 Los análisis químicos de elementos mayores fueron realizados en el laboratorio de minerales
José Isaac del Corral, La Habana, mediante el método de Plasma Inductivamente Acoplado
(ICP-óptico). Los elementos trazas fueron determinados en el centro de instrumentación
científica de la Universidad de Granada (España), utilizando un espectrómetro de masas con
fuente de ionización por antorcha de plasma y filtro de iones por cuadrupolo PERKIN ELMER
Sciex-Elan 5000.
37
El procesamiento de los datos químicos de elementos mayores y trazas se realizó a través del
Sistema para el Procesamiento Integral de Datos Petroquímicos aplicando el software Grapher y
la web Petroquímica de la UPR.
38
Capítulo 4 Petrología y geoquímica de las vulcanitas máficas
4.1. Breve esbozo sobre las ofiolitas de Habana-Matanzas
De acuerdo al objeto y objetivo de estudio de esta investigación, es conveniente comentar
algunos aspectos sobre las ofiolitas.
Las ofiolitas representan fragmentos de manto superior y corteza oceánica que fueron
incorporados dentro del margen continental durante las colisiones continental-continental y
colisión de arco-continental, y/o eventos de acreción de subducción (Lecmann, 1990).
Generalmente se encuentran en zonas de sutura en ambos tipos de colisión, por ejemplo:
Alpinas, Himalaya, Appalachan y tipo de acreción ej. Cordillera de América del Norte, cinturón
orogénico, que marca las fronteras entre placas amalgamadas o terrenos de acreción. El
registro geológico sobre la evolución de cuencas oceánicas de apertura-deriva y estadios,
extiende el suelo oceánico a la iniciación y el cierre de la subducción (el Ciclo de Wilson. El
magmatismo durante cada una de estas facies produce una asociación espacial y temporal de
rocas máfica-ultramáficas (Figura. 4.1).
Figura.4.1 Comparación del perfil de la litosfera oceánica
y los niveles oceánicos de una ofiolita clásica (Iturralde-
Vinent. 2011)
39
En la región de estudio, las rocas ultramáficas, peridotitas en diverso grado, pueden llegar a
constituir verdaderas serpentinitas. Estas rocas son las más distribuidas y consisten
fundamentalmente de harzburgitas serpentinizadas, con un limitado desarrollo de peridotitas
contenedoras de plagioclasa, dunita e lherzolita. (Fonseca et al., 1984; Llanes et al., 2001).
Estos últimos autores describen la presencia de la zona de transición manto-corteza oceánica o
moho petrológico, así como gabros del nivel de cumulados, fundamentalmente masivos,
diabasas y basaltos; todos estos componentes a su vez aparecen como bloques embebidos en
serpentinita deformada. En los alrededores de Campo Florido, vulcanitas basálticas
consideradas componentes del arco volcánico cretácico, presentan afinidad magmática de
corteza oceánica según Fonseca et al. (1989), estos autores también describen rocas
volcánicas como boninitas en esta misma región. Llanes et al. (2001) distinguen estas últimas
como de alto calcio, en tanto Kerr (1999) las asocian al tipo de bajo calcio. En contraste,
basaltos del nivel efusivo-sedimentario de la formación Margot, que también ocurren dentro de
serpentinitas, han sido considerados de afinidad intraplaca oceánica por Kerr et al. (1999).
Luego Llanes et al. (2001) y García et al. (2001) proponen que en Matanzas, en el área de La
Mina América, afloran basaltos y diabasas de afinidad ofiolítica (ofiolitas de ZSS) y en el área de
Mina Margot tienen lugar basaltos transicionales IAT-MORB con una componente intraplaca,
hasta toleitas tipo MORB Enriquecido. La figura.4.2 muestra una columna esquemática e
idealizada de las ofiolitas de Habana-Matanzas.
Figura.4.2 Sección idealizada de las ofiolitas de Habana-Matanzas (Llanes et al.,
1997)
40
4.2 Petrografía de las vulcanitas
De forma general lo que se observa en las dos formaciones estudiadas es que las rocas
volcánicas tienen un hábito petrogenético diverso. En la formación Chirino, el clinopiroxeno
aparece muy alterado, ha sufrido un proceso de anfibolización. La textura que más predomina
en las muestras de esta formación es afírica y porfídica. La textura porfídica esta dada por los
fenocristales de clinopiroxeno, mientras que la textura afírica se define por listoncillos de
plagioclasas y amigdular por la clorita en la formación Margot, en las secciones delgadas, MT-1,
MT-2 y 1-56.5 se observan fenocristales de plagioclasas con forma subhédricas. La textura que
más predomina es la porfídica, definida por fenocristales de plagioclasas, y textura afírica en
otros casos.
4.2.1 Criterios petrogenéticos de discriminación de ambiente geodinámico de las formaciones Margot y Chirino.
El análisis realizado en este acápite se basa en lo postulado por Pearce et al. (1984) como se
refirió en el acápite 3.2.1 sobre la cristalización de plagioclasa-piroxeno como criterio de
ambiente geodinámico. En el caso de la formación Margot se observa que la plagioclasa
cristaliza primero y después el clinopiroxeno mientras que en la formación Chirino el
clinopiroxeno cristaliza primero que la plagioclasa. Durante el análisis petrográfico se contó con
ocho secciones delgadas de rocas que posibilitaron identificar algunos criterios texturales,
indicadores de ambiente tectónico, en el cual pudieron evolucionar las lavas estudiadas.
Análisis de criterios texturales como indicadores petrogenéticos
Muestra P-31 (muestra de pozo): Se observan microlitos aciculares de plagioclasa dispuestos
intersertalmente y en forma de variolas, que aparecen conjuntamente con microlitos de
clinopiroxenos muy pequeños y con formas euhédricas. Presenta escasos fenocristales de
plagioclasa de composición básica y poco desarrollo. Lo subrayado constituye indicio de que la
plagioclasa cristalizó primero que el clinopiroxeno (augita). Por cuanto la fracción porfídica o
fenocristales están representados por la plagioclasa.
Muestras MT-1 y MT-2: (Muestra de afloramiento, lado este de la Mina Margot). En la
muestra se observan fenocristales de plagioclasa y granos de piroxenos. Teniendo en cuenta lo
41
bien definido de los cristales de plagioclasa (idiomorfismo) y el tamaño grande, se pudo llegar a
la conclusión de que cristalizó antes que el piroxeno. El hecho de que la plagioclasa haya
cristalizado primero indica afinidad a un ambiente de MORB según lo postulado por Pearce et
al. (1984) (Figura.4.3).
Muestra I-56-5: (Muestra de afloramiento, lado este de la Mina Margot). En la muestra se
observa una fracción porfídica que está representada por abundantes prismas tabulares de
plagioclasa labradorita, (≈25%) con tamaños de hasta 2,9 mm. La matriz está formada por finos
listoncillos de plagioclasa menores de 0.5 mm, formando intersticios angulosos, a menudo
amplios, rellenos por tablillas de clinopiroxeno. Indicio de cristalización primero de la plagioclasa
y después el clinopiroxeno (Figura.4.4 y 4.5)
Plag
Cpx
Obj 10x nx 0.5 mm
Figura.4.4 Fracción porfírica de cristales de
plagioclasa formando parte de la matriz,
antecede a la formación del clinopiroxeno.
Figura.4.3 Fenocristales de plagioclasa en una matriz
compuesta fundamentalmente por piroxeno. Muestra MT-
1. Nicoles cruzados.
0,5 mm
42
En basaltos de la formación Chirino (Mina América)
Muestra I-42-1 (bloque en serpentinita de Guanabacoa): Granos de piroxeno con una
alteración de anfibolización y cristales de plagioclasa rellenando las superficies agrietadas del
piroxeno. Los cristales de plagioclasa no están bien desarrollados y esto evidencia que cristalizó
después del piroxeno evidencia de un ambiente de SSZ. (Figura.4.6)
Cpx
0,5 mm 0,5 mm
Figura.4.5. Fenocristales de plagioclasa en una matriz compuesta fundamentalmente por
piroxeno. Muestra 1-56-5. Nicoles cruzados.
Figura.4.6. Fenocristales de plagioclasa posteriores al clinopiroxeno.
Nicoles cruzados.
0,5 mm
Pla
Obj 10x nx
Cpx
Pla
43
Muestra I-74-2 (muestra de la formación Chirino, tomada en Mina América, en el límite de La Habana-Matanzas)
La sección está formada por una matriz con microlitos de plagioclasa y piroxeno dispuestos
intersertalmente y escaso vidrio, donde se observan amígdulas rellenas por clorita. Indicio de
cristalización normal de clinopiroxeno y luego plagioclasa, lo que se inclina por una afinidad de
ambiente de suprasubducción (Figura.4.7)
En las muestras I-50 y I-52, de Madruga, no fue posible determinar el orden de cristalización. En
estas muestras la clorita aparece tanto en la matriz como rellenando amígdalas. Existen
cristales aciculares de un material que no se pudo determinar su composición. Más adelante se
muestra el diagrama de generalización del orden de cristalización en la figura.4.8 de los
minerales formadores de roca, donde se observa que en basaltos de la formación Margot, la
plagioclasa siempre cristaliza primero y después el clinopiroxeno, dándole un ambiente tipo
MORB, y en la formación Chirino, el clinopiroxeno cristaliza primero y posteriormente la
plagioclasa, asignándole un ambiente suprasubducción. (Pearce et al., 1984).
0,5 mm
Figura.4.7 Fenocristales de piroxeno en una
matriz compuesta fundamentalmente por
plagioclasa. Muestra 1-74-2. Nicoles cruzados.
44
4.3 Caracterización petroquímica
Los resultados de análisis químicos de las rocas aparecen en el anexo (Tablas 1, 2, 3, 4, 5 y 6).
Hay que destacar que no se contó con la determinación de todos los elementos esperados en
las diferentes muestras.
Los diagramas de Y-Nb-Zr, Zr-Ti y Sr-Ti-Zr aplicados a la geoquímica de elementos mayores y
trazas fueron utilizados en la interpretación petroquímica. Los elementos Ti, Y, Zr, Hf, Ta y Nb,
considerados como HFSE (High Field Strength elements–fuerte enlace iónico), fueron utilizados
Muestras: P-31, MT-1, I-56-5, M+1 y M+3 Muestras: 1-42-1,1-74-2 y 1-83-1
Cpx Plagioclasa Plagioclasa Cp
Formación Margot Formación Chirino
Ambiente geodinámico
SSZ (Zona de suprasubducción)
Ambiente geodinámico
MORB (Basaltos de cordillera
centro oceánica)
Orden de Cristalización
Diagrama de generalización del orden de cristalización de la plagioclasa y piroxeno
Figura.4.8 Diagrama de flujo del orden de cristalización de la plagioclasa y
piroxeno en las diferentes formaciones estudiadas.
45
como criterio discriminante. En este trabajo se caracterizaron rocas volcánicas máficas
pertenecientes a la formación Margot y Chirino.
4.3.1 Series magmáticas
Según el diagrama de SiO2 -K2O de Le Maître et al. (1989) Figura.4.9) los basaltos de la
formación Chirino y de la formación Margot, caen tanto dentro del campo de la serie toleítica
como también calco-alcalina. Sin embargo, cinco muestras de la formación Chirino se plotean
en el campo toleítico, mientras en el caso de la formación Margot, solo una. Esto pudiera
demostrar la composición primitiva del magma (poco evolucionado) que dio origen a las lavas
de Chirino. Pero, por otra parte, los basaltos de la formación Margot que se plotean en la serie
calco-alcalina (Kmedio y Kelevado), presentan alteración de la plagioclasa (pelitización,
desanortización), lo que implica su ploteo en el campo calco-alcalino. En este diagrama la mayor
parte de las muestras (formación Chirino) se agrupan por el eje de las abscisas (SiO2) en el
intervalo entre 49 % y 56 %, en cambio las muestras de la formación Margot se ubican en un
rango entre 44% y 46%, lo que permite separarlas por el contenido de sílice. En el eje de las
ordenadas, las vulcanitas de Chirino se sitúan en el campo de las vulcanitas de afinidad toleítica
entre 0.3 y 0.5 %, lo que nos muestra el bajo contenido de K2O en las mismas. Además se
observa que la mayor parte de las vulcanitas de la formación Chirino y una muestra de la
formación Margot se ubican en el campo de la serie toleítica coincidiendo con las muestras de la
Peninsula de Nicoya, que han sido extensamente estudiadas y demostrada su afinidad ofiolítica.
Figura.4. 9 Diagrama de SiO2 – K2O (Le Maître et al. 1989)
46
En el gráfico AFM, de Na2O + K2O - FeO* - MgO como límite marcador de las series se asume
la curva de Irvine y Baragar (Figura.4.10). Atendiendo a la distribución de las muestras respecto
a esta curva se pudo apreciar la tendencia calco-alcalina de casi la mitad de los basaltos, donde
ocho muestras se plotean en el campo calco-alcalino y de estas cinco son de la formación
Chirino. Esto se debe a que el magma fue evolucionando, el arco fue madurando en el tiempo a
medida que la subducción estaba activa, lo que está demostrado por la tendencia de toleítica a
calco-alcalina observada en las muestras estudiadas. Entre estas últimas, una muestra de
boninita y un basalto, ambas de los alrededores de Campo Florido (línea de ferrocarril bajo el
puente de San Miguel), se plotean en el campo de la serie toleítica con una composición por
encima de la curva de Irvine y Baragar (1971), y por debajo de la curva de Kuno (1968). Estas
se separan el campo toleítico, con un límite superior al de Irvine y Baragar (1971). La muestra I-
52 de Madruga (formación Chirino), también presenta tendencia a la composición toleítica
(Figura.4.10).
Figura.4.10 Diagrama de AFM Kuno (1968); Irvine y Baragar (1971)
47
En el diagrama de TAS volcànico de Le Maitre et al. (1989) la mayor parte de las muestras se
sitúan en el campo de las rocas basálticas y andesita basáltica, con excepción de una muestra
P-31 de la formación Margot, que se ubica en la zona de basanita con contenido de Olivino
>10%. Ese comportamiento es debido a que la mayoría de las muestras presentan altos
contenidos de SiO2 y bajo contenido de Na2O y K2O. La composición de las rocas es de básica
a media. (Figura.4.12).
4.3.2 Geoquimica de elementos mayores y traza
Se utilizaron varios diagramas geoquímicos de clasificación para el caso de los elementos
mayores y trazas en la interpretación geoquímica a través de los diagramas de Y-Nb-Zr, Zr-Ti y
Figura.4.11 Diagrama de TAS volcánicos Le Maître et al. (1989)
48
Sr-Ti-Zr. Los elementos Ti, Y, Zr, Hf, Ta y Nb, llamados HFSE (High Field Strength elements- de
fuerte enlace iónico), su utilizaron para discriminar el ambiente geodinámico por su
comportamiento ampliamente inmóvil durante el intemperismo del suelo oceánico, alteración
hidrotermal y bajo grado de metamorfismo (Wilson, 1989). En el diagrama P2O5-TiO2-MnO de
Mullen (1983), se destaca la afinidad de las lavas a la composición de corteza oceánica dado
que la mayor parte de las muestras caen en el ambiente de CAB y BON mientras que solo una
muestra se ubica en la zona de OIA y dos muestras que caen en la intersección de MORB, IAT
y OIT. Debido a las alteraciones que sufren los minerales y la diferencia que existen entre los
contenidos de elementos (TiO2 y MnO) estas características inciden en la diversidad de
ambiente en los cuales se plotean las muestras analizadas. En el caso de las muestras que se
localizan en parte de boninitas (formación Chirino) es debido al bajo contenido de TiO2 y la
alteración de la plagioclasa. Las muestras de la formación Margot que se ubican en una zona de
transición (IAT-MORB), pueden corresponder a su evolución en un ambiente oceánico de
intraplaca según referido por Wilson (1989) y Dilek y Furnes (2011). Los resultados son
comparables con las muestras analizadas de la Península de Nicoya (Costa Rica) que han sido
intensamente estudiadas por Meschede y Frish (1994) (Figura.4.12).
Figura.4.12 Diagrama de P2O5-TiO2-MnO Mullen (1983)
49
En el diagrama MgO-FeO-Al2O3 de Pearce et al. (1977), cinco muestras aparecen en la zona de
arco de isla y margen continental (dos de estas cinco muestras mencionadas anteriormente
pertenecen a la formación Margot), otras cinco que corresponden al campo de MORB y una
muestra (P-31) que se ubica en ambiente continental (formación Margot) y relativa cercana a las
muestras de Nicoya, en un ambiente OIT-Continental (Figura.4.13)
En este diagrama de Y-Nb-Zr de Meschede (1986) se puede observar que las muestras de la
formación Margot (muestra de pozo P-31 y la muestra MT-1 y 2) ocupan la posición del límite
entre de MORB tipo E o P (derivado de un plume o punto caliente) , MORB tipo N (derivado de
una fuente del manto superior de un astenosfera agotada) y las muestras H-1 y H-5 se ubican
Figura.4.13 Diagrama de MgO-FeO-Al2O3 Pearce et al. (1977)
Figura 4.13 Diagrama MgO-FeO-Al2O3 de Pearce et al. (1977)
50
en los basaltos de arco volcánico y MORB tipo N).Este comportamiento se debe al bajo
contenido de Nb que contienen las muestras y elevado contenido de Zr e Y. (Wilson, 1989),
(Figura.4.14).
En el diagrama Zr (ppm) vs Ti (ppm) de Pearce et al. 1973 (Figura.4.15), los basaltos se sitúan
en el área correspondiente al MORB, CAB y IAT, de bajo Zr y Ti. Se distingue la composición
deprimida en titanio de las lavas de la formación Chirino respecto a los de la formación Margot.
Figura.4.14 Diagrama de Y-Nb-Zr Meschede (1986)
51
Para el caso de las razones de Zr/Yb vs Nb/Yb y Th/Yb vs Nb/Yb (Figura.4.16), las rocas
volcánicas de Chirino se plotean conjuntamente con las vulcanitas de Los Pasos (Cuba Central)
y cercanas a las de Téneme (Cuba oriental) de tipo IAT-PIA (Proenza et al., 1999). En tanto las
vulcanitas de Margot se ubican en un campo transicional entre N-MORB y E-MORB en el
diagrama Zr/Yb vs Nb/Yb, y en el campo de E-MORB en el ploteo de Th/Yb vs Nb/Yb.
Figura .4.15 Diagrama de diagrama Zr (ppm) vs Ti (ppm) de Pearce, (1973)
52
En la figura.4.17 donde se muestra la distribución de elementos trazas (LILE, HFSE y ETR) se
observa el enriquecimiento en LILE (Cs, Rb, K, Sr, Pb, Ba,) para todas las lavas, y entre estos
se destaca una anomalía positiva de Sr relacionada con el fraccionamiento de este elemento en
la plagioclasa. Por otra parte se aprecia empobrecimiento en elementos HFSE (Zr, Ti, Y, Hf, Ce,
Nb, Ta, Yb, Sc) respecto a MORB en los basaltos de la formación Chirino, entre los que se
Figura.4.16 Diagrama Zr/Yb vs Nb/Yb y B) Diagrama Th/Yb vs
Nb/Yb para las rocas basálticas de Téneme y Quibiján (Modificado de Proenza, 2003)
53
manifiesta la anomalía negativa típica de Nb para basaltos de afinidad a IAT. Así también se
observan contenidos deprimidos de P, Zr y Ti.
En la (Figura. 4.18) pueden observarse patrones relativamente planos de las tierras raras de
todas las lavas, sin embargo, en los basaltos de la formación Margot se distingue ligero
enriquecimiento de las tierras raras ligeras respecto a las pesadas; así como composición
deprimida de estos elementos respecto a MORB, en los basaltos de la formación Chirino.
Figura.4.17 Diagrama de distribución de los elementos trazas (LILE, HFSE y ETR)
respecto a MORB-N (Nakamura, 1974)
54
Figura. 4.18 Diagrama de distribución de los contenidos de
elementos de tierras raras respecto a MORB-N en basaltos de las
formaciones Chirino y Margot. (Nakamura, 1974).
55
Capitulo 5 Ambientes geodinámico de acumulación de basaltos de las
formaciones Margot y Chirino.
5.1 Generalidades de las formaciones
El análisis del aspecto petrogenético relacionado con el orden de cristalización de minerales, así
como las características petroquímicas de las formaciones Chirino y Margot han permitido
distinguir dos tipos de vulcanitas fundamentales de acuerdo al ambiente geodinámico donde se
formaron.
Formación Margot
A través de las construcciones de diagramas y la revisión de secciones delgadas se observa
que en la formación Margot los basaltos poseen una afinidad ofiolítica con un ambiente de tipo
MORB e Intraplaca (Figura.5.4). Este comportamiento también pudo ser corroborado en el
estudio de las secciones delgadas donde se constató que la plagioclasa cristalizó antes que el
clinopiroxeno por los bordes bien definidos y desarrollados que presenta (Pearce et al., 1984).
En los diagramas MgO-FeO-Al2O3 (Figura.4.13), y-Nb-Zr (Figura.4.14), y Zr-Ti (Figura.4.15,)
también se visualiza que las vulcanitas de esta formación pertenecen al ambiente de tipo MORB
al igual que las ofiolitas de Nicoya que también presentan afinidad toleítica, pobres en Na y K
(Figura.4.9) y ambiente transicional de MORB-IAT (Figura.4.12). En otros casos se puede ver
que las muestras MT-1 y MT-2 varían el tipo de ambiente de formación (en relación con otros
gráficos utilizados) debido a la alteración de los minerales. Por ejemplo en el diagrama de MgO-
FeO-Al2O3 las muestras MT-1 y MT-2 de la formación Margot plotean en zona de arco de islas y
margen continental activo (Figura.4.13), mientras que en el diagrama de Zr vs Ti (Figura.4.12)
se plotean en la zona de IAT-MORB. Este comportamiento es provocado por el contenido y
alteración de la plagioclasa que sufre procesos de pelitización y se transforma en arcilla. Debido
a este proceso las muestras plotean en campos poco afines como arco de islas (Figura 4.13).
La muestra del pozo P-31 siempre cae aislada de las restantes muestras de la formación Margot
debido a que está mas enriquecida en los elementos químicos inalterables como el Zr, Ti e Y
(Figura.4.17 y 4.18), los cuales reflejan la composición original del magma.
En los diagramas de P2O5-TiO2-MnO (Figura.4.12) y Y-Nb-Zr (Figura.4.14) se observan que las
vulcanitas de la formación Margot pertenecen al ambiente de tipo MORB (Figura 5.4) lo que
coincide con las vulcanitas de tendencia ofiolítica de la península de Nicoya que también
presentan las mismas características (composición toleítica y ambiente transicional de MORB-
56
IAT e Intraplaca). Según lo sugerido por Wilson (1989), los basaltos se definen más al ambiente
tipo MORB bajos en LILE y enriquecimiento en los HFSE, elementos resistentes a las
alteraciones como el Ti, Y, P, y Sr. Las vulcanitas de Margot según el análisis, tanto de
elementos mayores como de traza, plotean en el ambiente tipo MORB – P o E (provenientes de
un plume o punto caliente según (Wilson,1989) porque están empobrecidas en LREE y
elementos incompatibles pero enriquecidas en Sr. Además el rango de Nb es bajo,(Figura.4.17).
Formación Chirino En las secciones delgadas de la formación Chirino el clinopiroxeno cristaliza antes que la
plagioclasa lo que define un ambiente de suprasubducción (SSZ). Pearce et al. (1984) definen
que ante estas características pueden ser de retroarco y antearco dependiendo de la dirección
de las placas buzante y colgante. A medida que el arco va evolucionando en el tiempo se
observan procesos de diferenciación magmática. En la figura.5.4 se demuestra la diferenciación
del magma en diferentes zonas, desde toleítica (TH), calco-alcalina (CA) hasta alcalina (A). Se
ha observado que las muestras de esta formación, en muchos casos, se plotean en los campos
de arco de islas y serie calco alcalina (rica en calcio) lo que le define un ambiente de arco de
islas de forma general. Estas vulcanitas tienden a presentarse en diferentes ambientes (MORB
tipo N, VAT, IAT y margen continental activo) dependiendo de la distancia del eje del arco
respecto al centro de convergencia entre placa; por lo que mientras que el arco va
evolucionando, la composición del magma varia.
5.2 Ambiente Geodinámico
De acuerdo al comportamiento petroquímico, las vulcanitas estudiadas pueden separarse en
dos tipos de ambientes geodinámicos fundamentales:
Toleitas de arco pobres en Ti y con afinidad boninítica (H-1, H-2, I- 74-2)
Estas rocas son basaltos pero presentan una afinidad boninítica y contenidos de TiO2 < 0.56 wt
%, entre 6.68 – 9.17 de MgO. Están empobrecidos en REE, LILE y HFSE, con una marcada
anomalía negativa de Nb respecto al manto primitivo (Figura.4.17). En un diagrama de TiO2 vs
Zr los basaltos son afines a lavas y diques primitivos. Las bajas concentraciones de Ti, Zr, Y, y
Nb indican una fuente del manto muy empobrecida, en un ambiente de arco primitivo
(Figura.5.1)
57
Vulcanitas transicionales MORB-IAT
A este tipo de vulcanitas se relacionan los basaltos de la formación Margot y se separan en dos
tipos, aunque de forma general presentan una componente intraplaca y un enriquecimiento en
LILE, moderado enriquecimiento en tierras raras ligeras respecto a las pesadas, y ausencia de
anomalía negativa de Nb o muy débil.
Sobre la composición y tipo de boninitas, existe contradicción de criterios. Llanes et al. (1997)
consideran las boninitas de Campo Florido como del grupo de alto calcio (Figura.5.2), teniendo
en cuenta las características petroquímicas para los diferentes tipos de boninitas definidas por
Crawford (1988), con fenocristales y microfenocristales de olivino u ortopiroxeno con una matriz
compuesta por listoncillos de clinopiroxeno sobre una base de vidrio volcánico.
El contenido CaO oscila en un rango de 9.7 - 10 %; el SiO2 de 51-52 % (< 56 %) como es
característico para este tipo de boninitas. También tienen contenidos de Na2O (0.96-1 %) y K2O
(0.23-0.25) más bajos que las boninitas de bajo Ca. En la figura.5.2 se observa, de acuerdo al
quimismo de estas rocas, su ploteo en el campo de las boninitas de alto calcio. Sin embargo,
Kerr et al. (1999) señalan la presencia de boninitas de bajo calcio, lo que muestra contradicción
entre lo considerado por estos autores y Llanes et al. (2001).
Figura.5.1. Diagrama de variación TiO2-Zr (Wilson, 1989)
58
El carácter boninítico de estas rocas se manifiesta en el diagrama de Beccaluva et al. (1979)
(Figura.5.3) donde se plotean en el campo de basaltos de muy bajo Ti y boninitas. Además la
composición boninítica se expresa en el diagrama de Crawford (1988), (Figura.5.1) donde
aparecen conjuntamente con boninitas de alto CaO de Chipre. Su afinidad magmática calco-
alcalina está dada por muy baja relación FeO*/MgO, al igual que las boninitas de Chipre.
Figura. 5.2 Diagrama CaO vs ∑ Álcalis (%) (Crawford, 1988),
mostrando el campo de las boninitas de alto Ca.
59
De acuerdo con las características geoquímicas de las rocas volcánicas estudiadas, que
constituyen el nivel superior de la asociación ofiolítica y vulcanitas de arco Cretácico, se definen
dos ambientes diferentes uno de afinidad de arco de islas primitivo desde boninítico hasta su
transición a una composición calco-alcalina (dada por la formacion Chirino), y otro de tipo
transicional MORBN – MORB-E hasta intraplaca (WPT), relacionado con la evolución de la
etapa madura de una cuenca oceánica, probablemente evento intraplaca en proto-Caribe
(formacion Margot). Según Price y Kroenke (1991) las áreas de expansión incipiente y/o de
otros disturbios térmicos se caracterizan por magmatismo basáltico que muestra
enriquecimiento tanto en HFSE y LILE.
Figura. 5.3 Diagrama de discriminación de ambiente tectónico
(Beccaluva et al., 1979) para rocas volcánicas máficas
60
Figura.5.4 Modelo de ambiente geodinámico donde se desarrollaron las formaciones Margot y Chirino (adaptado de Wilson, 1989)
Trinchera
61
Es bien conocido que las concentraciones bajas de HFSE (Ti, Y, Zr y Nb) son características de
basaltos generados en zonas relacionadas con la subducción. El enriquecimiento en LILE (Sr, K,
Rb, Ba), que se comportan móviles respecto a los HFSE durante los procesos de alteración,
frecuentemente es atribuido al rol de los fluidos originados por deshidratación de litosfera
oceánica subducida (Lecmann, 1990; Pindell y Barret, 1990). Esto se manifiesta en los basaltos
de Chirino.
De acuerdo con las características petroquímicas de las vulcanitas máficas de Chirino, se puede
considerar la evolución de las lavas en dos ambientes, modificada la fuente magmática que
originó el más evolucionado, por una componente de subducción. Así, basaltos evolucionados y
moderadamente evolucionados (contenidos de MgO de 4 - 6 %) y enriquecidos en titanio
(Margot), pudieron haberse originado en un centro de expansión centro-oceánico con afinidad
MORB-N-OIB a MORB-E, relacionado a la corteza oceánica, probablemente relacionados a
eventos de expansión-Plume (proveniente de puntos calientes), producidos en la cuenca Proto
Caribeña, en el período Jurásico Superior - K2 Santoniano (?) (García et al., 2001) (Figura.5.5).
Los basaltos en el Caribe, generados por un evento intraplaca entre K1- K 2 Santoniano tienen
características geoquímicas tanto de MORB como de toleita intraplaca (Beccaluva y Giunta,
1995). Luego la litosfera del proto-Caribe se involucra en un proceso de subducción donde se
genera un arco toleítico, produciendo en sus estadios tempranos, lavas primitivas boniníticas, de
muy bajo titanio y alto MgO, con anomalías negativas de Nb, a partir de una fuente mantélica
agotada (García et al., 2001), (Figura.5.5). Esto es corroborado por la composición
predominantemente harzburgítica de las ultramáfitas de la región de estudio. Más tarde, con el
avance o maduración de la subducción y alejamiento del eje del arco del centro de convergencia
entre placas oceánicas, series magmáticas calco-alcalinas comienzan a formarse, y es por esta
razón que existe una diferenciación en la composición de las vulcanitas (Figura.5.4 detalle A).
62
Rocas del Hauteriviano-Albiano medio de la serie IAT (Island arc tholeites) han sido descritas en
Puerto Rico y República Dominicana, lo mismo que en Cuba (Iturralde-Vinent, 1996a y Kerr et
al., 1999). Indicios directos de este magmatismo en Cuba son las rocas del Albiano medio y más
antiguas, que se conocen sólo en Cuba Central (regiones de Camagüey y Santa Clara) como
formaciones Los Pasos y Pre-Camujiro. Varias muestras de lavas tomadas de la formación Los
Pasos tienen un evidente carácter IAT (Kerr et al., 1999). Basaltos de la formación Chirino se
distribuyen en campos similares a los de la formación Los Pasos y Téneme, ambos casos con
afinidad a arco de islas primitivo (Figura.4.16).
Las lavas de Margot, plotean en campos donde se solapan los ambientes tectónicos MORB y
WPT, así como han coincidido en algunos diagramas con los basaltos intensamente estudiados
de la Península de Nicoya (Costa Rica), enriquecidos en HFSE, de tipo WPT (intraplaca).
A pesar de que estas formaciones se formaron en diferentes ambientes, en la actualidad se
encuentran tectónicamente imbricadas con rocas del complejo ofiolítico, lo que complica su
distinción entre las rocas del arco volcánico y las ofiolitas. Como resultado de este trabajo se
permitió esclarecer y aportar nuevos datos sobre este aspecto problemático de la geología de la
región Habana-Matanzas.
Figura.5.5 Línea del Tiempo de los Principales Eventos del Caribe (Garcia et al., 2001)
63
Conclusiones
1. El orden de cristalización de los minerales primarios plagioclasa-clinopiroxeno refleja la
formación de las lavas de Margot y Chirino en ambientes tipo MORB-IAT y SSZ
respectivamente.
2. La geoquímica de los elementos mayores y trazas de las lavas de Margot indica serie
magmática toleítica, mientras que las lavas de Chirino reflejan tendencia variable desde
toleítica hasta calco-alcalina debido a la maduración del arco volcánico a lo largo del tiempo.
3. El ambiente geodinámico de las vulcanitas indica que la formacion Margot se formó en una
zona de expansión (MORB) hasta IAT, mientras que la formación Chirino evolucionó en un
ambiente de suprasubducción relacionado a un arco (arco volcánico cretácico), pudiendo ser
en la zona de antearco o retroarco.
4. La formación Margot según los datos petrográficos y petroquímicos, pertenece a los efusivos
del complejo ofiolítico de la zona Habana Matanzas, mientras que la formacion Chirino está
asociada a la evolución del arco volcánico del Cretácico.
64
Recomendaciones
1. Precisar la caracterización petrólogo-geoquímica de los basaltos con el incremento de
cantidad de muestras y datos de elementos trazas (Hf, Ta, Nb, Th y tierras Raras), para
lograr una mejor interpretación del ambiente geodinámico donde se formaron.
2. Hacer mayor énfasis en criterios petrográficos como posibles indicadores de ambientes
geotectónicos.
3. Profundizar en la petroquímica de los bloques de basaltos incluidos en bloques de
serpentinitas como en el caso de Guanabacoa.
65
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69
Anexos
70
Anexo 1. Óxidos mayores formadores de las rocas volcánicas (basaltos) en las formaciones Margot y Chirino.
SiO2 TiO2 Al2O3 FeOtotal MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 LOI Suma No. de
muestra
Tipo de
roca
Formación
geológica
46 0.77 20.6 5 0.1 6.2 10 4.07 0.2 0.11 6.4 99.9 MT-1 Basalto Fm. Margot
46 1.02 17.5 5.8 0.1 6.1 13 3.16 1.3 1.15 6.5 101 MT-2 Basalto Fm. Margot
45 1.9 15.1 11.4 0.2 4.5 9.6 4.16 0.6 0.23 5.4 98 P-31 Basalto Fm. Margot
51 0.34 14.4 8.26 0.2 11 6 4.23 0.1 0.06 4.7 100 I-42-1 Basalto Fm. Chirino
55 0.34 15.5 5.29 0.3 6.7 9.5 4.35 0.5 0.04 2.4 99.6 HAV-1 Basalto Fm. Chirino
54 0.33 15.5 8.45 0.1 6.8 8.7 2.32 0.4 0.04 1.4 98.6 HAV3 Basalto Fm. Chirino
50 0.35 15.8 6.85 0.1 8.8 6 2.94 0.7 0.02 8.9 101 I-50 Hialobasalto Fm. Chirino
52 0.33 15.2 6.37 0.2 5.5 11 3.62 0.9 0.05 6.1 101 I-51 Hialobasalto Fm. Chirino
50 0.32 15.6 7.9 0.1 11 6.5 1.85 1.1 0.02 5.4 99.5 I-52 Variolita Fm. Chirino
46 0.86 17.4 6.47 0.1 5.2 12 3.58 0.9 5.7 98.1 I-56-5 Basalto Fm. Margot
57 0.33 13 6.89 0.1 9.2 4.9 4.36 0.1 0.04 2.7 98.3 I-74-2 Basalto Fm. Chirino
52 0.23 12.5 6.69 0.1 10 11 0.96 0.2 0.01 4.4 99.1 I-83-1 Boninita Fm. Chirino
54 0.47 15.2 11.53 0.1 8.3 6.9 4.43 0.3 0.05 1.8 103 1.73-2 Basalto Fm. Chirino
71
Anexo 2. Concentración de los elementos traza (ppm) en las muestras estudiadas.
Sc V Cr Co Ni Cu Zn Ga Rb Sr Y Zr Mo Sn Cs Ba Hf Ta Nb Th U No. de
muestra
28 187 366 35 133 68 53 14 2 527 16 47.9 1.32 2.27 0.38 76 1.4 0.31 4.2 0.4 0.11 MT-1
40 225 361 72 170 111 97 14 15 244 22 67 1.31 1.86 0.34 75 2 0.86 6.1 0.5 0.2 MT-2
28.5 192,0 274 37 92 - - 15.8 5.2 490,0 18.4 49 - - - 94 1.54 0.3 4.6 0.4 - MT-3
41.6 221,0 418,0 75 141,0 - - 14.3 6.3 324,0 24.9 83 - - - 52 2.28 0.44 7.3 0.6 - MT-4
39 353 125 41 92 32 137 20 18 171 41 130 1.01 2.36 0.33 44 3.7 0.4 1.8 0.5 0.32 P-31
35.3 206 257.3 25 161 10.4 19.9 14.03 2.99 337.7 10.2 25.6 1.12 1.27 0.03 175.4 0.9 0.665 0.665 0.3 0.13 H-1
42.3 381 388 50 169 51.8 145 17.87 1.02 49.02 36.26 28.8 2.16 288 0.34 39.15 1.5 16.75 16.75 0.5 0.08 H-2
43.9 253 208.8 32 104 80.1 64.7 14.23 2.74 177.5 14.92 15.6 1.21 2.34 0.02 91.24 0.72 0.754 0.754 0.3 0.09 H-3
37.9 203 494 42 197 - - 11.9 4.6 55 10.8 21 - - - 130 0.65 0.04 0.8 0.3 - H-5
72
Anexo 3. Concentración de los Elementos de Tierras Raras (ppm) en las muestras estudiadas (continuación)
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
No. de
muestra Tipo de roca
Formación
geológica
4 9.39 1.3 6.67 2.1 0.8 2.54 0.44 2.87 0.63 1.73 0.26 1.64 0.23 MT-1 Basalto Fm. Margot
5.4 12.6 1.9 9.4 2.8 1046 3.31 0.59 3.89 0.85 2.22 0.34 2.12 0.31 MT-2 Basalto Fm. Margot
6.5 17.3 2.9 15.9 5.2 1.71 6.5 1.14 7.29 1.61 4.35 0.67 4.37 0.62 P-31 Basalto Fm. Margot
1.8 3.71 0.5 2.67 0.9 0.36 1.22 0.23 1.55 0.36 1.06 0.18 1.15 0.18 HAV-1 Basalto Fm. Chirino
2 4.9 0.8 3.9 1.3 0.45 1.63 0.3 2.12 0.51 1.56 0.37 1.74 0.28 HAV3 Basalto Fm. Chirino
73
Anexo 4. Resultados de análisis químico de los elementos mayores en basaltos de la Península de Nicoya (Costa Rica)
SiO2 TiO2 Al2O3 FeOtotal MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 Muestra
48.35 1.59 13.05 14.81 0.23 6.68 10.37 2.4 0.13 0.15 C33
48.13 2.3 12.3 17.78 0.25 4.42 8.9 3.22 0.22 0.18 C38
48.4 2.01 12.45 16.8 0.25 5.57 8.26 3.79 0.23 0.21 C39
47.26 2.47 12.7 16.29 0.26 5.48 9.3 2.94 0.13 0.31 C59
47.59 2.23 15.89 11.81 0.17 5.77 8.94 3.58 0.58 0.22 C120
48.71 2.76 11.76 18 0.22 5.16 8.12 2.59 0.35 0.21 MS/4
47.76 2.06 12.88 15.9 0.23 6.32 8.94 3.24 0.15 0.19 MS/60
46.85 3.78 13.03 3.19 0.18 6.17 10.38 1.97 0.33 0.37 MS/600
74
Anexo 5. Resultados de análisis químico de los elementos traza en basaltos de la Península de Nicoya (Costa Rica)
V
Cr
Ni
Cu
Zn
Rb
Sr
Y
Zr
Ba
Nb
Muestra
379 63 41 97 5 96 29 79 83 8 C33
493 35 32 85 5 226 39 130 133 3 C38
447 35 32 81 5 97 35 102 104 3 C39
404 89 32 137 5 51 44 180 119 3 C59
332 70 29 83 83 13 326 18 142 130 10 C120
586 60 11 141 12 85 27 148 101 4 MS/4
448 125 31 123 6 169 22 116 124 5 MS/60
401 96 100 8 433 26 225 165 30 MS/600
75
Anexo 6. Petrografía de los basaltos de las formaciones de Margot y Chirino
No: Muestra Localidad de toma de Muestra
Tipo de Roca Textura Composición Mineralógica Formacion
P-31 Mina Margot Basalto Variolítica y Afírica plagioclasa y piroxeno Fm. Margot
MT-1 Mina Margot Basalto Porfídica y Amigdular plagioclasa, clinopiroxeno Clorita Fm. Margot
MT- 2 Mina Margot Basalto Porfídica y Afírica plagioclasa y clinopiroxeno Fm. Margot
1-56-5 Mina Margot Basalto Porfídica piroxeno y plagioclasa Fm. Margot
1-42-1 Guanabacoa Basalto Anfibolizado Porfídica Ferocristales de clinopiroxeno Fm. Chirino
1-42-2 Guanabacoa Basalto Porfídica Fenocristales de clinopiroxeno Fm. Chirino
1-74-2 Mina América
Basalto Anfibolizado y
Amígdular Amigdular y Porfídica piroxeno, plagioclasa y Clorita Fm. Chirino
1- 50 Madruga Hialobasalto Porfídica Microlitos de Olvino e clinopiroxeno Fm. Chirino
1-51 Madruga Hialobasalto Porfídica Microlitos de Olv e Clinopiroxeno Fm. Chirino
H-1 Campo Florido Basalto Porfídica
Ferocristales de clinopiroxeno y
Microlitos de plagioclasa
Fm. Chirino
H- 3
Campo Florido
Basalto
Porfídica
Microlitos de Plagioclasa y Ferocristales
de Piroxeno
Fm. Chirino
1- 52 Madruga Variolita Porfídica Olvino y piroxeno Fm. Chirino
1-73-2 Mina América Basalto Porfídica piroxeno y plagioclasa Fm. Chirino
1-83-1 Campo Florido Boninita Afírica olvino y piroxeno Fm. Chirino
76
Anexo 7. Abreviaturas utilizadas en el texto
SSZ- Zona de suprasubducción
Plg-Plagioclasa
Cpx-Clinopiroxeno
MORB-Basaltos de cordillera cetro oceánica
IAT-Toleitas de arco de Isla
TH-Toleita
CA-Calco-alcalina
A-Alcalina
Fm-Formación
Bon-Boninita
CAB- Basaltos calco-alcalina
OIT- Toleitas de isla oceánica
AIO- Arco de isla oceánico
PIA- arco de isla primitivo
WPT- Entre placas
MT- Muestras de la región Matanzas
H-Muestras de la región de La Habana
MORB N- Morb normal
MORB E y P-Proveniente de un plum
OIB-Basaltos de isla oceánico
