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.

Retorno a Índice

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).

Retorno a Índice

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).

Retorno a Índice