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Geología Ambiental de los Terrenos Metamórficos de Pino Solo-Cerro Cabras, Pinos, Escambray y Asunción.
Manuel A. Iturralde-Vinent
Museo Nacional de Historia Natural
Con la colaboración de Guillermo Millán, Antonio García-Casco, …
CONTENIDO
INTRODUCCIÓN
GEOLOGÍA DE LOS TERRENOS METAMÓRFICOS
Rocas de un basamento siálico
Terreno Pino Solo-Cerro Cabras
Terreno Pinos
Terreno Escambray
Terreno Asunción
EL ORIGEN DE LOS TERRENOS METAMÓRFICOS
RECURSOS MINERALES Y COMBUSTIBLES
Minerales Industriales
Minerales Metálicos
EL CARSO
DISPONIBILIDAD DE AGUA
RIESGOS GEOLÓGICOS
Derrumbes
Contaminación Salina
Sismicidad
REFERENCIAS Y LECTURAS RECOMENDADAS
INTRODUCCIÓN En este capítulo se estudian los terrenos metamórficos de naturaleza continental, y
mixta con elementos oceánicos y continentales, que forman parte del substrato plegado
de Cuba. Estos terrenos son: Pino Solo-Cerro Cabras (Alturas de Pizarras del Sur), Pinos
(Isla de la Juventud), Escambray (Alturas de Guamuhaya), y Asunción (Maisí).
Aunque se trata de tres macizos y un grupo de afloramientos y mantos de corrimiento
totalmente desvinculados entre sí, se interpretan como parte de un mismo dominio
paleogeográfico del ProtoCaribe (Placa Norteamericana), cuya secciones rocosas tienen
protolitos comparables a las sucesiones estratigráficas del Terreno Guaniguanico.
La importancia científica de los complejos metamórficos radica en que ellos registran,
en sus características petrológicas y estructurales, una parte significativa de los procesos
tectónicos propios de la dinámica litosférica, y en consecuencia, su estudio permite
entender los procesos de formación del orógeno circum-caribeño en el segmento de
Cuba (en lo sucesivo Orógeno cubano). Los terrenos metamórficos de Cuba constituyen
macizos de rocas de escala regional, de naturaleza sedimentaria y/o vulcano-plutónica,
con límites definidos por fallas regionales (no necesariamente límites de placa), y
caracterizados por una historia geológica que difiere de aquella de los terrenos
adyacentes, todos ellos finalmente acrecionados tectónicamente en márgenes
convergentes de placas.
Figura 1. Posición de los principales macizos metamórficos de Cuba.
A lo largo de la historia del segmento cubano del cinturón orogénico circum-caribeño,
los terrenos metamórficos están yuxtapuestos con otros terrenos no metamórficos, que
suelen presentar evoluciones térmicas y báricas muy distintas durante su historia
respectiva. En Cuba se pueden encontrar terrenos con gradientes metamórficos de alta
presión y baja temperatura (HP/LT), generados por la depresión térmica inducida por
una placa litosférica en subducción, como son los terrenos Pino Solo-Cerro Cabras (antes
conocido como Faja Cangre), Escambray y Asunción. El terreno Pinos es un tanto
especial, pues se formó en un ambiente de temperaturas y presiones medias (MP/MT).
Por otra parte, el conjunto de terrenos arriba mencionados (Pino Solo-Cerro Cabras,
Pinos, Escambray y Asunción) se han considerado elementos relícticos de un promontorio
paleogeográfico denominaron Caribeada, situado originalmente al SE del Bloque Maya
(Iturralde-Vinent y García-Casco 2007; García Casco et al. 2008). En lo sucesivo se
describen los terrenos metasedimentarios de Caribeana, así como los posibles
representantes de un basamento siálico antiguo pre-Mesozoico.
La historia de las investigaciones de las metamorfitas cubanas es paralela a la
historia de las investigaciones geológicas en Cuba, y en la literatura científica
existen importantes contribuciones al conocimiento de estas rocas. Sin embargo,
el primer trabajo sistemático, incluyendo cartografía, petrología, geocronología,
síntesis, e interpretación geodinámica en un marco regional, se debe a Mark
Somin y Guillermo Millán, desde los años 1970 hasta la fecha. A este trabajo
fundamental se unieron recientemente otras contribuciones, que han enriquecido
los datos existentes y han reinterpretado el origen y evolución de las
metamorfitas cubanas aplicando técnicas, metodologías y concepciones
novedosas. Estas son las contribuciones de A. García-Casco, R. Torres Roldán, W.
Maresch, P.K. Stanek, y otros autores, cuyos trabajos están publicados a partir de
la última década del pasado siglo.
En este capítulo se presenta una síntesis de los conocimientos adquiridos, pero
siempre es importante volver a las fuentes, ya que toda síntesis padece de
limitaciones en los detalles.
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GEOLOGÍA DE LOS TERRENOS METAMÓRFICOS
En el territorio de Cuba se encuentran cuatro terrenos de rocas metamórficas (Pino
Solo-Cerro Cabras, Pinos, Escambray, y Asunción), que tienen un protolito de edad
jurásica y cretácica, correlacionable con diferentes formaciones o complejos litológicos,
no-metamorfizados, que afloran en el cinturón plegado cubano, cuyas edades y posición
geológica están establecidas. También se encuentran raras exposiciones aisladas,
bloques, y minerales premesozoicos (contenidos en contextos más jóvenes), que parecen
corresponder con un antiguo fundamento siálico. El metamorfismo y exhumación de
todos los terrenos mesozoicos ocurrió esencialmente entre el final del Cretácico e inicio
del Paleoceno (Millán 1997; García-Casco et al. 2008).
En este capítulo se caracterizan la posición tectónica, composición, metamorfismo y
origen de los terrenos en cuestión (Fig. 1). Sin embargo, al referirnos a la estratigrafía,
es necesario esclarecer que aquí se adoptan las distintas unidades “litoestratigráficas”
descritas por Millán y sus colaboradores (Millán y Myczyñski 1978; Millán y Somin 1981;
Millán 1997a, 1997c; Fig. 2) en estos terrenos, que por tratarse de rocas metamórficas,
no se corresponden completamente con la categoría de formaciones litoestratigráficas.
En particular, cuando se trata de rocas con un metamorfismo media a alto, es
recomendable utilizar el termino Litosoma para sustituir al de formación, preservando
este último sólo para macizos de bajo grado de metamorfismo donde las relaciones
estratigráficas están preservadas. Es de esperar que en el futuro la nomenclatura
estratigráfica de estos macizos sea revisada de acuerdo a estas concepciones y nuevas
observaciones de campo.
Fig. 2. Columnas litoestratigráficas tentativas de los terrenos de rocas metasedimentarias de
Cuba, comparándolas con la sección bien estudiada, no metamorfizada, de la Sierra de los
Órganos. El terreno Guaniguanico (Sierra de los Órganos), de rocas no metamórficas, se utiliza
como referencia para comparar con las otras columnas. La posición de estos terrenos se ilustra
en la Figura 1.
En este capítulo, tomando en consideración las propuestas de Millán (1997), se han
elaborado las columnas estratigráficas que se ilustra en la figura 2, pero este gráfico
debe tratarse con cautela, como preliminar, y deberá ser revisado en el futuro.
ROCAS DE UN FUNDAMENTO SIÁLICO
Afloramientos de estas rocas se han reportado de la parte septentrional de la porción
limítrofe entre las provincias Matanzas y Villa Clara, formando parte de una escama
tectónica mal aflorada, que es parte de la UTE de Placetas, la cual corresponde al
protoCaribe, en la placa de Norteamérica. Estas rocas se conocen en La Teja (Playa
Menéndez) y Socorro, donde afloran unos mármoles silicáticos blanquecinos con
flogopita, forsterita y diópsido, con edades radiométricas del NeoProterozoico, entre
903 y 952 Ma (Renne, et al. 1989; Millán 1981). En Socorro estos mármoles aparecen
cortados por granitos jurásicos con una edad U-Pb de 172 millones de años (Renne et al.
1989) (Fig. 3).
Figura 3. Mapa de localización de los lugares donde se encuentran indicios de un fundamento
siálico antiguo, no necesariamente in situ.
Otras ocurrencias de rocas siálicas, como material detrítico, según Millán y Somin
(1985) aparecen en el diapiro yesífero de San Andrían, al oeste de la ciudad de
Matanzas, donde ocurren bloques de metamorfitas siálicas, incluso mármoles silicáticos
similares a los anteriores, embebidos en la brecha yesífera. En la parte norte de Cuba
Oriental, en la región de Holguín-Gibara, aparecieron bloques de un gneiss
metagranitóidico dentro de un melange serpentinítico. Un concentrado de moscovita de
estos gneiss obtuvo un fechado K-Ar de196 millones de años (Kubovics, Ando, Szakmany,
1989). También se conocen los guijarros constituidos por gneiss leucocrático dentro del
conglomerado El Guayabo del Eoceno, que afloran en distintos lugares de la provincia de
Pinar del Río (Cuba Occidental), al sur y este de la Cordillera de Guaniguanico. El
fechado Pb-Pb de estas rocas es del orden de los 400 Ma (Millán y Somin, 1985). También
se han fechado micas y circones procedentes de rocas detríticas del Mesozoico de
Guaniguanico y Escambray, que incluyen edades del Arcaico, Neoproterozoico y
Paleozoico (Rojas et al., 2007), que de nuevo apuntan a la existencia de una o varias
fuentes de tipo continental antiguo.
TERRENO PINO SOLO-CERRO CABRAS
La faja usualmente conocida como Cangre (Millán 1972), está situada al sur en el
Terreno Guaniguanico, en las Alturas de Pizarras del Sur, justo al norte de la falla Pinar,
con un relieve de cuchillas y colinas, que incluye el Cerro de Cabras, una de las alturas
culminantes de la provincia de Pinar del Río (Fig. 1). García-Casco et al. (2008) elevaron
esta faja a la categoría de “terreno”, para enfatizar que presenta una historia geológica
distinta a las secciones que le rodean. En este capítulo se separa el Terreno
metamórfico Pino Solo-Cerro Cabras, de metamorfitas de alta presión, que coincide con
el manto tectónico Pino Solo y el klippen Cerro Cabras, que yacen en posición tectónica
sobre las rocas poco o no metamorfizadas del Terreno Guaniguanico (Fig. 4;
Pszczolkowski 1978; Somin y Millán 1981). Su estratigrafía está representada por rocas
metasedimentarias con intercalaciones de cuerpos metaígneos máficos, que se han
descrito como pertenecientes a la Formación Arroyo Cangre y equivalentes metamórficos
de las formaciones Jagua y Guasasa, tectónicamente muy reducidas, del intervalo
Jurásico-Cretácico (Piotrowski 1976; Pszczolkowski 1978, 1999).
La propuesta de eliminar el manto tectónico Mestanza, con un metamorfismo de grado
muy bajo, que incluye una sucesión estratigráfica idéntica a la Sierra de los Órganos,
que abarcan formaciones desde el Jurásico hasta el Eoceno Inferior (Pszczolkowski
1999).
En general la foliación en las metamorfitas del terreno Pino Solo-Cerro Cabras buza al
SE, con una dirección SW-NE, paralela a la falla Pinar. El manto tectónico Pino Solo está
compuesto por la Formación Arroyo Cangre, que según Cruz-Gámez et al. (2007)
presenta un amplio desarrollo de las más variadas estructuras plicativas y disyuntivas, y
descansa localmente sobre calizas recristalizadas de las formaciones Jagua y Guasasa
(Pszczolkowski 1978, 1999; Piotrowski 1987). El manto tectónico Cerro de Cabras se
compone de metapsamitas cuarzomicáceas, y a veces cuarcitas y esquistos, con
deformaciones plicativas y disyuntivas, aunque en menor grado que en Pino Solo-Cerro
Cabras. Este manto tectónico descansa discordantemente como un klippen sobre las
rocas de la Formación San Cayetano no metamorfizadas.
Figura 4. Esquema tectónico de Cuba occidental, donde se ilustra la posición tectónica de los
terrenos Guaniguanico, Pino Solo-Cerro Cabras, y Pinos. Modificado de Iturralde-Vinent (1998).
ESTRATIGRAFÍA DEL TERRENO PINO SOLO-CERRO CABRAS
Formación Arroyo Cangre. Es el componente principal del terreno Pino Solo-Cerro Cabras
(Figs. 2 y 4). Se trata de una sucesión de metaareniscas cuarcíferas con mica blanca y a
veces clorita, así como filitas lustrosas con mica blanca, a menudo enriquecidas en
materia carbonosa. Se encuentran algunas intercalaciones de calizas cristalinas grises
hasta negras. Contiene cuerpos de diabasas y gabros, convertidos en brastomilonita rica
en relictos magmáticos y con glaucofana y pumpelleita, minerales propios de un
metamorfismo de alta presión, y muy bajo grado (Millán 1987). Yace en posición
tectónica sobre calizas cristalinas correlacionables con las formaciones Jagua y Guasasa
(Millán 1997). Su espesor es difícil de estimar, pero se ha calculado en el orden de los
700 metros (Cruz-Gámez et al. 2007).
Equivalentes metamórficos de las Formaciones Jagua y Guasasa. Están representadas
por esquistos clorito-sericíticos y carbonosos que incluyen concreciones calcáreas con
ammonites del Oxfordiano. Hacia arriba son calizas recristalizadas de estratificación
fina, con intercalaciones de rocas volcánicas básicas a neutras, con una intercalación de
tufitas cataclastizada. Más arriba yacen calizas recristalizadas de estratificación gruesa,
análogas de la Formación Guasasa (Miembro San Vicente) (Piotrowski 1977, 1987).
METAMORFISMO DEL TERRENO PINO SOLO-CERRO CABRAS
Los metasedimentos (filitas y metapsamitas impuras) y las metadiabasas de la Formación
Arroyo Cangre contienen una combinación de cuarzo, fengita, albita y clorita; y de
hornblenda, glaucofana, actinolita, (clino)zoisita, epidota, albita, pumpellyita, clorita,
cuarzo y fengita, respectivamente (Somin and Millán 1981; Millán 1988; Cruz-Gámez et
al. 2007). La presencia común de relictos magmáticos (clinopiroxeno y plagioclasa) en
las metabasitas, y de mica detrítica en los metasiliciclásticos, son testigos de una
recristalización incompleta en condiciones de un metamorfismo bajo y muy bajo. La
presencia de Glaucofana en las metabasitas indica condiciones de baja temperatura y
alta presión. Cruz-Gámez et al. (2003, 2007) sugieren temperaturas de 450 ºC y
presiones de 6 kbar sobre la base de la composición de los anfíboles.
La edad de la subducción del terreno Pino Solo-Cerro Cabras no está determinada con
seguridad. Somin et al. (1992) reportaron, en una filita de la unidad Pino Solo, un
fechado de K/Ar en roca completa de 113 ± 5 Ma. Esta edad parece un promedio de las
edades de las micas detríticas que según Hutson et al. (1998) abarcan el
Neoproterozoico, Paleozoico y Mesozoico.
TERRENO PINOS
Este terreno aflora en la Isla de la Juventud (antigua Isla de Pinos, de donde toma su
nombre) (Fig. 1). De acuerdo a la cartografía geofísica (Rosencrantz 1990, 1996; Pardo
1996) en el subsuelo parece que se extiende como una faja de este a oeste (Fig. 4). Las
rocas propias de este terreno, que afloran en la isla, por el sur están cubiertas de
estratos sedimentarios del Neógeno-Cuaternario, mientras que al noroeste, yacen bajo
un manto tectónico de vulcanitas cretácicas metasomatizadas de arco de islas (Fig. 4:
Terreno Sabana Grande). Las rocas de esta isla fueron cartografiadas por Kuman y
Gavilán 1965, Garapko et al. 1974, Millán 1981, y Babushkin et al. 1990. En general este
terreno se ha considerado como parte del margen sureste del Bloque Maya (Millán 1981,
1997b; Somin and Millán 1981; Iturralde-Vinent 1994, 1998, 2006; García-Casco et al.
2008).
Es interesante resaltar que en los cortes del terreno Pinos no hay cuerpos de melange
serpentiníticos, ni componentes de las ofiolitas, en lo que se distingue de los restantes
terrenos (Millán 1997). Esto sugiere que sus secuencias pudieron no haberse despegado
de su basamento, lo que reafirma la opinión de que es un macizo más continental. Otra
característica importante del metamorfismo del terreno Pinos es la presencia de cuerpos
de granitos anatécticos, relacionados con el metamorfismo (Somin y Millán, 1972).
ESTRUCTURAS PRINCIPALES DEL TERRENO PINOS
Según Millán (1997), el terreno Pinos aparece subdivido en cuatro estructuras
principales generadas durante el proceso metamórfico. Estas son las antiformas Río Los
Indios y Guayabo, y las sinformas Nueva Gerona y San Juan. Ademas se distingue el
terreno Sabana Grande, en el extremo NW de la isla, donde afloran rocas del arco
volcánico cretácico. Sus contactos mutuos siempre son tectónicos, interrumpidos por la
costa o cubiertos por sedimentos Plioceno-cuaternarios (Fig. 5).
Fig. 5. Mapa estructural del Terreno Pinos, de acuerdo con Millán (1997).
Antiforma Río Los Indios. Fue descrita por Kuman y Gavilán (1965) y caracterizada en
mayor detalle por Millán (1974) y Somin y Millán (1974). Abarca toda la porción
suroccidental del Terreno Pinos, y tiene su eje de elongación orientado con un acimut
NW. La esquistosidad metamórfica, en sentido general, se dispone suavemente en su
área nuclear, mientras que en sus flancos, a medida que nos alejamos del núcleo, ésta
yace cada vez más abruptamente, siguiendo una disposición concordante con la
configuración de la estructura y con sus buzamientos inclinados según una disposición
periclinal normal. Entre sus límites están presentes la Formación Cañada, y en sus
flancos, la Formación Agua Santa. Contacta tectónicamente con las otras estructuras
principales, mientras que en su extremo noroccidental aparece truncada por la falla que
limita el Terreno Sabana Grande.
Antiforma Guayabo. Ocupa una porción suroriental del macizo, acuñándose hacia el
oeste entre las sinformas Nueva Gerona y la antiforma Río Los Indios. En su núcleo aflora
la Formación Cañada, y en sus flancos la Formación Agua Santa, aunque en su extremo
occidental ocurre una sección mal expuestas compuesta por mármoles silicáticos, rocas
calcosilicatadas, y paquetes de cuarcitas metasilicíticas (Millán 1981, 1997).
Sinforma Nueva Gerona. Definida por Somin y Millán (1974) ocupa toda la porción
septentrional del Terreno Pinos. Pardo y Moya (1988) le caracterizan como una sinforma,
con su eje orientado en dirección N-S (Garapko et al. 1974; Millán 1981). Entre sus
límites afloran la Formación Agua Santa, y los mármoles del Grupo Gerona. La
esquistosidad principal de las rocas yace generalmente según un acimut Norte a N-NW,
con sus buzamientos principalmente hacia el este. Contacta tectónicamente al sur con
las antiformas Río Los Indios y Guayabo,y su extremo occidental aparece cortado por una
falla que la separa del Terreno Sabana Grande.
Sinforma San Juan. Se definió por Somin y Millán (1974), en el extremo suroriental del
Terreno Pinos, acuñándose al noroeste entre las antiformas Río Los Indios y Guayabo.
Millán (1997) considera que está conformada por varias escamas tectónicas, donde
afloran la Formación Agua Santa, mármoles del Grupo Gerona, las rocas calcosilicatadas
La Reforma, y las anfibolitas Daguilla. La esquistosidad de las rocas buza generalmente
hacia el SW o S-SW.
Deformaciones del Terreno Pinos (según Millán 1997)
Las secuencias del macizo sufrieron cuatro fases principales de deformación durante
el metamorfismo regional (Millán 1974,1975, 1981; Somin y Millán 1974, 1981). La fase
principal D2 es sin-metamórfica y desarrolló una lineación de estiramiento de rumbo
NW. Según García-Casco et al. (2001) esta lineación se desarrolló durante la
exhumación del macizo en un ambiente extensional.
Según Millán (1997), las dos primeras fases se caracterizan por pliegues isoclinales y
fluidales, asociados con una esquistosidad metamórfica. Los relaciónados con la primera
fase (F1) son difíciles de observar y su esquistosidad aparece transpuesta,
principalmente por los efectos de la segunda fase (F2), que debe haber sido la más
importante etapa de plegamiento. En algunos afloramientos aparecen mesopliegues
isoclinales de una tercera generación. En el extremo suroriental de la antiforma Río Los
Indios se describen pliegues (F2) del orden de los centenares de metros.
Durante estas primeras fases de plegamiento se originaron mesoestructuras fluidales
en condiciones de alta plasticidad de las rocas. Algunas se originaron debido a un
contraste marcado en la competencia entre diferentes estratos o segregaciones
metamórficas. Entre ellas tenemos los pliegues ptigmáticos y el budinage o
acollaramiento de algunos estratos. También ocurren pliegues intrafoliales, localizados
en estratos definidos, sin plegar las capas contiguas. Algunas veces se ven estratos que
fluyen excesivamente por el efecto de los pliegues. En los esquistos metaterrígenos se
formaron segregaciones o venillas de cuarzo, aparentemente concordantes, que muchas
veces contienen abundante turmalina y ocasionalmente cianita, las cuales fueron
deformadas y plegadas de conjunto con los esquistos de caja.
La lineación tectónica más prominente en los cortes rocosos del macizo está
vinculada con la fase F2 y corresponde también con las charnelas de sus pliegues (Millán
1981). Esta lineación L2, se expresa mejor en los esquistos cuarzo micáceos. Incluso
aparece en las venillas concordantes de cuarzo y cuarzo turmalina, donde los agregados
prismáticos de turmalina se orientan paralelamente a la L2. A veces esta lineación puede
disponerse de forma curveada, e incluso refractada o dislocada bruscamente, mientras
que la esquistosidad S2 permanece invariable sin deformarse. Este efecto puede
producirse por la superposición de dos fases de pliegues apretados de estilo similar. Con
frecuencia L2 consiste en una serie de varillas paralelas aplanadas, que corresponden con
las charnelas de plieguecillos milimétricos o centimétricos F2. En algunos afloramientos
se manifiesta una tectonita lineal, donde apenas se distingue una esquistosidad en las
rocas. De rareza, al lado de esta lineación tectónica mas antigua, La lineación L2 se
dispone siguiendo un acimut que fluctúa entre el NW, N-NW hasta prácticamente N-S,
dependiendo del sector y de la estructura principal que se trate. Su tendencia siempre
aparece muy marcada en las fotos aéreas de diferentes escalas.
Según
Millán (1997) las fases más tardías de plegamiento están representadas, como regla,
por pliegues concéntricos, chevrón y crenulaciones, que también pueden relacionarse
con fases más antiguas. Estos pliegues con frecuencia se asocian con un clivaje, intenso
en algunos paquetes o estratos, muchas veces dispuesto de forma abrupta o subvertical.
Sus tendencias pueden ser marcadamente transversales con respecto a F2 y su lineación
L2, o sea alrededor del acimut NE (fluctuando entre el norte y el este), con sus ejes a
menudo hundidos en esa dirección. Se manifiestan pliegues concéntricos del orden de las
decenas de metros (Millán 1981).
En cuanto a las dimensiones máximas que pueden alcanzar los pliegues de distintas
fases, solo podemos hacer presunciones, ya que las insuficiencias cartográficas, y el bajo
grado de aflorabilidad general, no permiten otra cosa. Se presume la existencia de
pliegues hectométricos (quizás kilométricos), de dos fases superpuestas de pliegues
isoclinales o muy apretados, cuyas tendencias se cortan perpendicularmente. La
tendencia más antigua se dispondría según un acimut E a NE, mientras que la de la fase
superpuesta más marcada, según una dirección NW a N-NW. Esta última se trataría de la
fase F2. En correspondencia con esto, se podría también presumir que las cuatro
estructuras principales sinmetamórficas (dos antiformas y dos sinformas) se originaron
durante las fases F1 y F2.
Estructura de Mantos Tectónicos
De acuerdo con Millán (1997), diferentes escamas de mármoles del Grupo Gerona
aparecen intercaladas con otras compuestas por cortes de la Formación Agua Santa, lo
cual está en correspondencia con algunos datos geológicos y en especial los obtenidos
por perforaciones.
El manto tectónico Sierra de Casas, se trata del sobrecorrimiento de los mármoles de
esa denominación sobre los cortes de la Formación Agua Santa, y de diferentes
horizontes de Grupo Gerona, destacándose incluso una brecha tectónica en la base del
manto tectónico (Millán 1974, 1981).
La cuña tectónica de Caballos (Millán 1981), constituida por una secuencia de
diferentes formaciones del Grupo Gerona, parece tratarse de un manto tectónico de
esos mármoles que cabalgó sobre la Formación Agua Santa. Esto se fundamenta en la
existencia de una depresión topográfica entre la Sierra de Caballos y la Sierra Chiquita,
donde afloran esquistos metaterrígenos alterados, mientras que diferentes horizontes
del Grupo Gerona siguen normalmente por su rumbo a través de las elevaciones
topográficas, en las cuales no se exponen esquistos metaterrígenos alterados.
METAMORFISMO DEL TERRENO PINOS
El metamorfismo del Terreno Pinos abarca desde condiciones de bajo grado, hasta
metamorfismo de alto grado. Las filitas de bajo grado son similares a las del Terreno
Pino Solo-Cerro Cabras, y contienen la asociación de clorita, fengita, albita y cuarzo. El
contenido máximo de 6.95 átomos de Si por 22 de oxígeno en las fengitas pre-D2, indica
una formación a la presión mínima de 11 kbares, a 400 grados centígrados Estas
condiciones se pueden interpretar como de un gradiente aparente de 36 ºC/kbar, típico
del metamorfismo relacionado a procesos de subducción (García-Casco et al. 2008).
En las metapelitas de grado medio y en las metapelitas migmatíticas de alto grado, el
granate y la cianita forman porfiroblastos pre-D2, la silimanita define la principal
foliación extensional S2, y la andalucita se formó después de D2 (García-Casco et al.
2001). Tales relaciones estructurales y metamórficas indican una decompresión intensa
casi isotérmica durante D2, desde > 12 kbar hasta unos 3 kbar, provocado
probablemente por extensión tectónica y formación de un “core complex” (García-Casco
et al. 2001, Draper 2001). Las asociaciones con cianita pre-D2 se desarrollaron a
presiones > 12 kbar t 600-650 ºC y 700-750 ºC en rocas, respectivamente, de mediano a
alto grado de metamorfismo ((García-Casco et al., 2001, García-Casco et al., 2003,
2008). Esto caracteriza el metamorfismo pre-D2 como de relativa alta presión. Sin
embargo, los gradientes aparentes máximos pre-D2 de 54 a 62.5 ºC/kbar en rocas de
mediano a alto grado de metamorfismo, sugiere un evento de calentamiento después de
la subducción. En otras regiones del mundo este tipo de evolución térmica se interpreta
como provocada por un flujo astenosférico asociado al retroceso de la zona de
subducción, el cual incrementa el gradiente geotérmico en la zona que está siendo
extendida. Mientras tanto, tiene lugar el despegue y se exhuman materiales calientes
de la pared inferior de la placa a lo largo de fallas normales de gran escala, mientras
que el material de la pared superior de la placa resulta escasamente calentada. Este
mecanismo explicaría en el terreno Pinos, el amalgamiento de filitas no calentadas de
bajo grado de metamorfismo, y rocas calentadas de mediano y alto grado de
metamorfismo, lo que tuvo lugar al final del Cretácico.
Las edades K/Ar de rocas metamórficas del Terreno Pinos varían entre 78±4 a 49.3±3.8
Ma (vea Iturralde-Vinent et al. 1996). Rocas tardías subvolcánicas félsicas que postadan
el metamorfismo presentan edades de 68-60 Ma (Buguelski et al. 1985). Fechados Ar/Ar
de micas y anfiboles arojan unos 72 Ma, sugiriendo que el metamorfismo de alta presión
pre-D2 es del Cretácico Superior. Los fechados Ar/Ar en biotitas y moscovitas obtenidos
en metapelitas de grado mediano a superior, arroja consistentemente unos 68 ± 2 Ma.
Este fechado se interpreta como la edad del enfriamiento, e indica una exhumación al
final del Cretácico, justo después de la subducción (García-Casco et al. 2001).
ESTRATIGRAFÍA DEL TERRENO PINOS
De acuerdo con Millán (1981, 1997) en el terreno metamórfico Pinos se distinguen las
siguientes unidades estratigráficas, cuyas relaciones y edades relativas se ilustran en la
figura 2, y se describen a continuación. La distribución y posición tectónica de estas
unidades se puede observar en la figura 6.
Figura 6. Mapa geológico del Terreno Pinos, según Pushcharovski et al. 1988; tomado de García-
Casco et al. (2008).
Formación Cañada (Millán 1981). Ocupa los niveles inferiores de la columna
estratigráfico-estructural del macizo, constituyendo la mayor parte de los afloramientos
de la antiforma Río los Indios, y el núcleo de la antiforma Guayabo (Figs. 2, 5 y 6).
Consiste en una sucesión de esquistos metaterrígenos bien estratificados, cuyo protolito
es comparable a la Formación San Cayetano del terreno Guaniguanico, por eso su edad
se estima del Jurásico Inferior (?) al Superior Oxfordiano temprano.
Esta sección, en el núcleo de la antiforma Río Los Indios, está caracterizada por
intercalaciones de esquistos metapelíticos moscovíticos (a menudo con clorita y muchas
veces enriquecidos en grafito), de esquistos cuarzo moscovíticos, y de esquistos
moscovito-albito-cuarcíferos, a veces muy grafíticos. Pueden tener una calcitización
tardía. Se obervan aisladas intercalaciones de mármol. En una muestra de esquisto
metapelítico granítico se encontraron restos de esporas Triletes psiladas que parecen
ser mesozoicas.
La parte superior de la formación consiste en una sucesión de esquistos cuarcíferos y
cuarzo moscovíticos (a veces bimicáceos), con finas intercalaciones de esquistos
moscovíticos, a veces ricos en grafito, y capillas o segregaciones milimétricas de
cuarcita. En algunas secciones son frecuentes unos paquetes de esquistos micáceo-
cuarcífero-plagioclásicos, a menudo grafíticos, donde los granos de plagioclasa aparecen
deformados y rotados, conteniendo en su interior bandas grafíticas contorsionadas que
representan los restos de una esquitosidad más antigua. También se intercalan paquetes
aislados de esquistos cuarcíferos, apenas sin mica. Muy raras son las capas de mármol
gris oscuro que no superan los 4 a 5 m de espesor.
Formación Agua Santa (Millán 1981). Está bien desarrollada en las sinformas Nueva
Gerona y San Juan, así como en los flancos de las antiformas Río Los Indios y Guayabo
(Figs. 2, 5 y 6). Aparentemente ocupa un nivel superior al de la Formación Cañada,
caracterizando por una sucesión de esquistos metaterrígenos, principalmente
metapelíticos, con intercalaciones de mármoles silicáticos y rocas calcosilicatadas. En
las porciones superiores de su corte estructural (y posiblemenmte estratigráfico),
aumenta el papel de los metacarbonatos, a veces tan abundantes como los
metaterrígenos (Babushkin et al. 1990). Los esquistos cuarcíferos son escasos, aunque en
ocasiones aparecen intercalaciones de cuarcita metasilicítica que alcanzan varios metros
de espesor. Los esquistos metapelíticos están enriquecidos en granate, estaurolita y
aluminosilicatos, y muchas veces son grafíticos. Los mármoles esquistosos, y a veces
bandeados, son grises a negros, de grano fino a medio, a menudo grafíticos. Se
encuentran raras capas de mármol dolomítico sacaroidal blanco gris y esquistos
calcáreos micáceos. Las rocas calcosilicatadas son poliminerales.
Por sus características la Formación Agua Santa pudiera ser transicional entre la
Formación Cañada (abajo), y los mármoles del Grupo Gerona (arriba), por lo que es
posible que constituyan una secuencia estratigráfica comparable con las de
Guaniguanico. De ser así, el protolito de Agua Santa pudiera considerarse, en parte,
isócrona con las Formaciones San Cayetano y Jagua. Sin embargo, Millán (1997) no
descartar la posibilidad de que las relaciones entre las formaciones Cañada y Agua Santa
sean tectónicas, y representen distintas secciones.
Grupo Gerona (Millán 1987). Se trata de una secuencia de mármoles poco aflorados, que
constituyen coronan las elevaciones topográficas en las sinformas Nueva Gerona y San
Juan. De acuerdo con Babushkin et al. (1990), éstos mármoles presentan características
litológicas diferentes en cada sinforma. Los expuestos en la sinforma San Juan son
generalmente más silicáticos, y abundan las rocas calcosilicatadas, y con ellas se
intercalan las anfibolitas Daguilla. Por lo tanto puedieran ser tanto dos unidades
distintas, como facies laterales.
En la sinforma Nueva Gerona los mármoles de este grupo constituyen una sucesión de
cuatro formaciones con claras relaciones estratigráficas (Figs. 2, 5 y 6; Millán 1997). En
sentido ascendente estas formaciones son: Playa Bibijagua, Colombo, Sierra Chiquita, y
Sierra de Caballos. El espesor conjunto, aparente, de toda la sección, es menor a 1Km,
si se elimina el efecto de los plegamientos. El protolito de esta secuencia puede ser
equivalente de las calizas de Jurásico Superior a Cretácico Inferior de la Cordillera de
Guaniguanico (Millán 1997). A continuación se describen las unidades del Grupo Gerona:
Formación Playa Bibijagua (Millán1981). Constituye la base del Grupo Gerona que aflora
sólo en la Loma Bibijagua, en la falda que flanquea la playa de ese nombre. Es una
sucesión bien estratificada, compuesta por intercalaciones de: a) mármoles conchíferos
negros y grafíticos, en capas de hasta varios decímetros; b) capas centimétricas a
decimétricas de mármoles dolomíticos sacaroidales, gris oscuro a negros, a veces
enriquecidos en diópsido parcialmente tremolitizado; y capillas centimétricas de rocas
calcosilicatadas. En la base de la formación aparecen intercalaciones de esquistos
metapelíticos grafíticos ricos en granate, estaurolita y cianita. Suprayace
estratigráficamente, y con transiciones graduales, a la Formación Agua Santa. El espesor
no supera las primeras decenas de metros.
Los mármoles conchíferos contienen restos de cefalópodos muy deformados (Millán
1975), posiblemente nautiloideos o ammonites. A veces también contienen restos de
foraminiferos tales como Spirillina sp. o Cornuspira sp?, y Ophthalmidium
(Spirophthalmidium) sp. (Somin y Millán 1972). Tales restos abarcan del Triásico Medio
al Jurásico Superior, más probablemente de la parte baja del Jurásico Superior. Sobre
esta base, y por su litología, su protolito pudiera considerarse equivalente de las
formaciones Jagua y Francisco del Oxfordiano medio-superior del Terreno Guaniguanico.
Formación Colombo (Millán 1981). Consiste en una sucesión de mármoles grises, fétidos,
de grano fino a medio, en estratos que se distinguen por el tamaño del grano, y su
contenido de silicatos. Contiene intercalaciones centimétricas de mármoles dolomíticos
sacaroidales, gris oscuro a negros, generalmente enriquecidos en diópsido parcialmente
tremolitizado. En la parte media del corte aparecen capas decimétricas de un mármol
gris que parece derivado de brechas Intraformacionales. Además, contienen capillas de
cuarcitas metapedernálicas y, ocasionalmente, de rocas calcosilicatadas. Su espesor es
superior a la centena de metros. Según Pszczolkowski (1978, 1999) las calizas bien
estratificadas con frecuentes pedernales son comunes en las formaciones del Jurásico
Superior tardío y Cretácico del Terreno Guaniguanico.
Formación Sierra Chiquita (Millán 1981). Son unos mármoles dolomíticos, generalmente
sacaroidales y de tonos claros, (gris, blanco, rosado o amarillento), que a veces
presentan concentraciónes de un agregado tremolítico. Contiene paquetes de mármoles
grises, fétidos y bandeados, y también capillas de cuarcitas metapedernálicas. Su
espesor no es inferior a la centena de metros.
Formación Sierra de Caballos (Millán 1981). Se trata de una sucesión de mármoles grises
azulosos, a menudo fétidos, bandeados, que suelen contener capillas de cuarcitas
metapedernálicas. Presentan intercalaciones de mármoles dolomíticos sacaroidales
blancos a gris oscuros, a veces bandeados, también de anfibolitas granatíferas; así como
paquetes de rocas calcosiliticadas, bandeadas, con capas finas budinadas de un mármol
gris y fétido. Algunas secciones se componen por mármoles bandeados grises, grano
medio y fétido, con finas intercalaciónes de mármoles dolomíticos sacaroidales blancos
hasta negros. Su espesor expuesto es superior a los 200 m. Limita tectónicamente al
oeste con la Formación Agua Santa (Figs. 2, 5 y 6).
Una sección que pudiera pertenecer a la Formación Sierra de Caballos aflora en la
sinforma San Juan, en la loma Santa Isabel, y en el Cerro Caudal; este último aflora
entre las rocas neogénicas que yacen en el sur de la Isla de la Juventud. Estas han sido
denominadas “Rocas calcosilicatadas La Reforma” (Millán 1981), que constituyen una
sucesión de rocas calcosilicatadas, foliadas y bandeadas, con capas subordinadas
budinadas de un mármol de grano medio, gris. La potencia visible de estas rocas es del
orden de las decenas de metros y parece constituir una escama tectónica.
Mármoles Sierra de Casas (Millán 1981). Son mármoles generalmente de grano muy
grueso, fétidos, de color gris claro, a veces rosado. Pueden ser homogéneos y masivos,
hasta groseramente bandeados. A menudo contienen relictos de frecuentes capillas
milimétricas de un mármol dolomítico sacaroidal y grafítico, de color gris oscuro a
negro. En Sierra de Casas, prolongándose hacia el este en la llanura, afloran mármoles
gris oscuro, o blanco a gris, conformando una escama tectónica que cabalga sobre la
Formación Agua Santa y varios horizontes de mármoles.
El grano grueso, algunas veces en extremo, que caracterizana los mármoles de la
Formación Sierra de Casas, parece que se debió a una recristalización estática tardía
sinmetamórfica. Esto conllevó a la atenuación y virtual desaparición de estructuras y
rasgos más antiguos, como la estratificación, esquistosidad, pliegues, etc. Su protolito
corresponde, probablemente, con alguna parte de la Formación Guasasa (Fig. 2; Millán
1997).
Anfibolitas Daguilla (Millán 1981). Es una secuencia que aflora en la Loma Daguilla,
en la sinforma San Juan, formando probablemente una escama tectónica independiente.
Se caracteriza por intercalaciones de capas y paquetes de anfibolitas, rocas
calcosilicatadas, esquistos metaterrígenos, y de mármoles, predominando las primeras
en gran parte de sus cortes. Las rocas calcosilicatadas son similares a las de Reforma.
Los metaterrígenos consisten principalmente en metaareniscas, y forman generalmente
bloques monolíticos desprendidos del corte. La potencia visible de esta sucesión es
superior a la centena de metros. Estas anfibolitas se correlacionan con las rocas básicas
de margen continental que se intercalan con las formaciones Arroyo Cangre y San
Cayetano del Jurásico Inferior(?) a Superior temprano (Fig. 2; Iturralde-Vinent 1988,
1998; Millán 1997a).
TERRENO ESCAMBRAY
El terreno Escambray aflora en la parte sur de Cuba Central (Fig. 1), formando dos
cúpulas, que en la estructura regional constituyen una ventana tectónica, donde las
rocas metamórficas descansan en posición tectónica debajo de las secuencias propias del
arco volcánico cretácico y las anfibolitas del Complejo Mabujina (Somin y Millán 1981;
Millán 1997). El basamento del Terreno Escambray se desconoce. Este terreno se ha
interpretado como una cuña de acresión vinculada a una zona de subducción extinta,
exhumada al final del Cretácico-Paleoceno basal, en cuyo proceso se mezclaron
secciones de naturaleza continental y oceánica (Iturralde-Vinent 1981, 1998; Millán
1997c). El proceso de levantamiento isostático de esta estructura permitió que las
metamorfitas alcanzaran la superficie de erosión hace unos 45-50 Ma (Kantchev 1978).
Durante este proceso se formaron dos cúpulas antiformes (Trinidad al oeste y Sancti
Spiritus al este), las cuales, vistas en las fotos cósmicas, se observa que constituyen el
núcleo de un enorme braquianticlinal alargado de sureste a noroeste, que deforma hasta
las rocas del Neógeno (Fig. 7). Por esta razón se puede afirmar que el levantamiento de
esta estructura ha continuado activo casi hasta la actualidad.
Figura 7. Esquema de las estructuras circulares de Cuba Central, de acuerdo a su
manifestación en el relieve. Observe como la deformación cupular se extiende fuera de los
límites del Terreno Escambray.
Una peculiaridad del Terreno Escambray es su metamorfismo invertido, con las rocas
de facies de esquistos verdes en la base de la pila tectónica (Unidad IV), facies de
esquistos verdes y lausonita en la unidad II, y facies de esquistos azules-epidota y facies
de eclogita en la unidad III. La unidad superior (IV) tiene la facies de esquistos verdes-
esquistos azules, la que se distingue del patrón descrito (Millán 1997c). Las condiciones
variables de P-T de la unidad I a III indican que cada una de estas alcanzó profundidades
diferentes en la zona de subducción. Aunque se han descrito una serie de fases
tectónicas, la vergencia general de las estructuras principales muestra una dirección de
transporte tectónico hacia el NE, probablemente vinculadas a la exhumación y no a la
subducción (Stanek et al. 2006).
En el terreno Escambray se reconocen dos tipos principales de unidades litológicas, a
saber: las sucesiones metasedimentarias y vulcanógeno-sedimentarias, y la melange
serpentinítica y relictos de cortezas oceánicas. Las primeras son correlacionables con las
secuencias mesozoicas pertenecientes al Terreno Guaniguanico, en tanto que la melange
y las rocas oceánicas representan una antigua zona de subducción y fragmentos de
corteza. Por ello García-Casco et al. (2008) han caracterizado al Escambray como un
terreno “mezclado”.
TECTÓNICA DEL TERRENO ESCAMBRAY
La deformación del Terreno Escambray es muy compleja e intensa, con frecuentes
inversiones tectónicas. El tipo de metamorfismo varia desde grado bajo, con presión
intermedia (facies de esquistos verdes) y alta presión (facies de esquistos azules), a
grado medio y alta presión (facies de eclogitas). Entre las distintas unidades
metasedimentarias del terreno aparecen intercalados cuerpos poco potentes de
melanges de rocas ultramáficas serpentinizadas donde se encuentran bloques de
eclogitas y esquistos azules. Esta variedad de condiciones metamórficas, y las dataciones
radiométicas disponibles de las inclusiones del melange (K-Ar: 85-68 Ma, 40Ar/39Ar: 90
Ma, UPb: 106-100 Ma; García-Casco et al. 2006), sugieren que el conjunto del Terreno
Escambray parece haber sufrido varias etapas de metamorfismo, ya que las rocas de las
melanges tienen una historia más extensa y compleja que las metasedimentarias. El
metamorfismo de alta presión y la presencia de melanges serpentiníticas intercaladas
sugieren que el Terreno Escambray estuvo implicado en un proceso de subducción
(Iturralde-Vinent 1998; Schneider et al. 2004; García-Casco et al. 2006). Algunos autores
han supuesto que la zona de subducción en cuestión fue la misma que está representada
por las melanges con bloques de alta presión en Cuba septentrional (Pindell et al.,
2006). Sobre la base de una evaluación más detallada de las historias P-T-t respectivas,
García-Casco et al. (2006) discrepan de esta interpretación y proponen, al contrario, que
las rocas del Terreno Escambray y las melanges de las ofiolitas septentrionales se
formaron en zonas de subducción distintas, pues las evoluciones P-T-t de los bloques de
eclogita del Terreno Escambray son de tipo “franciscano” y de edad Cretácico Superior,
mientras que las de las melanges de las ofiolitas septentrionales son de tipo alpino y de
edad Cretácico Inferior.
Los elementos litológicos componentes del Escambray fueron escamados, despegados
de su basamento, metamorfizados, y plegados, apilándose en una sucesión de mantos y
escamas tectónicas de distintos órdenes y generaciones. En estos mantos afloran
secuencias jurásicas y cretácicas de un margen continental pasivo, junto con fragmentos
subordinados de corteza oceánica, diferenciadas por su tipo y grado de metamorfismo
regional.
Fig. 8. Esquema tectónico del Terreno Escambray, de acuerdo a Millán (1997). La descripción
de las unidades se ofrece en el texto.
Esta estructura nappe-escamada se gestó en distintas etapas durante el transcurso del
complicado proceso metamórfico que afectó al Escambray. La más importante etapa de
formación de mantos tectónicos determinó la estructura interna del macizo,
probablemente vinculada al comienzo del evento de colisión. Después se multiplegaron
las secuencias, y ocurrió la fase metamórfica mas tardía, que corresponde con la facies
de los esquistos verdes. Al final tuvo lugar el levantamiento asociado a la exhumación
del terreno, que tuvo su fase principal al final del Cretácico, pero se extendió hasta el
Neógeno, ya como un proceso isostático.
Millán (1997) ha subdividido el terreno en cuatro unidades tectónicas principales, de
abajo hacia arriba I, II, III y IV, cuyo distribución se ilustra en la figura 8. Más
recientemente, Stanek et al. (2006) ofreció un arreglo estructural diferente para la
cúpula de Sancti Spíritus, donde se distinguen los mantos: Pitajones, Gavilanes y Yayabo.
El término Yayabo ya había sido utilizado por Millán (1997) con otro contenido, de modo
que esta clasificación es mejor no utilizarla. De cualquier modo, se pueden correlacionar
aproximadamente la Unidad II con Pitajones de Stanek et al. (2006), y la unidad III con
Gavilanes.
Unidad tectónica I
Está compuesta, según Millán (1997), por numerosos mantos y escamas tectónicas
(por lo menos ocho de mayor orden) que forman el nivel inferior de la pila estructura.
Sus elementos litológicos fueron metamorfizados en las facies de los esquistos verdes,
durante la fase metamórfica mas joven del macizo. Nunca aparecen relictos de un
metamorfismo más antiguo de alta presión, característico para las secuencias del resto
de las unidades principales. Ocupa la mayor parte del interior de la mitad occidental de
la cúpula Trinidad, y su metamorfismo parece ser del tipo invertido.
Es posible que las unidades litoestratigráficas contenidas en este conjunto de mantos
tectónicos pertenecieran originalmente a varias secuencias estratigráfica, pues la parte
superior de los mármoles jurásicos del Grupo San Juan constituye dos formaciones
diferentes (Collantes y Vega del Café). Las formaciones cuyo protolito es Cretácico,
están expuestas extensamente, y presentan relaciones faciales complicadas y variadas,
que reflejan un cambio sustancial en el ambiente de sedimentación. Estas parecen
haberse depositado en un mar más profundo y oxigenado (Millán y Álvarez-Sánchez 1992;
Millán 1997). Además, las formaciones jurásicas son generalmente muy grafiticas,
mientras que el grafito salvo excepciones (véase Miembro San Blas de la Formación El
Tambor), es escaso en las rocas cretácicas.
Es usual en algunas formaciones cretácicas (especialmente La Sabina y El Tambor), la
presencia de pequeños cuerpos, aparentemente intraformacionales, de serpentinita, y
serpentina con metagabro y metadiabasa. La serpentinita suele presentar una aureola o
camisa de esquisto talcoso. Todos estos cuerpos y sus rocas de caja aparecen siempre
metamorfizados en las facies de esquistos verdes.
En este conjunto de mantos Millán (1997) ha definido las unidades siguientes:
Formación La Llamágua, Grupo San Juan (integrado por las formaciones Narciso, Sauco,
Mayarí, Collantes y Vega del Café), y las formaciones Los Cedros, Loma Quivicán, La
Sabina, Yaguanabo y El Tambor (Fig. 2).
Unidad tectónica II
Se compone por lo menos de seis mantos tectónicos de primer orden, que aparecen
dispuestos estructuralmente por encima de los mantos de la primera unidad principal en
la porción norte y oriental de la cúpula occidental. Los componentes de esta segunda
unidad afloran, asimismo, en la cúpula oriental del Escambray.
Los componentes de esta segunda unidad tectónica fueron metamorfizados en
condiciones de bajo grado y alta presión. En la cúpula Trinidad parece manifestarse un
metamorfismo de tipo invertido. Hay pequeños cuerpos de melange serpentinítico,
ubicados entre diferentes mantos tectónicos, que con frecuencia presentan una camisa
de esquisto talcoso, con bloques de metagabro, metadiabasa y metabasitas, que
pudieran ser tanto inclusiones de corteza oceánica como melange de subducción. Estos
cuerpos fueron metamorfizados conjuntamente con las rocas de caja. En el interior de la
cúpula Sancti Spíritus aflora, por varios kilómetros cuadrados, un manto tectónico
compuesto por un melange serpentinítico con bloques de metagabros y metabasitas ricas
en clinopiroxeno de tipo jadeítico, con lawsonita, y a veces glaucofana. En menor grado
aparecen otros cuerpos compuestos por asociaciones típicas de la facies de los esquistos
verdes.
En este conjunto de mantos Millán (1997) describe las unidades siguientes: Formación
La Chispa, Grupo San Juan, y las formaciones Cobrito, Los Cedros, Loma Quivicán, La
Sabina, Yaguanabo y El Tambor. En estas secciones la Formación Los Cedros sobreyace
estratigráficamente a la Formación Collantes del Grupo San Juan (Fig. 2).
Unidad tectónica III (Megamelange)
Está constituida por una pila de mantos y escamas tectónicas dispuestos sobre las dos
unidades tectónicas antes descritas, que ocurre en la periferia de ambas cúpulas
Trinidad y Sancti Spíritus (Fig. 8). Esta unidad se interpreta como una megamelange
tectónica, constituida tanto por rocas metasedimentarias y fajas dispersas de melange
serpentinítico, similares a las melange serpentiníticas que ocurren en las unidades I y II
(Somin and Millán 1981; Millán 1997c; Schneider et al. 2004; García-Casco et al. 2006;
Stanek et al. 2006). Estas rocas presentan metamorfismo de mayor grado y alta presión,
originado durante la fase metamórfica más antigua del macizo. Ellas fueron
parcialmente diaftoritizadas durante dos fases metamórficas posteriores: una de alta
presión y bajo grado, y otra más tardía de la facies de los esquistos verdes. Dentro del
conjunto de mantos y elementos que componen la megamelange, se reconocen al menos
las formaciones Loma La Gloria y Cobrito (Fig. 2), que forman un manto tectónico donde
la secuencia aparece invertida, pues la Formación Cobrito, más joven, ocupa una
posición estructuralmente inferior. En la periferia occidental del terreno, aparece un
sombrero tectónico (Klippe Monforte), de varios Kilómetros cuadrados, dispuesto
subhorizontal sobre uno de los mantos tectónicos superiores de la primera unidad
principal, donde se expone una secuencia estratigráfica normal de las formaciones Loma
La Gloria y Cobrito.
La unidad III contiene numerosas capas de melange, principalmente serpentinita
antigorítica densa, muchas veces foliada, con bloques de eclogitas derivadas del MORB,
esquistos azules, y gabros y diabasas convertidos en eclogitas. El caso más significativo
es la Unidad Yayabo, que son unas anfibolitas (compuestas por hornblenda, plagioclasa
ácida, mica blanca, granate y clinozoisita), de naturaleza toleítica, que afloran
principalmente en el extremo nororiental de la cúpula Trinidad, y alcanzan hasta unos
10 Km de largo. Estas metabasitas, asociadas a serpentinitas, se interpretan como MORB
(Millán 1997c), o material de antearco (Stanek et al. 2006).
En la parte oriental de la cúpula Trinidad aflora extensamente un manto tectónico
compuesto por una melange, con bloques de más de un kilómetro, de los esquistos
cristalinos Algarrobo, de eclogitas, de serpentinitas antigoríticas, y en menor grado,
otras litologías propias de esta unidad tectónica III. Esta melange se expone hasta el
mismo límite con la unidad IV, y en la parte norte de la cúpula Sancti Spiritus, sus
afloramientos pueden estar muy reducidos en los contactos (Fig. 8).
En esta megamelange se describen la Formación Loma La Gloria, los Esquistos
Algarrobo, y la Formación Cobrito (Fig. 2 Millán (1997)).
Unidad Tectónica IV
Constituye una estrecha franja en todo el borde septentrional del Terreno Escambray,
que ocupa el nivel estructural superior de la pila tectónica, limitando y cubriendo
directamente partes de la unidades II y III. Está formada por un manto tectónico
integrado por las formaciones Herradura y Boquerones. Localmente afloran también las
formaciones Los Cedros y La Sabina. Su metamorfismo, aunque no bien caracterizado,
parece ser de alta presión, y de menor grado que el de la unidad tectónica III. Entre sus
límites aparecen pequeñas ventanas tectónicas donde se exponen rocas de la unidad III.
También aparecen algunos cuerpos pequeños de melange serpentinítica y metagabro,
aunque en menor cantidad que en la unidad III. Esta unidad limita tectónicamente al
norte con el complejo anfibolítico Mabujina.
Edad del metamorfismo
La mayoría de los fechados de edad absoluta, efectuados según distintos métodos, y
utilizando distintas rocas, se agrupan entre 72 y 65 Ma (Iturralde-Vinent et al. 1996;
Millán, 1996a, 1997c; Schneider et al. 2004; García-Casco et al. 2006; Stanek et al.
2006; Stanek y Maresch 2007). Sin embargo, Schneider et al. (2004) y García-Casco et al.
(2006) hicieron notar que la edad de exhumación de las eclogitas, de unos 70 Ma,
obtenida de bloques en los melange serpentiníticos e intercaladas entre metasedimentos
en la unidad III, corresponde con condiciones de metamorfismo cercanas al pico de
subducción, y sugirieron que el comienzo de la colisión terreno-trinchera oceánica tuvo
lugar poco antes de los 70 Ma. Esta interpretación se corrobora con la datación Lu-Hf
obtenida por Stanek y Maresch (2007). Las trayectorias P-T frías caracterizan a las
eclogitas de la Unidad III durante la retrogresión (Schneider et al. 2004; García-Casco et
al. 2006; Stanek et al. 2006). Estas trayectorias son típicas de una exhumación durante
la subducción activa, e indican que la subducción no finalizó completamente debido a la
colisión del Terreno Escambray con una trinchera de subducción.
Algunos fechados anteriores al Cretácico Superior tardío se han obtenido en rocas
máficas oceánicas del Escambray. Fechados U-Pb de eclogitas de la Unidad III presentan
100, 102, y 105 Ma en circones (Hatten et al. 1988, 1989). En un bloque de eclogita se
obtuvo una edad 90±5 Ma 40Ar/39Ar de una hornblenda pegmatoide (P. Renne en Draper y
Nagle 1991). La descripción de los afloramientos donde se obtuvieron estos fechados
(Millán 1996a, 1997c) sugiere que estas edades corresponden con bloques exóticos en las
melanges de serpentinita. García-Casco et al. (2008) consideran que estas rocas se
incorporaron al melange de subducción durante el Cretácico, a partir de la corteza
oceánica protocaribeña que se hundió en la zona de subducción, y en consecuencia, sus
edades de metamorfismo no tipifica la historia de subducción de las rocas
metasedimentarias de margen continental que dominan el Terreno Escambray. El
amalgamiento de estas secciones ocurrió, probablemente, durante el proceso de
exhumación.
ESTRATIGRAFÍA DEL TERRENO ESCAMBRAY
Las particularidades de la distribución de las diferentes formaciones
litoestratigráficas del macizo es un reflejo de su estructura interna nappe- escamada
(Millán y Somin 1985b; Millán 1990,1997). Cada una de las cuatro unidades tectónicas de
orden principal descritas anteriormente tiene sus particularidades litoestratigráficas
(Fig. 2; Millán 1995, 1997). En general estas unidades se asemejan a las secciones
mesozoicas del terreno Guaniguanico (Fig. 2), pero representan una porción más
meridional del antiguo margen continental del Bloque Maya (Iturralde-Vinent 1981,
1994, 1998, 2006, García-Casco et al. 2008). Las unidades descritas en este terreno son
las siguientes:
Formación La Llamágua (Millán y Somin 1985b). Son metaareniscas cuarcíferas bien
estratificadas, parcialmente recristalizadas, que suelen presentar una estratificación
gradacional o rítmica, y una esquistosidad a menudo imperfecta. Contiene finas
intercalaciones subordinadas de filitas lustrosas, a veces carbonosas. Sus cortes, junto
con algunos cuerpos del Grupo San Juan, constituyen el nivel estructural mas bajo del
macizo. Se considera un equivalente de la Formación San Cayetano del Terreno
Guaniguanico (Millán 1997).
Grupo San Juan (Millán y Somin 1981). Es una sucesión de mármoles de color gris azulado
oscuro a negros, con diferente contenido de grafito, a menudo fétidos, y con capillas
finas de metapedernal. Estas rocas aparecen en mantos o escamas tectónicas
independientes, aunque localmente se observan contactos estratigráficos e
interdigitaciones de estos mármoles con los metaterrígenos de la Formación La Chispa.
El Grupo está integrado por las formaciones Narciso (que sobreyace estratigráficamente
a la Formación La Llamágua), Sauco, Mayarí, Collantes y Vega del Café. Estas dos últimas
constituyen el tope estratigráfico en diferentes localidades. El Grupo San Juan ocupa
una gran parte de la unidad tectónica I, formando casi siempre mantos o escamas
tectónicas de distintos ordenes, que puedan intercalarse en los cortes con otras
unidades litoestratigráficas. Su espesor total puede alcanzar 400 o 500 m. En la
Formación Narciso se encontraron dos niveles con ammonites de edad Oxfordiano medio
parte alta: uno inferior con abundantes Mirosphnctes sp, y otro superior con
Perisphinctes sp. (Millán y Myczyñski 1978; Millán y Somin 1981). En la Formación Mayarí
se encontró un ammonites Perisphinctidae de aspecto Tithoniano (Millán 1990). Por eso
el Grupo San Juan se puede considerar equivalente de las formaciones Jagua y Guasasa
del Terreno Guaniguanico.
Formación Los Cedros (Millán y Álvarez-Sánchez 1992, Millán 1997). Son mármoles
foliados grises, a veces carmelitosos, con laminillas de moscovita, que contiene
intercalaciones de cuarcitas metapedernálicas, metaareniscas calcáreas, y de esquistos
verdes metavolcánicos básicos. Stanik et al. (1981) reporto radiolarios y nannocónidos en
un afloramiento atribuido a esta formación (ver Millán y Somin 1985a), lo que limita su
edad al Tithoniano-Cretácico Inferior. Sobreyace estratigráficamente a las formaciones
Collantes y Vega del Café. Su espesor es inferior a la centena de metros.
Formación Loma Quivicán (Millán y Somin 1981). Son mármoles de colores claros (verdes,
rosados, violetas, cremas, grises a blanquecinos), interestratificados con capillas finas
de metapedernal, de un esquisto metapelítico lustroso, con capas decimétricas de
esquistos verdes calcáreos, y horizontes de metabrechas intraformaciónales. Sobreyace
estratigráficamente a la Formación Collantes y parece ser isócrona con la Formación Los
Cedros. Su espesor es de varias decenas de metros.
Formación La Sabina (Millán y Somin 1985a). Son esquistos cuarcíferos
metapedernálicos, en estratos finos y bandeados, a veces ricos en moscovita, y a
menudo granatíferos y manganesíferos. Sobreyace estratigráficamente a las formaciones
Loma de Quivicán y Los Cedros. Su espesor parece superar la centena de metros.
Formación Yaguanabo (Stanik et al. 1981; Millán y Somin 1985a). Son esquistos verdes
metavulcanógenos básicos de tendencia alcalina, que a veces preservan rasgos de su
estructura magmática. Sus afloramientos principales constituyen un manto tectónico
independiente a la Formación La Sabina. Esta unidad pudiera estar relacionada a la
actividad magmática explosiva, donde los productos piroclásticos del magmatismo de
arco hayan alcanzado el depocentro. Su espesor puede superar la centena de metros.
Formación El Tambor (Millán, Somin y Álvarez en: Millán y Somin 1985a). Consiste de un
metaflysch representado por esquistos verdes metaterrígenos, a menudo calcáreos, con
estratificación rítmica, con ritmos que transicionan entre metaareniscas gruesas hasta
metapelitas cloríticas, que pueden superar los 5 cm de espesor. Suele presentar
intercalaciones de mármoles de colores claros hasta gris oscuros, cuarcitas
metapedernálicas, y de esquistos verdes metavulcanógenos. Una facies más distal,
denominada Miembro San Blas, localizada en las cercanías del caserío de igual nombre
(Millán y Alvárez-Sánchez 1992, Millán 1997), constituye una sucesión de capillas
milimétricas de metapsamitas finas, metapelitas, y cuarcitas metapedernálicas, a veces
granitíferas, formando una secuencia enriquecida en grafito, con una calcitización
metamorfo-metasomática mas tardía. Sobreyace estratigráficamente, en diferentes
mantos tectónicos, a las formaciones cretácicas La Sabina, Los Cedros, y
probablemente, también a la Formación Yaguanabo.
Formación La Chispa (Millán y Somin 1985a, b). Son esquistos metaterrígenos cuarzo
moscovíticos y moscovíticos, a menudo muy grafíticos, que suelen contener albita. A
veces presentan intercalaciones que pueden ser abundantes, de cuarcitas
metapedernálicas, granatíferas o clinozoisíticas, de esquistos verdes metavolcánicos con
lawsonita; así como de mármoles. Por su litología Millán (1997) considera que esta
formación puede ser equivalente en edad y litofacies de la Formación San Cayetano de
la Cordillera de Guaniguanico.
Las capas Felicidad (Millán y Somin 1985a), son cuerpos de esquistos verdes
metavolcánicos básicos, con tendencia alcalina, que aparecen intercalados dentro de los
esquistos y mármoles de la Formación La Chispa. Generalmente contienen lawsonita, y
en menor grado, un clinopiroxeno de tipo jadeítico. Pueden alcanzar decenas de metros
de espesor.
Formación Cobrito (Millán y Somin 1985a, b). Son esquistos calcáreos y mármoles
esquistosos, gris oscuro a negros, en estratos finos y rítmicos, generalmente grafíticos, a
veces brechosos. Algunos horizontes contienen numerosas budinas milimétricas a
centimétricas de un mármol dolomítico negro muy fino, con restos de radiolarios
mesozoicos y otros microfósiles. A veces presenta intercalaciones de mármoles de tonos
claros. En diferentes secciones contienen budinas intercaladas de rocas eclogíticas,
cuyos espesores fluctúan entre pocos milímetros y varios metros. En unos esquistos
calcáreos de esta unidad que afloran cerca del caserío Jibacoa (en el norte de la Cúpula
Trinidad), se encontraron restos de palinomorfos del Jurásico Superior al Cretácico
Inferior (Dublan et al. 1986). Esta formación yace estratigráficamente sobre la
Formación Loma La Gloria. Constituyen escamas o mantos independientes de carácter
premetamórfico, dispuestos generalmente en un nivel estructural superior al de los
mármoles del Grupo San Juan, con los cuales pudieran ser, en parte, isócronos. Tiene
contacto tectónico con la Formación La Chispa, y ambas aparecen conjuntamente
multiplegadas.
Formación Loma La Gloria (Millán y Somin 1985a, b). Son esquistos metaterrígenos
cuarcíferos y cuarzo-moscovíticos de grano grueso, muchas veces albíticos, con
frecuentes intercalaciones de esquistos ricos en moscovita, a menudo graníticos.
Contiene intercalaciones tipo Algarrobo y de esquistos calcáreo moscovito-grafíticos, y
localmente, capas de mármoles foliados y de cuarcitas metapedernálicas. En diferentes
secciones suelen ser frecuentes unas intercalaciones budinadas de rocas eclogíticas, de
hasta 10 metros de espesor. El protolito de esta formación Millán (1997) lo considera
equivalente de la Formación San Cayetano.
Esquistos Algarrobo (Millán y Somin 1981). Son esquistos cristalinos poliminerales de
aspecto granular, generalmente bastante homogéneos, con estratificación no siempre
clara. A menudo están enriquecidos en calcita hasta formar un mármol secundario
silicático, ya que este mineral tiene un carácter metamorfo-metasomático tardío. Estos
esquistos aparecen normalmente intercalados en los cortes de la Formación Loma La
Gloria, en capas con espesores entre 10 cm y pocas decenas de metros.
Formación Herradura (Millán y Somin 1985b). Son esquistos metaterrígenos cuarcíferos y
cuarzo-moscovíticos que pueden tener albita, con intercalaciones milimétricas a
centimétricas de esquistos moscovíticos a veces grafíticos, generalmente subordinadas.
Su protolito es similar al de las formaciones La Llamagua, La Chispa y Loma La Gloria,
contenidas en otras unidades tectónicas, así como a la Formación San Cayetano del
Terreno Guaniguanico.
Formación Boquerones (Millán y Somin 1985b). Son esquistos calcáreos y mármoles
negros grafíticos, muy foliados, en estratos finos, con carácter rítmico. Al igual que la
Formación Cobrito, a la que se asemeja mucho litológicamente, contiene algunos
horizontes o capas enriquecidas en pequeñas budinas de un mármol dolomítico
microgranular negro, con abundantes restos de radiolarios, entre ellos Nassellaria de
aspecto Mesozoico. Se encuentran localmente intercalaciones de metabasitas. Su edad
se considera Jurásico Superior, isocrona con la Formación Cobrito y con los mármoles del
Grupo San Juan. Parece que cubre estratigráficamente a la Formación Herradura (Fig.
2).
TERRENO ASUNCIÓN El Terreno Asunción (Figs. 1 y 11) está situado en el extremo oriental de Cuba, y se
caracteriza por un conjunto de rocas metasedimentarias del Mesozoico, representadas
por las formaciones Chafarina (metacarbonática) y Sierra Verde (metaterrígena) (Fig. 2).
Estas dos unidades litológicas afloran como dos fajas paralelas de rumbo N-S, que yacen
en posición tectónica bajo mantos alóctonos de anfibolitas, ofiolitas y metavulcanitas
cretácicas (Fig. 11; Somin y Millán 1972; Cobiella et al. 1977, 1984; Gyarmati 1983;
Millán y Somin 1985; Millán et al. 1985; 1997a). Aunque este terreno está actualmente
cerca del margen continental de las Bahamas, su origen se relaciona al promontorio
submarino Caribeana, que se localizó al sureste del Bloque Maya (Iturralde-Vinent y
García-Casco 2007, García-Casco et al. 2008).
La estructura interna de este terreno no está bien definida. Según Cobiella et al. (1984)
Chafarina y Sierra Verde son de hecho dos unidades tectónicas independientes, la
primera encima de la segunda, de acuerdo a desplazamientos dirigidos de SE a NW
(Cobiella et al. 1984; Quintas 1987, 1988; Nuñez Cambra et al. 2004). Dentro del marco
geológico regional (Fig. 11), el Terreno Asunción parece corresponder a la unidad
inferior de una pila tectónica que incluye un manto de anfiboilitas (Guira de Jauco), las
metavulcanitas de arco de islas del Cretácico (Purial) y las ofiolitas en el tope (García-
Casco et al. 2008). Este apilamiento tectónico tuvo lugar entre el final del Cretácico y el
Daniano temprano (Iturralde-Vinent et al. 2006).
Figura 11. Esquema geólogo-estructural del Terreno Asunción, elaborado sobre la base de
Cobiella et al. 1984; García-Casco et al. 2008.
La asociación metamórfica de las filitas y rocas metabasálticas de la Formación Sierra
Verde contienen lawsonita y glaucofana (Millán 1997a), propias de un metamorfismo de
alta presión relacionado a un proceso de subducción. La edad de este metamorfismo se
puede considerar como pre-Cretácico tardío, sobre la base de criterios estratigráficos
(Iturralde-Vinent et al. 2006), también consistente con la edad del metamorfismo de
alta presión de las metavulcanitas del Curial (Boiteau et al. 1972). Este y otros
argumentos permiten afirmar que el metamorfismo de subducción del terreno Asunción
ocurrió probablemente en el Cretácico Superior tardío (García-Casco et al. 2008).
ESTRATIGRAFÍA DEL TERRENO ASUNCIÓN
Formación Chafarina (Millán, Somin y Díaz 1985). Constituye una faja en el extremo
oriental de las montañas de la Sierra del Curial compuesta por mármoles esquistosos
bien estratificados de color gris oscuro, con intercalaciónes de mármoles de tonos
claros (crema y rosáceos). Los de color oscuro a veces son ricos en materia carbonosa y
pueden ser fétidos o bituminosos. Se encuentran capas o capillas de cuarcitas
metapedernálicas. Existen secciones de mármoles dolomíticos de grano muy fino y color
gris claro casi negro. En una caliza menos recristalizada se encontraron Ophthalmidium
sp., Spirillina sp., y miliólidos. Algunas forman parecen ser Chitinoidella sp. Esta
asociación sugiere una edad Jurásico Superior para su protolito (Millán, Somin, Díaz
1985). Su espesor debe ser de algunos centenares de metros. El infrayacente se
desconoce.
Formación Sierra Verde (Millán, Somin y Díaz 1985). Sus afloramientos se encuentran en
una faja de rumbo norte-sur, yuxtapuesta a la Formación Chafarina. Se trata de una
sucesión de filitas lustrosas y metapsamitas finas, ricas en materia grafítica, con
intercalaciónes de metavulcanitas básicas (principalmente basaltos), calizas cristalinas
grises y de metasilicitas radioláricas. En las calizas cristalinas se identificaron
Calpionella y Nannoconus, y un globigerínido indeterminado (Hedbergella o Ticinella).
Esta asociación indica una edad Tithoniano-Cretácico Inferior para el protolito. Las
filitas contienen lawsonita, y las metavulcanitas, asociaciones con glaucofana y
pumpelleita, indicando que su metamorfismo es de alta presión y muy baja
temperatura. Su espesor se estima en varias centenas de metros. Esta formación parece
sobreyacer a la Formación Chafarina, pero el contacto parece ser tectónico (Fig. 11).
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EL ORIGEN DE LOS TERRENOS METAMÓRFICOS
La interpretación del origen de los terrenos metamórficos ha sido una cuestión muy
debatida en la literatura geológica cubana. La visión clásica era que estos terrenos
metamórficos eran el basamento continental del Geosinclinal, e incluso algunos autores
fueron tan lejos como a fecharlos del Paleozoico y Precámbrico sobre la base del grado
de metamorfismo. Otros investigadores como Somin y Millán (1972, 1981) consideraron
que el metamorfismo invertido del Escambray implicaba que todo el conjunto del arco
volcánico y las ofiolitas habían sobrecorrido sobre aquel, opinión que había sido
adelantada por Wassal (1956). Estos geólogos, implícitamente, consideraron que los
terrenos metamórficos eran una prolongación hacia el sur de la plataforma de Las
Bahamas, opinión que eventualmente fue adoptada en trabajos más recientes (Stanek et
al. (2006). Desde 1981 Iturralde-Vinent (1981, 1994, 1996 y otros), relacionó los terrenos
metamórficos del Escambray y Pinos al margen caribeño del Bloque Maya, basándose en
la similitud estratigráfica entre Guaniguanico y las secciones protolíticas sedimentarias
de los terrenos mencionados, y también considerando que las secciones del borde
meridional de Bahamas no se asemejan a las de los terrenos metamórficos. A esta
concepción llegaron por otras vías Rosencrantz 1990, 1996; Hutson et al. (1998), y
Pindell y Kernan (2001). Sin embargo, no había un acuerdo sobre la posición original de
estos terrenos.
Más recientemente, Iturralde-Vinent y García-Casco (2007), y García-Casco et al. (2008)
propusieron que los terrenos metamórficos Pino Solo-Cerro Cabras, Pinos, Escambray y
Asunción, en su origen, constituyeron una cuenca sedimentaria ProtoCaribeña,
localizada como una prolongación del extremo sudoriental del Bloque Maya. Según
estos autores, esta cuenca se asemejaba paleogeográficamente a la proyección
continental denominada Florida-Bahamas, pues durante una parte de su historia en ella
dominaron ambientes de plataforma carbonatada. Esta propuesta está encaminada a
resolver un antiguo dilema de la geología caribeña, este es: dónde se originaron los
terrenos mencionados, y cómo adquirieron su metamorfismo de alta presión.
La idea surge primero de la comparación entre los olistostromas finicretácicos a
danianos que se encuentran en Guatemala (Formación Sepur: Sur del Bloque Maya),
Jamaica (parte de Chortis originado junto al Bloque Maya), Cuba oriental (Formación La
Picota) y La Española (Formación Imbert). Tal criterio se reafirma al constatar que el
metamorfismo de alta presión y la exhumación de los terrenos mencionados habían
ocurrido al final del Cretácico e inicio del Paleoceno. En estas condiciones, como
adelantaran Montgomery y Pessagno (1999), en referencia a unas calizas marmolizadas,
asociadas al complejo San Juan de la República Dominicana, la edad Cretácica Superior
del metamorfismo sugiere, refiriéndose al arco de las Antillas –Placa del Caribe-- que
“…aparentemente encontró y subdujo parte de una plataforma carbonatada (muy
temprano para ser la Plataforma de Bahamas) durante el Cretácico tardío…” . En este
razonamiento está la semilla que indujo la propuesta de un nuevo elemento
paleogeográfico, denominado Caribeana (Iturralde-Vinent y García-Casco 2007), como el
origen de los terrenos dispersos a lo largo del contacto N-NE entre la Placa del Caribe y
la Placa Norteamericana (García-Casco et al. 2008).
En consecuencia, de acuerdo con estos últimos autores, Caribeana es un dominio
paleogeográfico hipotético, caracterizado por la presencia de una pila sedimentaria de
edad Mesozoico, que ocupaba una porción del ProtoCaribe. Esta pila sedimentaria, hoy
metamorfizada, era similar a las secciones expuestas en el Terreno Guaniguanico
(Margen del Bloque Yucatán). Como no hay afloramientos del basamento de Caribeana
en ninguno de los terrenos mencionados, puede afirmarse, como hipótesis, que aquel
basamento era tanto oceánico como de corteza continental adelgazada, similar a las
Bahamas. En consecuencia, el promontorio tectono-sedimentario Caribeana se originó en
el extremo sureste del Bloque Maya (Fig. 12), localizado a unos 1000 km de las Bahamas.
Al final del Cretácico, en su desplazamiento hacia el E-NE, la Placa del Caribe hizo
colisión con el margen meridional del Bloque Maya, incluyendo Caribeana, de manera
que una porción importante de estas pilas sedimentarias fueron enterradas en la zona de
subducción, y alcanzaron un metamorfismo de alta presión (Fig. 12). Sin embargo, al
tratarse de rocas ligeras y frías, en corto tiempo se exhumaron, dando lugar al estilo y
edad del metamorfismo resultante. Posteriormente, con el avance del frente de colisión
desde el Paleoceno, las metamorfitas se separaron en terrenos tectónicos que se
dispersaron a por el orógeno antillano, a lo largo de unos 2500 km (García-Casco et al.
2008).
Fig. 12. Mapas paleogeográficos del Caribe, donde se observan dos momentos de la evolución de Caribeana. Coloreado a partir de García-Casco et al. (2008).
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