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Análisis de la evolución tectónica y paleogeografía de la cuenca central, Cuba (página 2)

Enviado por Israel Cruz Orosa



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II. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

Cuba está situada en el extremo noroccidental del Mar Caribe, justo a la entrada del Golfo de México, formando parte de las Antillas Mayores (figura 2.1). El archipiélago cubano es de origen volcánico, aunque actualmente constituye un cinturón plegado acrecionado al margen meridional de la Placa Norteamericana. Las características geológicas del territorio cubano son el resultado de una historia muy compleja, representada por una serie de secuencias y estructuras relacionadas estrechamente a la evolución del Caribe Occidental.

2.1. Marco Geotectónico

El Caribe es actualmente una de las regiones de mayor interés para la comunidad científica de las geociencias. Presenta una gran diversidad geológica relacionada a una complicada evolución, que aún en muchos aspectos es objeto de discusión. Los problemas científicos generados alrededor de la placa caribeña han atraído, durante más de 40 años, la atención de prestigiosos geocientíficos de todo el mundo, provocando la coexistencia de diferentes formas de pensamiento y la creación de muchos modelos que pretenden explicar la historia geológica del Caribe (Wilson, 1966; Ball et al., 1969; Malfait y Dinkelman, 1972; Burke et al., 1978, 1984; Aubouin et al., 1982; Pindell y Dewey, 1982; Sykes et al., 1982; Anderson y Schmidt, 1983; Duncan y Hargraves, 1984; Pindell, 1985, 1988, 1994; Klitgord y Schouten, 1986; Ross y Scotese, 1988; Donnelly, 1989; Stephan et al., 1990; Pindell y Barret, 1990; Frisch et al., 1992; Iturralde-Vinent, 1994, 1996a, 1998; Draper et al., 1996; Draper y Gutiérrez, 1997; Lapierre et al., 1997; Meschede y Frisch, 1998; Mann, 1999; Giunta et al., 1999; Kerr et al., 1999).

La placa del Caribe se mueve hacia el este con respecto a las placas Norteamericana y Suramericana, con una velocidad de 1 a 2 cm/año (Mann et al., 1991; Lundgre y Russo, 1996). Como se muestra en la figura 2.1, la Placa del Caribe limita a lo largo de la mayor parte de su perímetro con las placas Norteamericana y Suramericana (Blanco, 1999). El límite noroeste del Caribe es el mejor definido, localizado a lo largo de las fallas transformantes Polochic-Motagua, Oriente y Swan que presentan un movimiento transcurrente siniestro (Draper y Barros, ed. 1994; Mann et al., 1995). Hacia el oeste el límite presenta una relación convergente con dos placas de la cuenca del Pacífico, la Placa de Cocos en América Central y la Placa de Nazca en el istmo de Panamá. El movimiento hacia el este de las placas de Cocos y Nazca con respecto a la del Caribe, genera la subducción de aquellas a lo largo de América Central (Draper y Barros, ed. 1994). Las discrepancias mayores sobre el límite occidental de la Placa del Caribe se circunscriben al límite Caribe-Nazca en la Zona de Panamá, el cual es muy difuso y podría ser de tipo transformante (Villaseñor, 1995). Entre la Placa Caribe y la Placa de América del Sur el límite está representado por una amplia zona de deformación y una distribución difusa de la sismicidad. En esta zona se encuentran varias fallas de desgarre dextro (Molnar y Sykes, 1969) que han sido propuestas como marcadores del límite de placas. Sin embargo, dada la complejidad tectónica de la zona, se ha sugerido la posible existencia de una microplaca entre el Caribe y América del Sur para explicar las estructuras presentes (Mann et al., 1995). El límite oriental de la Placa del Caribe presenta una relación convergente con la litosfera oceánica del Atlántico, marcada claramente por el arco de islas volcánicas de las Antillas Menores que se genera como resultado de la subducción de la corteza atlántica bajo la del Caribe. Por último, la definición del límite noreste de la Placa del Caribe es polémica. Se sugiere, a partir de datos de sísmica de reflexión y sismicidad, que la Placa Norteamericana subduce a la del Caribe (Sykes et al., 1982); mientras que otros autores han argumentado que la zona sur de Puerto Rico es subducida por la litosfera de la cuenca de Venezuela (Byrne et al., 1985).

Figura 2.1: Mapa esquemático de la región del Caribe, mostrando la posición relativa de las placas (modificado de Proenza, 1997). Las abreviaturas son: C, Cuba; J, Jamaica; P, Puerto Rico; H, La Española; LA, Antillas Menores; CA, Centroamérica; CT, Fosa Caimán; BR, Cresta de Beata; 1, zona de fallas Polochic-Motagua; 2, falla transformante Swan; 3, falla transformante Oriente; 4, zona de subducción de las Antillas Menores; 5, zona de fallas El Pilar; 6, Cordillera Oriental de Colombia; 7, zona de fallas Dolores-Guayaquil; 8, zona de subducción de Colombia; 9, zona de subducción de América Central.

Los modelos propuestos para explicar el origen y evolución de la placa caribeña aceptan su
migración relativa hacia el este, respecto a las placas Norteamericana y Sudamericana. La mayor polémica se centra en el origen de la litosfera oceánica que hoy conforma la Placa del Caribe, pues este aspecto es explicado bajo puntos de vista diferentes.

Un grupo de investigadores defiende la idea del "Caribe Autóctono" (Ball et al., 1969; Aubouin et al., 1982; Sykes et al., 1982; Anderson y Schmidt, 1983; Klitgord y Schouten, 1986; Donnelly, 1989; Frisch et al., 1992; Iturralde-Vinent, 1994, 1996a; Meschede y Frisch, 1998; Giunta et al., 1999), que plantea la generación de la litosfera oceánica del Caribe entre las placas Norteamericana y Suramericana luego de la ruptura de Pangea.

Estos modelos "Autóctonos" asumen un origen atlántico para la Placa del Caribe, por lo que pueden caracterizarse como estáticos, pues la cinemática de las placas adyacentes (Norteamericana, Suramericana y Farallón) controlaría sus márgenes (Lázaro-Calisalvo, 2004). Los límites septentrional y meridional tendrían componente en dirección, mientras que hacia el oriente y occidente serían como los actuales, zonas de subducción donde se consumirían litosferas oceánicas del Atlántico y del Pacífico respectivamente.

Del otro bando tenemos los defensores del "Caribe Alóctono" (Wilson, 1966; Malfait y Dinkelman, 1972; Burke et al., 1978, 1984; Pindell y Dewey, 1982; Duncan y Hargraves, 1984; Pindell, 1985, 1988, 1994; Ross y Scotese, 1988; Stephan et al., 1990; Pindell y Barret, 1990; Draper et al., 1996; Draper y Gutiérrez, 1997; Lapierre et al., 1997; Iturralde-Vinent, 1998; Mann, 1999; Kerr et al., 1999) que proponen un origen pacífico de la litosfera del Caribe.

Según este grupo de modelos, la divergencia mesozoica entre Norteamérica y Sudamérica creó una cuenca oceánica interamericana, el Protocaribe (de origen atlántico), actualmente desaparecida por subducción bajo la placa del Caribe, cuyo origen Jurásico se situaría en el Pacífico (Placa Farallón). La continua desaparición del Protocaribe por subducción y divergencia entre Norteamérica y Sudamérica durante el Mesozoico, permitiría la deriva de la placa del Caribe hacia el este, a medida que la placa Norteamericana derivaba hacia el noroeste y la Sudamericana hacia el oeste-noroeste. En su deriva hacia el este, la Placa del Caribe se llegaría a colocar entre las dos placas mayores, siendo el movimiento relativo en dirección siniestro en su margen septentrional (Guatemala-Antillas Mayores) y dextro en su margen meridional (Colombia-Venezuela-Antillas Holandesas). Este segundo grupo de modelos es el más aceptado actualmente, aunque debe indicarse que se han propuesto bastantes variantes del mismo con contrastadas geometrías y evoluciones de los límites de placa.

Los modelos que proponen el origen pacífico de la Placa del Caribe, desde la década de los 80 e inicio de los 90 fueron extensamente aceptados, con el predominio de algunos que hoy en día ya pueden considerarse como clásicos (Pindell y Dewey, 1982; Pindell, 1985, 1988, 1994; Ross y Scotese, 1988; Pindell y Barret, 1990). Durante la segunda mitad de los 90, se realizaron algunos trabajos que evidenciaron incompatibilidad de los modelos existentes con la constitución geológica de Cuba (Iturralde-Vinent, 1994, 1996a; Proenza, 1997; Blanco, 1999) y un número importante de investigaciones que han contribuido a aumentar el grado de conocimiento geológico de Cuba y de la región del Caribe, entre muchos, debemos destacar algunos trabajos que abordan aspectos relacionados con el desarrollo de la apertura del Protocaribe y las secuencias relacionadas (Marton y Buffler, 1994; Iturralde-Vinent, 1994, 1996a; Hutson et al., 1999), un grupo que profundiza en la evolución de las distintas generaciones de arcos volcánicos y el magmatismo asociado (Renne et al., 1991; Iturralde-Vinent, 1996b, c, d, 1997, 1998; Proenza, 1997; Díaz de Villalvilla et al., 1998; Proenza et al., 1999; Kerr et al., 1999) y otros que aportan criterios de peso para comprender y explicar los procesos de colisión ocurridos (Iturralde-Vinent, 1994, 1996b, 1997; Blanco, 1999; Mann, 1999). Como resultado de estos avances se logró la creación de modelos bastante completos (Iturralde-Vinent, 1998; Kerr et al., 1999), que han resuelto una buena parte de las contradicciones antes referidas y han logrado integrar las particularidades geológicas de Cuba en los modelos evolutivos del Caribe.

Uno de los mayores problemas, que hasta la fecha no se ha logrado esclarecer del todo, está referido a los eventos de colisión que han afectado sucesivamente la región caribeña. Mann (1999) propone un modelo evolutivo que considera el desarrollo de un proceso de colisión secuencial (figura 2.2), entre la Placa del Caribe y los márgenes de Yucatán, Norteamérica y Sudamérica. Tales eventos posiblemente se relacionan a escala regional, con la compresión que ha sufrido la Placa del Caribe en su deriva hacia el este entre las placas Norteamericana y Sudamericana, estando además afectados desde el Oligoceno por el proceso de transcurrencia del Caribe Noroccidental.

Figura 2.2: Proceso de colisión secuencial entre la Placa del Caribe y los márgenes de Yucatán, Norteamérica y Sudamérica (tomado de Lázaro-Calisalvo, 2004; antes modificado de Mann, 1999). Las abreviaturas son: CS, Cretácico Superior; P, Paleoceno; E, Eoceno; O, Oligoceno; M, Mioceno; A, Actualidad.

Particularmente las investigaciones realizadas en el territorio cubano, aportan evidencias que confirman la ocurrencia de eventos de colisión entre el Cretácico Superior Campaniense-Maastrichtiense (quizás antes) y el Eoceno Superior (Draper y Barros, ed. 1994; Iturralde-Vinent, 1994, 1996a, 1997, 1998; Blanco, 1999; García-Casco, 2001). Todo parece indicar que es factible diferenciar dos eventos colisionales diferentes y con cierta continuidad temporal; el primero relacionado con la posible colisión de los terrenos Pinos, Escambray y las secuencias enterradas al sur de la provincia de Camagüey (Blanco y Proenza, 1994), con el Arco Volcánico Albiense-Campaniense (Draper y Barros, ed. 1994; García-Casco, 2001); y el segundo, asociado al proceso de colisión y acreción del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen meridional pasivo de la Placa Norteamericana (Iturralde-Vinent, 1994, 1996a, 1998; Blanco, 1999). Sin embargo, a pesar de las evidencias conocidas, aún no existe un esquema que permita explicar la evolución y características de los eventos colisionales, que dieron lugar a la formación del Cinturón Plegado Cubano. Las principales contradicciones de los modelos que actualmente se manejan son las siguientes:

  1. No se ha logrado proponer un esquema geotectónico, que justifique de manera convincente el mecanismo de emplazamiento y la actual posición que ocupan los terrenos Pinos y Escambray, partiendo de la correlación de los mismos con el bloque Yucatán. Estudios del metamorfismo de Pinos indican el desarrollo de una secuencia colisional, caracterizada por una fase de metamorfismo de alta presión seguida de calentamiento hasta alcanzar el pico térmico (colisión madura, ca. 72 Ma), y luego otra fase de rápida descompresión, con desarrollo de la foliación principal seguido de rápido enfriamiento isobárico (colapso extensional, ca. 68 Ma) (García-Casco, 2001). Este análisis indica que las secuencias pertenecientes a Pinos (y al Escambray?) entraron, desde el sur, en la zona de subducción del Arco Volcánico Albiense-Campaniense induciendo su colapso, el cual además posiblemente tuvo relación con la apertura de la Cuenca de Yucatán. Por otra parte, el hecho de que el grado de metamorfismo del terreno de Guaniguanico sea diferente al de Pinos y Escambray (Somin y Millán, 1976, 1981; Millán y Somin, 1981; Iturralde-Vinent, 1998), indica que su evolución metamórfica y mecanismo de emplazamiento fue muy diferente. Estos aspectos sugieren que la correlación de los terrenos Pinos y Escambray con el bloque Yucatán, pueda ser cuestionable.
  2. Aún existen lagunas a la hora de explicar el papel que juega la Cuenca de Yucatán en la evolución geotectónica del Caribe Occidental y su relación con los eventos de colisión registrados en Cuba. El inicio de la apertura de la Cuenca de Yucatán se estima a finales del Cretácico (Iturralde-Vinent, 1998) y posiblemente tenga relación con el colapso extensional del Arco Volcánico Albiense-Campaniense, registrado a partir de la evolución P-T-t de filitas, esquistos y gneisses de las distintas zonas metamórficas del terreno Pinos (García-Casco, 2001). La Cuenca de Yucatán puede haber constituido la zona de generación del movimiento que provocó la colisión y acreción del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen meridional de la Placa Norteamericana.
  3. Es necesario profundizar en las implicaciones que tuvo el surgimiento del límite transformante del Caribe Noroccidental (Polochic-Motagua, Swan-Oriente y Fosa Caimán), para la evolución del Cinturón Plegado Cubano. El registro estratigráfico existente en Cuba a partir del Eoceno Superior, es representativo de un período de desarrollo platafórmico; esta relativa tranquilidad tectónica puede tener relación con un cambio regional de los esfuerzos y del movimiento, provocado por el comienzo de la actividad transformante en el Caribe Noroccidental.

Para el desarrollo de esta investigación se asumen los modelos propuestos por Iturralde-Vinent (1998) y Kerr (1999). Solo se adoptan algunos aspectos algo diferentes para explicar la aloctonía de los terrenos Pinos y Escambray y en relación con la evolución de los eventos colisionales registrados en Cuba.

2.2. Modelo de la Constitución Geológica de Cuba

En la complicada evolución geológica de la región caribeña, la Isla de Cuba es uno de los mayores retos al conocimiento. El territorio cubano, tanto por su extensión territorial como por el conjunto geológico que presenta, es una pieza clave para el correcto entendimiento de la geología y evolución del Caribe. Como se muestra en la figura 2.3, en la constitución geológica de Cuba se reconocen dos niveles estructurales: el Substrato Plegado (Cinturón Plegado Cubano) y el Neoautóctono (Neoplataforma) (Iturralde-Vinent, 1996a, ed. 1997, 1998).

Figura 2.3: Mapa esquemático del territorio cubano, que representa el modelo de su constitución geológica (modificado de Iturralde-Vinent, ed. 1997).

2.2.1. El Cinturón Plegado Cubano

El Cinturón Plegado Cubano típicamente se ha interpretado yaciendo en posición alóctona sobre el margen meridional de la Placa Norteamericana (Iturralde-Vinent, 1981, ed. 1996a, 1998; Bush y Sherbakova, 1986; Pushcharovsky, 1989; Kerr et al., 1999). Las dos principales concepciones que se han desarrollado para interpretar su estructura interna, en general mantienen el carácter alóctono del mismo sobre el margen norteamericano, sin embargo difieren en algunos aspectos.

Un grupo de autores (Wassall, 1956; Shaposhnikova, 1974; Somin, 1977; Somin y Millán, 1976; Shein, ed. 1985) plantean que tanto las ofiolitas como las rocas volcánicas existentes en Cuba, yacen en posición alóctona sobre el margen meridional norteamericano y que los terrenos de Placetas, Asunción, Guaniguanico, Pinos y Escambray son la continuación de Las Bahamas hacia el sur y, por lo tanto, ventanas tectónicas donde aflora el basamento del territorio cubano. A partir de la concepción de Wassall (1956) y seguidores, se han desarrollado muchos de los modelos evolutivos del Caribe que ubican la zona de subducción de los arcos cretácicos al norte de Cuba (Shein, ed. 1985), es por eso que en dichos modelos generalmente se evade la existencia de los terrenos Guaniguanico, Pinos y Escambray, ante la imposibilidad de explicar las características metamórficas y el mecanismo de emplazamiento de estos elementos.

La segunda concepción, que actualmente es la más aceptada por los geólogos cubanos, también parte del criterio clásico de interpretar el Cinturón Plegado Cubano acrecionado sobre el margen de Norteamérica, con la diferencia de que asume la existencia de terrenos alóctonos e importantes mantos de sobrecorrimiento (Iturralde-Vinent, 1981, 1996a, 1998; Bush y Sherbakova, 1986; Pushcharovsky, ed. 1989; Kerr et al., 1999). Según este modelo en el Cinturón Plegado Cubano existen una serie de elementos de diverso origen y representativos de los eventos relacionados con la evolución del Caribe Occidental. Iturralde-Vinent (ed. 1997) los agrupa como unidades de naturaleza continental y unidades de naturaleza oceánica, considerando incluidas en el primer grupo las secuencias pertenecientes al margen norteamericano y una serie de terrenos alóctonos que definió en su conjunto como Terrenos Sudoccidentales (Guaniguanico, Pinos y Escambray); como unidades oceánicas define a las secuencias pertenecientes al complejo ofiolítico (ofiolitas septentrionales) y las representativas de la actividad volcánica del Cretácico y del Paleógeno respectivamente.

El Cinturón Plegado Cubano ha tenido su origen vinculado a los procesos de convergencia que se desarrollaron en el Caribe desde comienzos del Cretácico. Hasta el Cretácico Superior se desarrolló de conjunto con el Cinturón Plegado de las Antillas Mayores, cuando posiblemente comenzó el proceso de colisión entre las secuencias pertenecientes a los terrenos Pinos y Escambray? con el Arco Volcánico Albiense-Campaniense (García-Casco, 2001), que iniciaron la extinción de la actividad volcánica. A partir de la apertura de la Cuenca de Yucatán la evolución del Cinturón Plegado Cubano fue diferente a la del resto de las grandes antillas (incluyendo Cuba Oriental) (Draper y Barros, ed. 1994). En las secuencias representativas de este período en Cuba, se registra una fuerte actividad de sobrecorrimiento (Iturralde-Vinent, 1981, ed. 1996a, 1998) y el desarrollo de un sistema de cuencas superpuestas (Blanco, 1999), mientras que en el resto de las grandes antillas continuó el vulcanismo hasta el Eoceno Medio-Superior. La separación del Cinturón Plegado Cubano de la Placa del Caribe, estuvo asociada al desarrollo del límite transformante Swan-Cayman-Oriente y su actividad se estima iniciada entre el Eoceno Medio y el Eoceno Superior (Draper y Barros, ed. 1994; Mann et al., 1995; Proenza, 1997) y concluida en el Mioceno (Mann et al., 1995).

2.2.2. Neoplataforma

Las secuencias post-Eoceno Superior depositadas en Cuba, son representativas de un período de desarrollo platafórmico, a las que también se ha denominado en la literatura geológica cubana el Neoautóctono (Iturralde-Vinent, 1996a, ed. 1997, 1998). A partir del Eoceno Superior en el territorio cubano prevalecieron los movimientos verticales, que formaron una estructura con bloques elevados donde apenas hubo deposición, mientras que otros bloques experimentaron subsidencia y hoy conservan espesores de más de 3000 metros de sedimentos (Iturralde-Vinent, ed. 1997). La sedimentación ocurrió en tres etapas que tuvieron lugar durante el Eoceno Superior-Oligoceno, Mioceno Inferior-Mioceno Superior y Plioceno-Actualidad. Cada una de estas etapas comenzó con una transgresión, con predominio de sedimentos clásticos que transicionan hasta carbonatados de aguas someras, y concluyó con una regresión rápida.

Las deformaciones de estas rocas son escasas, con la excepción de las fajas asociadas a las fallas siniestrales Pinar, La Trocha y Oriente (Iturralde-Vinent, 1998). Los bajos niveles de deformación están relacionados al predominio de los movimientos oscilatorios verticales y a que los movimientos horizontales fueron de menos de 30 kilómetros (Iturralde-Vinent, 1981). Las direcciones principales de las fallas que afectan la Neoplataforma son fundamentalmente heredadas de rumbos ya existentes en el Cinturón Plegado Cubano.

2.3. Geología de Cuba Central

Típicamente el territorio cubano suele ser dividido en tres regiones: occidental, central y oriental, realizándose esta subdivisión sobre la base de las características geológicas, las secuencias y las deformaciones existentes en cada región. En Cuba Central se distinguen dos bloques con características parcialmente similares, separados entre sí por la zona de fallas La Trocha, bloque Las Villas y bloque Camagüey (figuras 2.4 y 2.5).

En estos bloques es posible distinguir, de norte a sur y con una extensión lateral no uniforme, las diferentes secuencias involucradas en la orogenia que formó el Cinturón Plegado Cubano y las formadas durante y después de concluido el proceso de colisión (Blanco, 1999). En su parte más septentrional aflora un conjunto de secuencias sedimentarias que van desde carbonatadas de aguas profundas, con intercalaciones de silicitas, hasta sedimentos típicos de plataformas carbonatadas, existiendo además secuencias evaporíticas, todas con edades jurásicas a cretácicas. Tales secuencias se consideran representativas del paleomargen norteamericano, desarrollado durante la apertura del Thetys americano.

Figura 2.4: Mapa esquemático del bloque Las Villas (Cuba Centro Occidental) y perfil esquemático de su constitución geológica (modificado de Iturralde-Vinent, ed. 1997).

Más al sur aflora un conjunto típico del desarrollo de arcos de islas volcánicas, en relación tectónica muy compleja con rocas del complejo ofiolítico, sobre las cuales aún se discute su origen (Iturralde-Vinent, 1996b; Proenza, 1997), que posiblemente se relaciona con una cuenca de retroarco - mar marginal (Proenza, 1997; Blanco, 1999). En la porción meridional de Cuba Central aflora el terreno Escambray, que constituye un elemento alóctono en el Cinturón Plegado Cubano (Iturralde-Vinent, 1996a, ed. 1997, 1998) posiblemente emplazado desde el sur luego de su colisión con las secuencias del Arco Volcánico Albiense - Campaniense. La existencia de secuencias correlacionables con el Escambray en profundidad no ha sido probada con certeza, aunque hacia el sur de la provincia de Camagüey han sido descritas rocas similares (Blanco y Proenza, 1994; Pardo, 1996; Blanco, 1999).

Figura 2.5: Mapa esquemático del bloque Camagüey (Cuba Centro Oriental) (modificado de Hall et al., 2004) y perfil esquemático de su constitución geológica (modificado de Iturralde-Vinent, ed. 1997).

La sedimentación representativa del intervalo comprendido entre el Cretácico Superior Campaniense-Maastrichtiense y el Eoceno Superior, indica el desarrollo de una intensa actividad de sobrecorrimiento, marcada por la deposición de sedimentos molásicos y flyschoides en un sistema de cuencas superpuestas (Blanco, 1999). Desde la segunda mitad del Eoceno Superior la sedimentación ocurrió en ambientes tectónicamente tranquilos, típicos de un proceso de desarrollo platafórmico (Iturralde-Vinent, ed. 1997, 1998).

2.3.1. Plataforma de Bahamas

Es considerada conjuntamente con la Megaplataforma Florida-Bahamas, como una parte del bloque Estrecho de la Florida descrito por Pindell y Barret (1990). Las secuencias pertenecientes a la Plataforma de Bahamas se desarrollaron desde el Aptiense-Albiense, luego de la fracturación y desmembramiento de la Megaplataforma Florida-Bahamas (Iturralde-Vinent, 1996a, ed. 1997, 1998). A partir de ese momento se diferenciaron varias plataformas pequeñas separadas por canales de aguas profundas, que se mantuvieron con la misma configuración aproximada hasta el Maastrichtiense (Ball et al., 1985; Iturralde-Vinent, 1994; Buffler y Hurst, 1995). Estas secuencias han sido descritas total o parcialmente al norte de Cuba Central, definiéndose sus secciones estratigráficas tipos en varias localidades de esta región: Cayo Coco, Remedios, Camajuaní y Placetas.

Actualmente se manejan ideas algo contrastadas con respecto a la posición y ambiente de sedimentación de la zona de Placetas. Iturralde-Vinent (1998) presenta estas secuencias como un terreno alóctono de naturaleza oceánica, considerando las características sedimentológicas y estructurales de esta unidad; mientras que Blanco (1999) adopta un modelo que ubica la zona de Placetas como representativa de la zona del glacis continental. En el desarrollo de esta investigación se asume el modelo propuesto por Blanco (1999).

2.3.1.1. Zona de Cayo Coco

Es representativa de los canales intraplatafórmicos que seccionaban la Plataforma de Bahamas. Se reconoce en pozos perforados en los cayos y la faja costera norte de Cuba Central. En la zona de Cayo Coco se ha descrito las formaciones siguientes:

  • Fm. Cayo Coco (Pardo, 1956: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), que ha sido estudiada en el intervalo 2153 - 3222 metros del pozo Cayo Coco 2, perforado al norte de la provincia de Ciego de Ávila. Está compuesta por dolomitas y anhidritas masivas con intercalaciones de calizas y calcarenitas de edad Jurásico Tithoniense-Cretácico Neocomiense (Hatten et al., 1958).
  • Fm. Guaney (Iturralde-Vinent y Roque-Marrero, 1981: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), que aflora sólo en Loma Guaney al noroeste de la provincia de Camagüey y está constituida por biomicritas algo arenosas, margas y silicitas de edad Cretácico Aptiense-Maastrichtiense (Iturralde-Vinent et al., 1981).

No se han encontrado fósiles del período Coniaciense al Campaniense en los cortes de pozos ni en afloramientos, lo que sugiere la presencia de un hiato (Iturralde-Vinent, 1998). La zona está deformada por fallas inversas y un plegamiento moderado con vergencia NE (Meyerhoff y Hatten, 1968; Roque-Marrero e Iturralde-Vinent, 1987).

2.3.1.2. Zona de Remedios

La zona de Remedios está situada al sur de la zona de Cayo Coco (Ducloz y Vuagnat, 1962), siendo representativa de la plataforma externa, con ambientes de sedimentación típicos de lagunas y bajos retroarrecifales, bancos biostrómicos y de mar abierto. Se reconocen en pozos profundos y afloramientos en la vertiente norte de Cuba Central, en la Cordillera Norte de Las Villas y en la Sierra de Cubitas (Meyerhoff y Hatten, 1968, 1974; Pardo, 1975; Iturralde-Vinent, 1981; Iturralde-Vinent y Roque Marrero, 1987; Díaz et al., 1997). Sus principales representantes son las formaciones Perros, Palenque, Vilató y Purio.

  • Fm. Perros (Hatten et al., 1958: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), se desarrolla al norte de Cuba Central, al norte de las provincias Villa Clara, Sancti Spíritus, Ciego de Ávila y Camagüey, con una litología caracterizada por dolomitas, calizas y brechas dolomíticas, de edad Jurásico Tithoniense?-Cretácico Neocomiense (Cobiella, 1984).
  • Fm. Palenque (Truitt, 1956: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), tiene sus áreas tipo en Lomas El Palenque, Sierra de Jatibonico y Sierra de Cubitas, provincias de Villa Clara, Sancti Spíritus y Camagüey. Está constituida por calizas microcristalinas, organógenas, en menor grado detríticas, con intercalaciones de dolomitas de edad Cretácico Aptiense-Cenomaniense (Iturralde-Vinent et al., 1986; Díaz et al., 1992).
  • Fm. Vilató (Iturralde-Vinent y Díaz, 1986: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), solo se ha reportado en la Sierra de Cubitas, provincia de Camagüey y su litología es de calizas laminares, biógenas, biógeno-detríticas y calcirruditas, que se caracterizan por los ritmos de sus estratos. La edad es Cretácico Cenomaniense-Turoniense (Iturralde-Vinent et al., 1986; Díaz et al., 1992).
  • Fm. Purio (Hatten et al., 1958: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), se desarrolla al norte de Cuba Central y está compuesta por calizas micríticas y biógeno-detríticas, masivas o en capas gruesas, a veces dolomitizadas, con horizontes de brechas calcáreas, ricas en fragmentos de rudistas, foraminíferos bentónicos y otros microfósiles del Cretácico Turoniense-Maastrichtiense (Iturralde-Vinent et al., 1986; Díaz et al., 1992).

No se han podido identificar secciones de edad Turoniense al Santoniense, probablemente debido a la presencia de un hiato, pues hay una disconformidad en el tope del Cenomaniense (Díaz, 1985; Díaz et al., 1997). Las rocas están intensamente deformadas en pliegues muy apretados con vergencia NE y por la existencia fallas inversas y planos de sobrecorrimiento que separan varios mantos tectónicos.

2.3.1.3. Zona de Camajuaní

Esta zona está muy bien representada en la región norte de Las Villas, mientras que en Camagüey no se han reportado sus secuencias en superficie, aunque se supone que existan en profundidad (Blanco, 1999). Se presenta formando bandas alargadas con una anchura entre 2 y 10 Km. Por el norte limita tectónicamente con la zona de Remedios y hacia el sur con la zona de Placetas, estando representada por las formaciones siguientes:

  • Fm. Trocha (Ortega y Ross, 1931: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), aflora principalmente entre Rancho Veloz y Sagua la Grande y en menor grado se extiende entre las localidades de El Sitio y Encrucijada. Está compuesta por calizas de colores oscuros, a veces en bandas o abigarradas, en menor cantidad pueden aparecer dolomitas, calizas oolíticas, y capas o lentes de silicitas, conglomerados y brechas calcáreas. Su edad es Jurásico Thitoniense - Cretácico Berriasiense.
  • Fm. Margarita (Hatten et al., 1958: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), se desarrolla en forma de franjas alargadas al norte de la provincia de Villa Clara. Está constituida por calizas cremosas microgranulares y arcillosas, silicitas y conglomerados brechosos y calcáreos. Su edad se estima del Cretácico Inferior (Berriasiense - Hauteriviense Inferior).
  • Fm. Mata (Wassall, 1953: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), se desarrolla al norte de la provincia de Villa Clara y está compuesta de calizas microgranulares, arcillosas, aporcelanadas, fragmentarias, silicitas primarias, pedernal fragmentario, conglomerados brechosos y calcáreos, y algunas arcillas. Las calizas son de color gris y las silicitas casi negras. Su edad es Cretácico Inferior (Albiense)- Cretácico Superior (Cenomaniense).
  • Fm. Lutgarda (Wassall, 1953: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), se extiende en forma de una franja estrecha al norte de las provincias de Villa Clara y Sancti Spíritus. Su litología predominante son calizas, silicitas y arcillas de edad Cretácico Superior (Maastrichtiense).

El corte de Camajuaní es fundamentalmente carbonatado de ambiente pelágico, representativo del talud continental (Blanco, 1999). Las secciones están fuertemente deformadas y sobrecorridas hacia el NE, a manera de un conjunto de numerosos pliegues/escamas tectónicas superpuestas (Meyerhoff y Hatten, 1968, 1974; Pushcharovsky et al., 1989).

2.3.1.4. Zona de Placetas

La zona de Placetas tiene su localidad tipo en la región central de Cuba, en los alrededores del poblado del mismo nombre. Aflora además en varias localidades de la Cordillera Norte de las Villas y en la Sierra de Camaján, en Camagüey. Está constituida por una potente secuencia carbonatada-silícea y parcialmente terrígena, representativa del glacis continental (Blanco, 1999), que abarca el intervalo desde el Jurásico Superior hasta el Maastrichtiense. En esta zona se incluyen las formaciones siguientes:

  • Fm. Constancia (Truitt y Pardo, 1953: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), se desarrolla en la parte norte de la provincia de Villa Clara, constituida por areniscas calcáreas, calizas arenosas, conglomerados de fragmentos pequeños, limolitas calcáreas, margas y arcillas. Su edad es del Jurásico Superior (Tithoniense)- Cretácico Inferior (Berriasiense).
  • Fm. Veloz (Hatten et al., 1958: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), de edad Jurásico Thitoniense-Cretácico Barremiense cuya litología está descrita como calizas micríticas, calcilutitas, calcarenitas e intercalaciones de argilitas y silicitas que afloran extensamente en la Sierra de Camaján (Iturralde-Vinent et al., 1986). Además aflora al norte de provincias de Matanzas, Villa Clara y Sancti Spíritus.
  • Fm. Santa Teresa (Wassall, 1952: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), de edad Aptiense-Cenomaniense, aflora en forma de fajas muy plegadas y dislocadas al norte de las provincias de Villa Clara y Camagüey. Su litología está representada por calcedonitas radioláricas de color pardo oscuro, argilitas silíceas, arcillas limolíticas, calizas y margas (Iturralde-Vinent et al., 1986).
  • Fm. Carmita (Truit, 1953: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), ha sido descrita al norte de las provincias Villa Clara, Sancti Spíritus y Camagüey. Presenta calizas de distintos tipos, con predominio de las micríticas, silíceas y detríticas, de color blanco a crema claro y en menor grado crema oscuro a rojo ladrillo, con intercalaciones de argilitas, limolitas, silicitas pardas y rojas, areniscas calcáreas, calizas arenosas y margas. Su edad es del Cretácico Superior (Cenomaniense- Santoniense)?.
  • Fm. Amaro (Wassall, 1953: en Léxico Estratigráfico de Cuba, 1994), se desarrolla al NE de la provincia de Matanzas y al norte de Villa Clara, Sancti Spíritus y Camagüey. Está formada por brechas, brecho-conglomerados con fragmentos mal seleccionados de areniscas calcáreas, calizas detríticas, silicitas y arcillas. Su edad es correspondiente al Cretácico Superior (Maastrichtiense Superior).

Las características de la secuencia deposicional indican un ambiente de aguas profundas sobre el talud continental, estando recubiertas discordantemente por brechas del Maastrichtiense de la secuencia de la cuenca de antepaís (Cobiella, 1984; Draper y Barros, ed. 1994) que son indicadoras de las primeras deposiciones de sedimentos ligadas a los eventos tectónicos de obducción del margen pasivo por el Cinturón Plegado Cubano (Blanco, 1999).

Las secuencias litológicas que conforman la zona de Placetas están fuertemente dislocadas por plegamientos y fallas. Estas últimas son perpendiculares al rumbo general de afloramiento y han dado lugar a la formación de un sistema de bloque/escamas que aparecen como cuñas tectónicas. Esto da lugar a que no exista un corte completo y que la estructura de la zona se haya reconstruido a partir de cortes aislados, representados en los diferentes nappes tectónicos.

2.3.2. Complejo Ofiolítico

Las secuencias ofiolíticas en Cuba afloran en la mitad septentrional de la isla, desde Cajálbana hasta Baracoa (Iturralde-Vinent, 1998), presentándose en superficie como fajas estrechas muy deformadas, o bien como mantos tectónicos de diversa potencia. En la región de Las Villas se reconocen fajas estrechas que aparecen en los planos de las fallas que limitan las zonas plegadas del norte, así como entre planos de fallas de sobrecorrimiento e inversas; mientras que en Camagüey aparecen conformando mantos tectónicos con su estructura interna bastante bien preservada (Iturralde-Vinent, 1998). En ambos bloques se interpretan sobreyaciendo tectónicamente las secuencias de la Plataforma de Bahamas y cubiertas de la misma forma por las rocas volcánicas del Cretácico. En general presentan una estructura muy compleja, presentando difíciles relaciones con las secuencias volcánicas y del margen norteamericano, como resultado de su emplazamiento tectónico.

El origen de estas rocas se supone relacionado con el desarrollo de una zona de retroarco-mar marginal, contemporánea con la actividad volcánica del Cretácico (Iturralde-Vinent, 1996b, ed. 1997, 1998; Proenza, 1997; Blanco, 1999). Sin embargo las dataciones K-Ar que han sido realizadas le infieren edades que oscilan entre 50 y 160 Ma (Iturralde-Vinent, 1998) confirmando lo difícil que se hace tal determinación.

El emplazamiento se estima haya comenzado a finales del Cretácico Superior Campaniense-Maastrichtiense, concluyendo los principales movimientos durante el Eoceno Superior (Blanco, 1999), coincidiendo con el proceso de colisión y acreción del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen meridional pasivo de la Placa Norteamericana. Aún así, la edad del emplazamiento de las ofiolitas es un problema mucho más complejo y pendiente de resolver a nivel de detalle, por cuanto solo se puede precisar a partir de las relaciones estructurales observadas en el campo.

2.3.3. Arcos Volcánicos

Muchos de los modelos evolutivos del caribe consideraban la existencia de un "gran arco volcánico" como una entidad única e indivisible (Pindell y Barrett, 1990; Pindell, ed. 1994). Sin embargo, con el transcurso de los años y a medida que se ha ido profundizando en el tema, se han revelado una serie de evidencias que confirman la existencia de diversas unidades de arco (Iturralde-Vinent, 1996c, d, ed. 1997, 1998; Kerr et al., 1999). Particularmente en Cuba Central se reconoce la existencia de tres generaciones distintas, cada una con su propia evolución y paleogeografía.

2.3.3.1. Arco Volcánico Boninítico

Han sido descritas por Kerr et al. (1999) como parte de las rocas básicas que aparecen conformando bloques tectónicos entre las secuencias del Complejo Ofiolítico. En el referido trabajo se propone que dichas boninitas representan un magmatismo de arco volcánico, que posiblemente comenzó durante un período pre-Albiense y abortó temprano en el Cretácico. En Cuba Central un indicio de la existencia de este arco es el complejo de las rocas metamórficas e intrusivas de la zona de Iguará-Perea (Millán, 1996). Allí afloran pequeños intrusivos con afinidad geoquímica de arco de islas, cortando diabasas anfibolitizadas que pueden interpretarse como el substrato oceánico metamorfizado del arco boninítico (Iturralde-Vinent, 1998). Su zona de subducción probablemente buzaba hacia el sur, lo cual explica la presencia de bloques de metamorfitas de alta presión del Cretácico Inferior entre los melanges del Complejo Ofiolítico (Iturralde-Vinent, 1996d; Kerr et al., 1999).

2.3.3.2. Arco Volcánico Primitivo

Las secuencias volcánicas de edad pre-Albiense de la serie PIA (Island Arc Tholeiites) han sido descritas en Puerto Rico y La Española (Perfit y Lebrón, 1993, 1994), al igual que en Cuba (Iturralde-Vinent, 1996d, 1998; Díaz de Villalvilla et al., 1998; Kerr et al., 1999). En Cuba constituyen indicios directos de un arco primitivo, las rocas del Albiense Medio y más antiguas, que se conocen sólo en la región de Las Villas (Fm. Los Pasos), equivalentes a basaltos, traquibasaltos y dacitas, intercalados con rocas piroclásticas, epiclásticas y sedimentarias (Iturralde-Vinent, 1996d, 1998; Kerr et al., 1999). Otra evidencia está relacionada con la presencia de clastos de rocas plutónicas y volcánicas en los conglomerados de edad Aptiense-Albiense que se localizan al sur de Santa Clara y en Camagüey (Iturralde-Vinent, 1996d, 1998). Estos clastos pudieran proceder tanto del Arco Primitivo como del Arco Boninítico.

2.3.3.3. Arco Volcánico Albiense - Campaniense

Las secuencias representativas de la asociación vulcano-plutónica calcoalcalina del Arco Volcánico Albiense-Campaniense, afloran extensamente en Cuba. Específicamente en la región central del país existe una amplia representatividad de estas rocas, tanto las pertenecientes al complejo vulcanógeno-sedimentario como al plutónico y metamórfico (Iturralde-Vinent, 1998).

En Las Villas las rocas vulcano-plutónicas yacen en contacto tectónico hacia el sur con el terreno Escambray y por el norte limitan, también tectónicamente, con las secuencias ofiolíticas. En esta zona afloran los componentes efusivos del arco (formaciones Mataguá, Cabaiguán, Provincial, Seibabo, Arimao, La Rana, Cotorro y Dagamal), plutónicos (granitoides de Manicaragua) y el basamento metamórfico (complejo Mabujina) (Iturralde-Vinent, ed. 1997, 1998; Díaz de Villalvilla et al., 1998; Kerr et al., 1999). En cambio en la zona de Camagüey están en contacto tectónico hacia el norte con el Complejo Ofiolítico, mientas que en el extremo sur no se conocen sus relaciones estructurales, estando cubiertas por la Neoplataforma. En el bloque camagüeyano aflora extensamente el complejo plutónico del arco (granitoides de Ciego - Camagüey - Las Tunas) y el efusivo (formaciones Camujiro, Piragua, Caobilla, La Sierra, Güaimaro, Crucero Contramaestre y Martí) (Hall et al., 2004).

En ambos sectores el complejo efusivo aparece representado por tobas andesíticas y andesito-basálticas, tufobrechas y en menores cantidades areniscas, margas y calizas (Blanco, 1999); mientras que en el complejo plutónico aparecen potentes intrusivos graníticos, que afloran en la parte axial de la isla.

En la estructura general del arco se pueden reconocer de sur a norte, su zona axial y de retroarco, mientras que no existen evidencias en relación con la zona frontal (Iturralde-Vinent 1998; Blanco, 1999). Esta característica apoya la hipótesis que ubica la zona de subducción del Arco Volcánico Albiense-Campaniense al sur (Iturralde-Vinent, 1998; Kerr et al., 1999).

2.3.4. Terreno Escambray

El terreno Escambray aflora al sur de la región de Las Villas, aparece como una ventana tectónica por debajo de las unidades del arco volcánico y su basamento oceánico. En general se trata de un terreno multideformado, con una compleja estructura interna de mantos de sobrecorrimientos y una deformación cupuliforme tardía (Iturralde-Vinent, 1998). Se le ha asignado una edad correspondiente al Jurásico-Cretácico (Millán y Somin, 1985). Sus secuencias presentan un metamorfismo zonado desde alta presión (esquistos azules y eclogitas) hasta presiones moderadas a bajas (esquistos verdes) (Somin y Millán, 1981). Está constituido principalmente de rocas metasedimentarias siliciclásticas y, en menor cantidad, mármoles, rocas metabasálticas y serpentinitas.

Las capas de rocas metasedimentarias son las más comunes en el Escambray (Millán y Somin, 1981). Hacia la base del corte aparecen rocas metasiliciclásticas del Jurásico Inferior-Medio (?), cubiertas por mármoles y filitas interestratificadas del Oxfordiense, que ocasionalmente presentan horizontes intercalados de rocas verdes (metavolcánicas básicas). Estas se cubren por mármoles, tanto masivos como bien estratificados, así como secciones metasiliciclásticas. La edad de las rocas metasedimentarias se considera del Oxfordiense y Tithoniense, gracias al hallazgo de ammonites y radiolarios representativos de ese período (Millán y Somin, 1981; Somin y Millán, 1981). El protolito de este corte metasedimentario lo pueden haber constituido rocas de un margen pasivo. Las secciones metamórficas, cuyos protolitos son probablemente de arco volcánico, se han descrito del Valle de Yaguanabo (Millán y Somin, 1985). Se trata de esquistos verdes de carácter metavulcanógeno básico, representado por tobas, lavas y aglomerados metamorfizados, con capas delgadas intercaladas de mármol gris. En ocasiones se observan secciones con estratificación rítmica y granulometría gradacional normal de gruesa a fina y aisladas capas de metasilicitas. Se datan del Cretácico indiferenciado (Millán y Somin, 1981, 1985). Además en el Escambray existen mantos tectónicos de ofiolitas que presentan distintos grados de metamorfismo, compuestas por serpentinitas asociadas a grandes cuerpos de anfibolitas, a veces granatíferas, bastante esquistosas, con intercalaciones de metasilicitas, cuyo protolito eran basitas oceánicas (Millán y Somin, 1981, 1985).

Las complejas relaciones tectónicas existentes entre los conjuntos rocosos que constituyen el macizo del Escambray, así como su metamorfismo zonal, que alcanza variedades de muy alta presión (Millán y Somin, 1981), sugieren que el macizo se formó en las condiciones de un prisma de acreción, probablemente vinculado a una zona de subducción (Iturralde-Vinent, 1994, ed. 1997, 1998). Los protolitos sedimentarios fueron probablemente introducidos en la zona de subducción durante el Cretácico Superior y se mezclaron así con fragmentos del fondo oceánico y del arco volcánico del Cretácico. Después que el conjunto plegado y metamorfizado de tipo Escambray se emplazó en la profundidad, se elevó como una gran cúpula que en la actualidad aflora a manera de dos ventanas tectónicas entre los complejos del arco y su basamento oceánico (Somin, 1977; Somin y Millán, 1976, 1981). Los estudios estructurales del Escambray sugieren que el transporte de los elementos tectónicos que lo integran ocurrió de norte a sur, como es de esperar si el macizo se insertó de sur a norte en una zona de subducción (Pushcharovsky ed., 1988, 1989).

2.3.5. Secuencias de las Cuencas de Colisión

Sobre las unidades geológicas del Cinturón Plegado Cubano se desarrollaron, desde finales del Cretácico, una serie de cuencas superpuestas (Blanco, 1999). El desarrollo de estas cuencas se relaciona con el proceso de colisión y acreción del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen meridional pasivo de la Placa Norteamericana (Iturralde-Vinent, 1994, 1996a, 1998; Blanco, 1999) y generalmente se interpreta en dos fases (Iturralde-Vinent, ed. 1997, 1998), una primera entre el Campaniense Superior - Maastrichtiense - Daniense Inferior, en la que se desarrollaron depósitos que cubrieron la mayor parte del Arco Volcánico Albiense-Campaniense extinto y se caracteriza por rocas clásticas, calizas y margas con deformaciones moderadas, y la segunda fase que se desarrolló del Daniense Superior al Eoceno Superior, su registro está conservado en cuencas en las que dominan areniscas, conglomerados, margas y calizas arcillosas de ambientes marinos profundos y que transicionan lateralmente a calizas de aguas someras. Los detritos de estas cuencas, procedentes de la erosión del arco volcánico y de las ofiolitas, están poco deformados (Iturralde-Vinent, 1995).

A pesar de que ambas etapas constituyen dos grandes ciclos sedimentarios transgresivo - regresivos (Iturralde-Vinent, 1998), la concepción de dividir el proceso de colisión en fases no considera que esta característica no necesariamente debe estar relacionada con cambios de la dinámica colisional, sino que es inherente a la propia evolución del proceso, caracterizada por el continuo avance de los mantos de sobrecorrimiento y la superposición de escamas tectónicas generadas en distintos momentos y en distintas zonas del frente de colisión. Esta particularidad justifica la existencia de detritos de los sedimentos asociados a escamas más antiguos, en la sedimentación asociada a la actividad de sobrecorrimiento más reciente, debido a que mientras la escama del frente activo se emplaza las más antiguas pueden estar siendo erosionadas. Además la evolución de los mantos de sobrecorrimientos no tiene que comportarse de la misma forma a lo largo de todo el frente de colisión, por lo tanto las observaciones locales no deben ser generalizadas. En el caso cubano las evidencias de campo indican que las secuencias se hacen mas jóvenes hacia el este (Kantshev, ed. 1976; Nagy et al., 1983; Iturralde-Vinent et al., 1981, 1986) sugiriendo que los fenómenos de sobrecorrimiento y la colisión en general se desplazaron en el tiempo hacia el este.

A opinión del autor para analizar con profundidad la evolución de los procesos colisionales registrados en Cuba (Central y Occidental), se deben previamente establecer las relaciones entre varios eventos que ocurrieron desde finales del Cretácico y durante el Paleógeno en el Caribe Occidental: la colisión de los terrenos Pinos y Escambray? con el Arco Volcánico Albiense-Campaniense; la extinción de la actividad volcánica a finales del Cretácico; la apertura de la Cuenca de Yucatán; y la formación del límite transformante del Caribe Noroccidental. En el caso particular de Cuba Oriental, se deben aclarar además algunos aspectos que indican una evolución diferente desde el Cretácico Superior (Campaniense-Maastrichtiense).

III. LA ZONA DE FALLAS LA TROCHA

La zona de fallas La Trocha constituye uno de los principales elementos tectónicos del territorio cubano. Geográficamente está ubicada en la zona central del país, ocupando parte de las provincias de Ciego de Ávila y Sancti Spíritus (figura 3.1).

Figura 3.1: Mapa Físico-Político de la República de Cuba, con la ubicación de algunos elementos geográficos mencionados en el texto.

Se considera una estructura disyuntiva de deslizamiento por el rumbo (Draper y Barros, ed. 1994; Iturralde-Vinent, ed. 1997, 1998; Blanco, 1999), cuyo origen se relaciona con el proceso de colisión oblicua y obducción del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen pasivo meridional de la Placa Norteamericana (Blanco, 1999) y posiblemente con la apertura de la Cuenca de Yucatán. Desde el punto de vista geológico marca el límite entre Cuba Centro Occidental (bloque Las Villas) y Cuba Centro Oriental (bloque Camagüey), conociéndose evidencias de su existencia por datos de teledetección y morfometría (Pérez-Pérez, ed. 1997; Cruz-Toledo et al., 2002, 2005); datos geológicos de superficie y del subsuelo (Milián, 1986; Pushcharovsky, 1989; Blanco, 1999) y datos geofísicos (Rodríguez y Prol, 1980; Cuevas et al., 1989; Rodríguez y Domínguez, 1993; Álvarez, 2000; Blanco et al., 2000; Peña-Reyna, 2005).

Las fallas de deslizamiento por el rumbo asociadas a conjuntos colisionales oblicuos como el que nos ocupa, son caracterizadas por una zona de desplazamiento principal que puede ser recta o curvilínea vista en planta, a la vez que en perfil aparecen como zonas de fallas subhorizontales que afectan el basamento cristalino y en ocasiones pueden cortar la corteza hasta profundidades medias (Blanco, 1999).

Como generalidad los principales factores que controlan el desarrollo de estos tipos de fallas son: 1) el grado en que los bloques adyacentes convergen o divergen por su rumbo y buzamiento; 2) la magnitud de los desplazamientos ocurridos; 3) las propiedades de los sedimentos y rocas que son deformados; y 4) la configuración de las estructuras preexistentes.

Muchos de los aspectos de las fallas rumbo deslizantes incluyen evidencias de simultaneidad a escala regional con acortamientos y extensiones, a la vez que manifiestan direcciones aleatorias en la vergencia de los empujes y nappes asociados (Biddle y Christie-Blick, 1985; Uchupi, 1990; Harding, 1990).

Particularmente en el sistema de fallas La Trocha tal simultaneidad se justifica espacial y temporalmente por la ocurrencia, desde finales del Cretácico y hasta el Eoceno Superior, de importantes procesos colisionales relacionados primero con la colisión de los terrenos Pinos y Escambray (?) con el Arco Volcánico Albiense - Campaniense y luego con la acreción del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen meridional de la Placa Norteamericana. Otra particularidad de las zonas de fallas rumbodeslizantes, muy común en la zona de fallas La Trocha, es la presencia de los pliegues y fallas en echelon, que pueden estar desarrollados dentro o adyacentes a la zona de desplazamiento principal y la coexistencia de fallas normales e inversas en la zona de los movimientos (Biddle y Christie-Blick, 1985; Uchupi, 1990; Harding, 1990).

En lo adelante, con el objetivo de caracterizar estructuralmente el sistema de fallas La Trocha, presentaremos una serie de mapas y esquemas elaborados a partir de datos topográficos (Mapa de la República de Cuba, 1:50000. Instituto Cubano de Geodesia y Cartografía, 1977), geológicos de superficie (Mapa Geológico de la República de Cuba, 1:100000. Instituto de Geología y Paleontología, 2001) y geofísicos (Levantamiento Gravimétrico de la Cuenca Central, 1:100000).

3.1. Características Morfométricas

El modelo digital del terreno (MDT) y los esquemas morfométricos del área de estudio que se presentarán a continuación se obtuvieron a partir de la digitalización y procesamiento de 24 hojas topográficas, a escala 1:50000, del Mapa de la República de Cuba publicado en 1977 por el Instituto Cubano de Geodesia y Cartografía. Para desarrollar la investigación y caracterizar estructuralmente la zona de fallas La Trocha se confeccionó y utilizó los siguientes mapas:

  • Mapa de niveles hipsométricos (MDT).
  • Mapa de pendientes del terreno.
  • Mapa de aspecto del terreno.
  • Mapa de disección vertical.
  • Mapas de funciones utilizando análisis con ventanas móviles (media, valor mínimo, valor máximo, varianza y desviación estándar).

La zona de fallas La Trocha se caracteriza por constituir una frontera entre dos regiones con relieve notablemente diferente. Hacia el oeste Cuba Centro Occidental (Las Villas) presenta un relieve relativamente elevado y rugoso, caracterizado por dos conjuntos geomorfológicos importantes: la Cordillera Norte de Las Villas y el Macizo Guamuhaya. La primera se extiende al norte de las provincias Villa Clara, Sancti Spíritus y Ciego de Ávila y se caracteriza por conformar franjas estrechas y alargadas con rumbo NW-SE, paralelo al rumbo de los mantos de cabalgamientos que existen en toda el área. El Macizo Guamuhaya, o Escambray como también se conoce, contiene las cotas máximas en Cuba Central, se presenta formando un sistema de cúpula-bloque con una compleja estructura interna y su formación se supone relacionada a levantamientos del Mioceno Superior (Arcia-Rodríguez et al., ed. 1997). En cambio Cuba Centro Oriental (Camagüey) se presenta con extensas llanuras que abarcan toda la zona emergida, de costa a costa, existiendo solo algunas pequeñas elevaciones hacia el norte que constituyen la Sierra de Cubitas y la Sierra de Camaján.

La mayor parte del área de estudio presenta cotas que no rebasan los 100 metros de altura, siendo evidente una tendencia a ir disminuyendo desde un eje central hacia las costas. Particularmente el sector centro occidental, que constituye el extremo oriental de la Cordillera Norte de las Villas, en algunos puntos sobrepasa los 400 metros sobre el nivel medio del mar. En esta zona se ha descrito la existencia de sistemas de horst escalonados (Arcia-Rodríguez et al., ed. 1997) y en algunas localidades hay evidencias de sistemas de colinas que marcan alineamientos de gran envergadura y que rompen la trayectoria típica de los sobrecorrimientos asociados a los mantos de cabalgamiento del frente de colisión. En ocasiones ambos sistemas llegan a tener una relación casi perpendicular.

En el norte de la región de estudio, específicamente en las localidades de Punta Alegre, Turiguanó y Cunagua, existen estructuras anulares formando cúpulas que sobresalen en un relieve de fondo muy llano. Tales estructuras están relacionadas a procesos de diapirismo de las secuencias evaporíticas depositadas durante la apertura de la cuenca del protocaribe en el Jurásico Superior (Iturralde-Vinent, ed. 1997, 1998) y constituyen una evidencia que corrobora la hipótesis de que Cinturón Plegado Cubano está sobrecorrido y acrecionado sobre el margen meridional de la Placa Norteamericana.

Otros mapas morfométricos también marcan notables diferencias en el relieve existente a ambos lados de la zona de fallas La Trocha, confirmando una evolución diferente tanto del desplazamiento horizontal como vertical. Cuba Centro Occidental (al oeste del la zona de fallas La Trocha) presenta pendientes generalmente de suaves a medias y localmente abruptas cuando aparecen relacionadas con estructuras disyuntivas. La variabilidad del relieve es mucho mayor que hacia el extremo oriental del sistema de fallas, a excepción de la zona norte que está ocupada por una extensa llanura de pendientes muy bajas solo afectadas por las estructuras diapíricas de Punta Alegre y Turiguanó. El límite entre la Cordillera Norte de Las Villas y la llanura costera situada hacia el norte, marca una traza geométrica entre el frente delantero de los mantos tectónicos generados por la acreción del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen meridional norteamericano y la superficie del relieve actual.

El flanco derecho de la zona de fallas La Trocha se caracteriza por un relieve bajo, muy llano y monótono, con poca rugosidad. Normalmente las pendientes son suaves y extensas, siendo solo afectadas por las elevaciones de la Sierra de Cubitas, Sierra de Camaján y Meseta de San Felipe, cuyo origen, al igual que la Cordillera Norte de Las Villas, está relacionado con los procesos de colisión y acreción del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen meridional de la Placa Norteamericana, con la diferencia de que en esta zona las tensiones generadas no provocaron niveles de deformación tan intensos.

A partir de la interpretación conjunta de la información morfométrica del área de estudio, se pudo establecer que las direcciones predominantes de los morfoalineamientos son NW-SE y NE-SW (figura 3.2). La primera familia tiene una clara relación con el rumbo de emplazamiento de los mantos de cabalgamiento, ocurridos durante el proceso de colisión oblicua entre el Cinturón Plegado Cubano y el margen meridional norteamericano. Estos morfoalineamientos por lo general aparecen relacionados a zonas direccionales de pendientes fuertes y en menor medida con alineaciones de la red fluvial, fundamentalmente en la zona centro occidental del área de estudio, que es ocupada por el extremo oriental de la Cordillera Norte de Las Villas. En el histograma circular de la figura 3.2 se puede notar una cierta transición en la frecuencia de aparición desde la dirección E-W a la NW-SE, donde alcanza la frecuencia máxima, posiblemente relacionada con la evolución de los esfuerzos en la zona de fallas La Trocha.

Figura 3.2: Histograma circular de los principales morfoalineamientos del área de estudio, detectados a partir de la interpretación conjunta de la información morfométrica.

En la dirección NE-SW se distinguen dos máximos en la frecuencia de aparición de los morfoalineamientos, el primero con rumbo N 30° E, que se relaciona fundamentalmente con alineaciones de la disección vertical y en menor medida con zonas alineadas de pendientes, desviación estándar y red fluvial. Aparece sobre todo hacia el sector SW del área de estudio, en el límite entre el terreno Escambray y la Cuenca Central. El segundo máximo de esta familia, con rumbo N 60° E, se relaciona con los morfoalineamientos que aparecen en el extremo oriental de la Cordillera Norte de Las Villas, marcados por sectores lineales de los niveles hipsométricos, pendientes, disección vertical y desviación estándar fundamentalmente.

Como generalidad la dirección de morfoalineamientos NE-SW en el área de estudio se relaciona con la zona de desplazamiento principal del sistema de fallas La Trocha y su sistema subordinado. El hecho de que existan diferencias en el rumbo de los morfoalineamientos de las zonas norte y sur que marcan esta estructura, nos indica que la zona de desplazamiento principal no es recta, sino que describe una superficie con sectores diferentes, con las consecuentes implicaciones en la evolución de los esfuerzos y la cuenca tensional asociada, la Cuenca Central.

3.2. Características Gravimétricas

La información gravimétrica se obtuvo a partir del levantamiento desarrollado en la Cuenca Central a escala 1:100000. Para desarrollar la investigación se confeccionaron los mapas siguientes:

  • Mapa de anomalías de Bouguer (∆g).
  • Mapas de continuaciones analíticas ascendentes (CAA).
  • Mapas de gradientes del campo gravimétrico.

El campo de anomalías de Bouguer en la zona de fallas La Trocha describe una intensa anomalía negativa, alargada y estrecha, que se extiende en dirección NE-SW (figura 3.3). Generalmente las zonas de cambio de signo presentan altos gradientes, lo que indica que el contacto entre los objetos geológicos con valores positivos y negativos del campo es abrupto. Hacia los extremos este y oeste se observa un fuerte cambio en el carácter del campo gravimétrico, a diferencia de la parte central en estas zonas las anomalías presentan una dirección predominante NW-SE, paralela al eje central de la isla y al rumbo de emplazamiento de los mantos tectónicos que conforman el Cinturón Plegado Cubano.

Evidentemente la información gravimétrica indica la existencia de una zona de fallas que separa la región de Las Villas del bloque Camagüey. La anomalía negativa del campo gravimétrico ubicada al centro del área, confirma el desarrollo de una cuenca sedimentaria asociada genética y estructuralmente a la zona de fallas, en la cual se depositaron desde el Cretácico Superior Campaniense-Maastrichtiense rocas sedimentarias, predominantemente facies terrígeno-arcillosas (Sánchez-Arango, 1977; Milián, 1986, 1987a, b, 1989; Blanco, 1999).

Figura 3.3: Mapa de anomalías de Bouguer (∆g) que abarca el área de desarrollo de la zona de fallas La trocha y la Cuenca Central.

En los mapas de continuaciones analíticas ascendentes (CAA) se puede reconocer la existencia de anomalías que están presentes en el mapa de ∆g con mayor intensidad y gradiente, mientras otras que se observan en el mapa de ∆g aquí no existen, lo que indica que las mismas son producidas por cuerpos muy someros. En general en los mapas de CAA (500, 1000, 2000 y 3000 metros) continúa manifestándose la anomalía central, alargada en dirección NE-SW, separando hacia es este y oeste respectivamente áreas donde las anomalías del campo gravimétrico presentan una dirección predominante NW-SE.

Los mapas de gradientes al igual que los de CAA y ∆g confirman la existencia en el área de estudio de dos direcciones principales de alineamientos, NW-SE y NE-SW. La primera paralela al rumbo de emplazamiento del Cinturón Plegado Cubano y la segunda marcando el rumbo de la zona de desplazamiento principal del sistema de fallas La Trocha.

En general la información gravimétrica indica la existencia de una faja de dirección predominante NE-SW, que marca una estructura disyuntiva de primer orden y que separa, hacia el este y oeste respectivamente, dos zonas donde el campo gravimétrico se presenta con anomalías alargadas en dirección NW-SE, posiblemente relacionadas con las estructuras de sobrecorrimiento existentes en el Cinturón Plegado Cubano. La gran anomalía negativa situada en el centro del área, marca con bastante claridad los límites de la cuenca tensional que se asocia al sistema de fallas La Trocha, la Cuenca Central. En el interior de la anomalía central se observan anomalías más pequeñas de dirección NW-SE, que pueden estar relacionadas con la existencia de mantos de cabalgamiento en el basamento de la cuenca, como es de suponer considerando que esta se desarrolló durante el período de colisión entre el Cinturón Plegado Cubano y el margen norteamericano.

3.3. Geología de Superficie

Según se trató anteriormente en nuestra área de estudio afloran dos niveles estructurales: el Substrato Plegado (Cinturón Plegado Cubano) y el Neoautóctono (Neoplataforma) (Iturralde-Vinent, 1996a, 1997). En cualquier mapa geológico de Cuba Central se puede distinguir claramente un nítido límite tectónico entre lo que hemos estado llamando Cuba Centro Occidental (bloque Las Villas) y Cuba Centro Oriental (bloque Camagüey).

En la región de Las Villas, integrando la información geomorfológica que ha sido presentada anteriormente y la geología de superficie, podemos distinguir varias zonas con características diferentes. En el extremo sur aflora el complejo metamórfico del Escambray, sendas estructuras anulares que conforman las cúpulas de Sancti Spíritus y Trinidad, limitadas hacia el sur por una estrecha banda costera de formaciones sedimentarias post-eocénicas, hacia el oeste por la Cuenca de Cienfuegos, al norte por una planicie donde afloran mayoritariamente rocas representativas de la actividad volcánica del Cretácico y en menor medida ofiolitas y formaciones sedimentarias, y por el este con la porción sur de la Cuenca Central. El Escambray se levanta como una estructura alóctona de relieve positivo en un contexto mucho más bajo. Más al norte encontramos una planicie que se extiende a lo largo del eje central de la isla, limitando por el sur con el Escambray, por el norte con la Cordillera Norte de Las Villas y con la Cuenca Santo Domingo y Cuenca Central hacia en oeste y el este respectivamente. La Cordillera Norte de Las Villas ocupa la porción septentrional del área, donde afloran principalmente las secuencias de la Plataforma de las Bahamas (zonas de Remedios, Camajuaní y Placetas) y las pertenecientes al Complejo Ofiolítico. Hacia el este el rumbo estructural de las secuencias que conforman la Cordillera Norte de Las Villas es bruscamente cortado, justo en el límite con la porción norte de la Cuenca Central, cuyas estructuras y secuencias se extienden casi perpendiculares a las primeras.

El límite norte de la Cordillera Norte de Las Villas está marcado por la existencia de una llanura costera (más extensa que la de la costa sur y con mayor desarrollo de la plataforma insular) que presenta un relieve muy llano y es cubierta casi en su totalidad por sedimentos cuaternarios, siendo solo afectada por la existencia de los domos salinos de Punta Alegre y Turiguanó. El hecho de que tales estructuras diapíricas se encuentren ubicadas más al norte del frente delantero de los mantos de cabalgamiento (al menos en superficie), corrobora la hipótesis de que el Cinturón Plegado Cubano está sobrecorrido y acrecionado sobre el margen meridional de la Placa Norteamericana.

En resumen, la estructura geológica de la región de Las Villas confirma la existencia de un cinturón plegado cubierto desde el Eoceno Superior por una secuencia de desarrollo platafórmico. En la zona además se conocen evidencias de los eventos resultantes de la colisión del terreno Escambray y el arco volcánico del Cretácico y del proceso de colisión oblicua y acreción del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen meridional de la Placa Norteamericana, con la consecuente generación estructuras típicas de estos ambientes (escamas y mantos de sobrecorrimientos, fallas rumbodeslizantes y estructuras en flor) y la formación de los elementos geomorfológicos que reflejan tales sucesos.

Cuba Centro Oriental (bloque Camagüey) presenta características geólogo-estructurales bastante similares a las descritas en la región de Las Villas, con la particularidad de que las tensiones generadas durante el proceso de colisión en esta zona, no fueron lo suficientemente intensas como para producir las deformaciones existentes en Cuba Centro Occidental. Según investigaciones realizadas en la zona sur de la provincia de Camagüey (Santa Cruz - Guayabal) se han reportado secuencias enterradas que son correlacionables con las existentes en el terreno metamórfico del Escambray (Blanco y Proenza, 1994), sin embargo estas no afloran.

Todo este territorio es ocupado por una extensa llanura donde afloran fundamentalmente rocas volcánicas de edad cretácica y rocas sedimentarias post-eocénicas, representativas del período de desarrollo platafórmico. Un poco más al norte, en la zona central de Ciego - Camagüey - Las Tunas, afloran las secuencias del arco volcánico cretácico, siendo particularmente extenso el complejo plutónico que se extiende como una banda alargada a lo largo del eje central de la isla. Los mantos tectónicos emplazados durante la colisión, en Camagüey están representados en superficie por las secuencias ofiolíticas que afloran en la Meseta de San Felipe y por las secuencias del margen de Bahamas presentes en la Sierra de Cubitas y en la Sierra de Camaján, que son correlacionables a las descritas en la región de Las Villas (Iturralde-Vinent, ed. 1997, 1998; Furrazola-Bermúdez, ed. 1997).

En la figura 3.4 se han representado las principales estructuras disyuntivas que han sido incorporadas al Mapa Geológico de la República de Cuba 1:100000, editado por el Instituto de Geología y Paleontología en el año 2001. Se muestran por separado las estructuras que han sido descritas como sobrecorrimientos con el objetivo de resaltar los eventos que dieron origen a las mismas. Las estructuras descritas como fallas normales, inversas o de deslizamiento por el rumbo (excluyendo solo los sobrecorrimientos), existen en toda el área y presentan direcciones predominantes NE-SW, prácticamente perpendiculares al rumbo de emplazamiento del Cinturón Plegado Cubano. Estas estructuras afectan sobre todo el substrato plegado, aunque en menor medida pueden aparecer reactivadas y afectando la Neoplataforma.

Figura 3.4: Esquemas de las estructuras disyuntivas reportadas en el área de estudio. A, estructuras descritas como fallas (directas, inversas y transcurrentes); B, estructuras descritas como sobrecorrimientos (confeccionado a partir del Mapa Geológico de la República de Cuba 1:100000, Instituto de Geología y Paleontología, 2001).

Los sobrecorrimientos describen una dirección predominante NW-SE, asociada al Sistema Cubano (Iturralde-Vinent, ed. 1997) que tiene su origen relacionado a los procesos de colisión y acreción del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen meridional de la Placa Norteamericana. Aparecen fundamentalmente hacia el norte del área, donde afloran las secuencias de la Plataforma de Bahamas y del Complejo Ofiolítico. También se han descrito como sobrecorrimientos muchas estructuras en el complejo metamórfico del Escambray, que evidentemente responden a la dirección NW-SE predominante, pero con la diferencia de que acá se deben considerar además los resultados del proceso de colisión entre el Escambray y el Arco Volcánico Albiense-Campaniense durante el Cretácico Superior (?) y la posterior exhumación de este terreno.

La posición relativa de los afloramientos del frente de colisión en Cuba Centro Oriental (Sierra de Cubitas y Sierra de Camaján) y en Cuba Centro Occidental (Cordillera Norte de Las Villas), aportan criterios para establecer la evolución del movimiento relativo entre ambas regiones y del movimiento predominante durante la colisión en la zona de fallas La Trocha.

3.4. Análisis Estructural

Integrando la información morfométrica, geológica y geofísica que ha sido presentada, podemos confirmar la existencia de una zona de fallas que constituye un límite tectónico entre las regiones centro occidental y centro oriental de Cuba, la zona de fallas La Trocha. Esta estructura y su sistema subordinado se presentan casi perpendicularmente al rumbo principal del emplazamiento de los mantos tectónicos que conforman el Cinturón Plegado Cubano en la zona central del país y se caracteriza por un movimiento predominantemente rumbodeslizante siniestro (Draper y Barros, ed. 1994; Iturralde-Vinent, ed. 1997, 1998; Blanco, 1999).

El sistema de fallas La Trocha tuvo su génesis en un ambiente compresivo, vinculado al proceso de colisión oblicua entre el Cinturón Plegado Cubano y el margen meridional de la Placa Norteamericana. Este proceso posiblemente tuvo su origen relacionado con la apertura de la Cuenca de Yucatán a finales del Cretácico (Pindell, ed. 1994; Donnelly, ed. 1994) y se extendió hasta el Eoceno Superior cuando comienza la actividad transformante en el límite noroccidental de la Placa del Caribe. Durante todo este período se desarrolló el Cinturón Plegado Cubano, que estaba conformado hasta ese momento por las secuencias procedentes de los márgenes del sur (terrenos Guaniguanico, Pinos y Escambray); las secuencias representativas de la actividad volcánica del Mesozoico (PIA, Arco Volcánico Boninítico y Arco Volcánico Albiense-Campaniense); las secuencias del Complejo Ofiolítico (Ofiolitas Septentrionales) y finalmente las secuencias representativas del margen pasivo meridional de la Placa Norteamericana (zonas de Cayo Coco, Remedios, Camajuaní y Placetas).

La dirección de la colisión y emplazamiento del Cinturón Plegado Cubano sobre el margen norteamericano fue sub-latitudinal, de sur a norte. El movimiento y avance del frente de colisión fue diferenciado según bloques que fueron separados entre sí por un sistema de fallas rumbodeslizantes de dirección predominante SW-NE (figura 3.5), que permitieron la rotación y reacomodo horizontal y vertical de los bloques según las proporciones del avance generado, la forma y dimensiones de las estructuras preexistentes en el margen de la Placa Norteamericana.

Particularmente en la zona de fallas La Trocha el movimiento relativo de los bloques fue siniestro (Draper y Barros, ed. 1994; Iturralde-Vinent, ed. 1997, 1998; Blanco, 1999), que puede ser confirmado hoy en día por la disposición relativa del frente de cabalgamiento en las regiones de Las Villas y Camagüey. El hecho de que en la región de Las Villas los niveles de deformación sean más intensos que en el extremo oriental de la zona de fallas La Trocha, nos indica que los esfuerzos generados durante la colisión fueron mayores.

Figura 3.5: Principales estructuras rumbodeslizantes reportadas en el territorio cubano (modificado de Iturralde-Vinent, ed. 1997).


Partes: 1, 2, 3, 4


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