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




Enviado por Israel Cruz Orosa



Partes: 1, 2, 3, 4

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).

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