LAS ESTRUCTURAS DE NAPPES EN LA SIERRA DE LOS … Piotrowska_estructura... · El analisis de la asi...

LAS ESTRUCTURAS DE NAPPES EN LA SIERRA DE LOS QRGANOS

. Resumen. La Sierra de los Organos, situada en la parte occidental de Ia cordillera de Guaniguanico, se form6 durante el Eoceno Media como resultado de los sobrecorrimientos que transportaron los mantas de sur a norte. Las caracteristicas mas importantes del estilo tect6nico en la Sierra de los Organos son:

1. Desplazamientos diferenciales de masas rocosas durante el trailsporte, qu~' dieron par resultado la .formaci6n de mantas parciales.

2. Inversion estructural de las unidades existentes con relaci6n a las posiciones iniciales de las masas rocosas transportadas.

3. Patr6n de zonas de deformaciones tectonicas.

Se trazaron tres tipos de lineaciones, las cuales representan diferentes fases de las deformaciones principales. La lineaci6n mas antigua ocurrida dentro de las unidades metamorficas, es probable que se encuentre relacionada con los procesos metam6rficos que actuaron con ante· rioridad al comienzo del sobrecorrimiento de los mantas hacia el norte. La lineaci6n principal esta presente en todas las unidades tectohicas y se origin6 par el sobrecorrimiento ocurrido durante la fase orogenica principal. El analisis de la asimetria de los mesopliegues ha revelado el predominio de los desplazamientos hacia el norte, aunque los mesopliegues de las Alturas de Pizarras del norte presentan, par lo comun, los desplazamientos hacia el sur. Las unidades de nappes escamados de la Sierra de los Organos revelan caracteristicas correspondientes a estructuras de gravitaci6n. Las serpentinitas y las rocas ultrabasicas que existen en las zonas de m elange ocupan una posicion definida en la secuencia litoestratigrafica. Estas se deslizaron hacia Ia cuenca por efecto de Ia gravitaci6n durante el estadfo final de Ia sedimentaci6n de wild flysch. Dichas rocas provienen de otra zona estructuro-facial en la que aparecieron debido a Ia protrusion. La

Krystyna Piotrowska8

cuenca sedimentaria de la Sierra de los Organos se encontraba situada en la parte meridional del ortogeosinclinal cubano al sur de Ia zona eugeo-sinclinal de Zaza. .

La curvatura del area de la cordillera de Guaniguanico es el resultado de procesos posteriores a la fase orogenica principal, durante la cual las unidades tect6nicas de Ia Sierra de los Organos se movieron por encima de las de la zona Zaza. Esta puede haberse plegado en el Cretacico Superior o cerca del limite entre el Cretacico y el Pale6geno. Las rotaciones y los desplazamientos a lo largo de las fallas en Cuba y en toda la regi6n del Caribe son los resultados de un desplazamiento desigual (no uniforme) de los continentes norte y suramericano hacia el oeste.

Abstract. Sierra de los Organos; western part of the Cordillera de Guaniguanico, Cuba, have bf'en formed at Middle Eocene time, the nappes being transported northwards. Their tectonic style can be characterized by differential displacement of the rock masses forming ultimately partial nappes; subsequent structural inversion of the tectonic units relative to their original position, and zonation of tectonic deformations. Three lineation types have been recognized, representing different deformation phases. The oldest lineation type occurs within metamorphosed units. It may be related to metamorphic processes acting previously to the nappe overthrusting toward the north. The main lineation occurs in all tectonic units and resulted from the main overthrusting phase.Among small folds, the northerly displacements occur most commonly although southerly ones prevail in the Alturas de Pizarras del Norte. Nappe-scale units of the Sierra de los Organos reveal features of gravitation structures. Serpentinites and ultrabasic rocks present within the melange zones slid gravitationally down at the final stage of

s Pertenece al Instituto de Ciencias GeolOgicas de Ia Acad-::mia de Ciencias de Polonia, Varsovia, AI. Zwirki i Wigury 93 (N. del R.)

wildflvsch sedimentation. They came from another facies-structural zone. Sedimentary basin of the Sierra de los Organos represented the southern part of Cuban orthogeosyncline, south to Zaza eugeosynclinal zone. During the main orogenic phase, tectonic units of the Sierra de los Organos were thrust over Zaza zone which may have been already folded during the late Cretaceous or at the Cretaceous-Paleogene boundary. Rotations anddisnlacerilents along the Caribbean faults have resulted from different displacements of the North and South American continents toward the west.

INTRODUCCION

Durante los afios 1971-1975, la autora participo en la elaboracion del mapa geologico a escala 1:250 000 de la provincia Pinar del Rio, Cuba. En este trabajo colectivo su tarea consistio en con.feccionar el mapa geologico de la region central de la Sierra de los Organos, Ia cual constituye la parte mas occidental de la cordillera de

La Hobano

Guaniguanico (fig. 33) . El mapa comprende un area de 1 000 km2•

Durante el levantamiento geologico, se llevaron a cabo mediciones mesoestructurales, cuyos resultados se encuentran incluidos en este trabajo, el cual fue publicado en Ia revista Acta Geologica Polonica, vol. 28, No. 1, 1978, titulado: "Nappe . structures in the Sierra de los Organos, western Cuba."

ESBOZO DE LA TECTONICA DE LA PROVINCIA DE PINAR DEL RIO OBSERVACIONES GENERALES

Las unidades tectonicas de la provincia Pinar del Rio pertenecen al sistema orogenico de las Antillas Mayores, y se formaron durante el Terciario. La fase orogenica principal ocurrio en el Eoceno Medio (Khudoley, 1967), aunque durante el Cretacico Superior Temprano, en el geosinclinal cubano, comenzaron los movimientos orogenico!! tempranos.

• PlNAR DEL RIO GOLFO DE ,

BATABANO

86

0

Fig. 33. Croquis situacional de la provincia de Pinar del Rio.

2!S 50 Km

c 0

0

0

'v ·. /

/ /

/ /SOB

•san Diego de los Baiios/ /

. Los f'01Ccios --".,/ ...-·:-·-....

'v /. "· /• \ . ""- .Pinor del li.lo __./ · \ ".Y / ._,. i

«.··· .. Y ,..,...._ SOB i / ·. . I r . : /

· -~ Lo Colom·o ./': \ ·. ./ . \. )__./ : '

0 4 8 12 16 20 Km

M A R

Fig. 34. Zonas estructuro-faciales de Ia provincia Pi· nar dt::l Rio N-Q Ne6g.eno-Cuaternario; zona estructuro-facial de Guaniguanico; regi6n Sierra del Rosa· rio; UPN-unidades septentrionales; UPD--unidades meridionales; regi6n Sierra de los Organos: UM-uni· dades metamorfizadas; APN-unidades de las Altura~ de Pizarras del norte; APS-unidades de las alturas de Pizarras del sur; UPW-unidades calcareas de la faja de mogotes; E-zona estructuro-facial La Esperanza; BH-zona estructuro-facial Bahia Honda; SDB-

La intensidad de los procesos tectonicos en el geosinclinal cubano vari6 de un Iugar a otro.

En Ia provincia Pinar del Rio se distinguen cuatro zonas estructuro-faciales (fig. 34) (Pszcz6lkowski y otros, 1975) que son: 9

1. Zona Guaniguanico

2. Zona San Diego de los Bafios

9 Actualmente, las zonas estructuro-faciales San Diego de los Bafi.os y Bahia Honda se consideran como las subzonas de Ia zona Zaza. La zona La Esperanza se induye en Ia · de Guaniguanico como una subzona estructuro-facial. Su desarrollo estratigrafico-facial es de caracter claramente miogeosinclinal, lo que fue com· probado por los nuevas pozos profundos. M. Iturralde· -Vinent y otros, 1982: Comentarios sobre la leyenda de los sedimentos mesozoicos del miogeosinclinal y plataforma para el mapa unificado de Cuba a escala 1:250 000. Informe inedito, Inst. Geol. Paleont. A.C.C. (N. d.el R.)

estructuro-facial San Diego de los Bafi.os; 1-lineas de cortes; 2-limites de las zonas P.structuro-faciales; 3-falla Pinar; 4-limite de las regiones: Sierra de los Organos y Sierra del Rosario; 5-Iimites entre los con· juntos de unidades tect6nicas; 6--limite del Ne6genoCuaternario con los sedimentos mas antiguos; 7-eje de la cuenca Los Palacios; 8-alcance probable d'e Ia elevaci6n La Coloma (a una profundidad de 900 m bajo el nivel del mar, aprox:imadamente).

3. Zona Bahia Honda

4. Zona La Esperanza

La zona Guaniguanico constituye una faja de 45 km de ancho y 160 km de longitud. Limita por el sur, con la zona San Diego de los Banos; por el norte, con la zona La Esperanza (en Ia parte occidental) , y con la zona Bahia Honda (en Ia parte oriental). Su limite meridional coincide con una (muy inclinada) dislocaci6n principal: Ia falla Pinar, la que resulta facil de distin· guir por su configuraci6n en el relieve. El limite septentrional de Ia zona Guaniguanico, de cankter tect6nico, es mas complicado (fig. 35). En el oeste las unidades tectonicas de Ia zona Guaniguanico sobrecorren la zona La Esperanza (Piotrowska, 1972, 1974, 1975; Haczewski, en Mapa Geologico ... , 1975). En algunas areas entre San-

87

ta Lucia y La Palma, se pueden observar fallas verticales en Ja zona de contacto, lo cual hace que Ia tect6nica local sea considerab1emente complicada: Danilewski (informaci6n escrita), 1ogr6 diferenciar al11 Ia falla norte. AI este, en el contacto con la zona Bahia Honda se observan sobrecorrimientos de las unidades de Ia zona Guaniguanico sabre las correspoil.dientes a Ia

. . . · J/-

•i)v • v

.. <l

[]

zona Bahia Honda y viceversa (Pszcz6lkowski, 1977). No se ha establecido dislocaci6n alguna con cankter de falla profunda en el limite entre las zonas mencionadas_ (Pszcz6lkowski, 1974) , como sefialan Furrazola Bermudez (Furrazola Bermudez, Judoley y otros, 1964; Judoley y Furrazola Bermudez, 1971).

0

0 0 0

PINAR DEL RIO 0 • c

0

0 0 0

0

0 []

0 a

0 0

0

~~-2~3~4~sms~7~8~9~~~~~n0~~~ ~~rn~0~0" P~~~~~W/~/n~~/M

Fig. 35. Croquis de las unidades estructurales en Ia provincia Pinar del Rio. Zona estructuro-facial de Guaniguanico; region Sierra de los Organos: 1-unidad valle de Pons; 2-unidad Quemado; 3-unidad Infierno; 4-unidad Viiiales; 5-unidad Ancon; 6-unidad La Guira; 7-unidad Paso Real; 8-unidad Sierra d<! Guane; 9-unidades de Alturas de Pizarras del Norte; 10-unidades de Alturas de Pizarras del sur; 11-ventanas tectonicas Limonar-La Manaja; 12-unidad metamorfizada Pino Solo; 13-unidad Mestanza; 14-unidad metamorfi-

88

zada Cerro de Cabras; region Sierra dd Rosario; 15-unidades rneridionales; 16-unidades septentrionales; 17-zona estructuro-facial La Esperanza; 18-zona es· tructuro-facial Bahia Honda; 19-zona estructuro-facial San Diego de los Banos; 20-Ne6geno y Cuaternario; 21-limitP.s de las zonas estructuro-faciales 22-limite entre las regiones Sierra del Rosario y Sierra de los Organos; 23-limites entre los conjuntos de unidades; 24-Iimites entre unidades tect6nicas: (X-X) (Y-Y), If. neas de cortP.S geol6gicos que aparecen en la fig. 27.

Existe una dislocaci6n a lo largo del contacto de los gabros y serpentinitas con la zona Guaniguanico y con la Formacion Felicidades de Ia zona Bahia Honda. AI este de Ia sierra de Cajalbana esta dislocaci6n no separa Ia zona de Guaniguanico de la de Bahia Honda, sino que se extiende por el interior de esta ultima zona (Pszczolkowski, Skupinski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975). Esta dislocacion forma un sobrecorrimiento horizontal de rocas gabro-serpentinicas sobre Ia Formaci6n Felicidades (Skupinski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975).

Las unidades estructurales de Ia zona Guaniguanico (fig. 35) se hunden al este por debajo de los sedimentos del Pale6geno (Pszcz6lkowski, en Pszczolkowski y otros, 1975) . Hacia el oe,ste, las unidades de la zona Guaniguanico se encuentran cubiertas tansgresivamente por sedimentos del Ne6geno. La existencia de las unidades estructurales de esta zona, se han llegado a establecer mediante perforaciones hechas en la prolongaci6n · de Ia cordillera, bajo los sedimentos del Ne6geno de Ia peninsula de Guanahacabibes.

La zona estructuro-facial San Diego de los Banos. situada al sureste de la de Guaniguanico, contacta con esta ultima a lo largo de la falla Pinar (ver figs. 34 y 35). Su extensi6n bacia el sureste se desconoce, aunque puede presumirse que una parte de Ia bahia de Bataban6, entre Ia costa sur de Cuba e Isla de la Juventud, esta compuesta de formaciones pertenecientes a la zona San Diego de los Banos (Furrazola Bermudez, Judoley y otros, 1964).

AI noroeste de Ia zona Guaniguanico existen dos zonas a saber, Ia de La Esperanza en el oeste, y Ia de Bahfa Honda al este. La zona La Esperanza constituye un estrecho cintur6n a lo largo de Ia costa noroeste de la provincia Pinar del Rio, desde Mantua hasta Ia region situada al norte de La Palma, donde bordea la zona Bahia Honda a lo largo de un contacto tect6nico.

La zona estructuro-facial Bahia Honda se encuentra situada al noreste de La Esperanza y al norte de Guaniguanico (ver figs. 34 y 35). Se extiende a lo largo de Ia costa norte de Ia provincia de La Habana.

La zona Guaniguanico se diferencia considerablemente de las zonas San Diego de los Banos y Bahia Honda.

El termino zona estructuro-facial Guaniguanico fue introducido por Pszcz6lkowski, con el fin de definir las estructuras de Ia cordillera de Guaniguanico, y usado despues por los autores del texto explicativo del Mapa Geologico a escala 1: 250 000 de la provincia Pinar del Rio . (Pszczolkowski y otros, 1975) . Este termino sustituye los mas antiguos tales como zona Pinar del Rio (Furrazola Bermudez y otros, 1964), unidad teetonica de Pinar del Rio (J udoley y Furrazola

Bermudez, 1971) , zona norte de Pinar del Rio (Khudoley y Meyerhoff, 1971, meganticlinorio de Pinar del Rio (Puscharovsky y otros, 1967, 1970). La calificacion, definida de esta forma, concuerda con el nombre geografico de Ia region y resalta Ia importancia de su diversidad estructural y de facies en relaci6n con otras zonas de Ia misma provincia Pinar del Rio.

Segun Furrazola Bermudez y otros (1964) , Meyerhoff y Hatten (1968), Khudoley y Meyerhoff (1971), Judoley y Furrazola Bermudez (1971) , las zonas estructuro-faciales San Diego de los Baiios y Bahia Honda son una continuacion de Ia zona Zaza, que se encuentra en la parte ·central de Cuba. En opinion de los mencionados autores, la zona Zaza representa el eugeosin· clinal en el ortogeosinclinal cubano (Khudoley y Meyerhoff, 1971). El nombre de zona Zaza fue introducido por Hatten (Hatten y otros, 1958). Mas tarde, esta denominacion fue aceptada por muchos autores (Furrazola Bermudez y otros, 1964; Meyerhoff y Hatten, 1968; Khudoley y Meyerhoff, 1971; Judoley y Furrazola Bermudez, 1971).

Las zonas Bahia Honda y La Esperanza, situadas al noreste y al norte respectivamente de la zona estructuro-facial Guaniguanico, es posible que se extiendan mas al norte a lo largo de la costa septentrional de Ia provincia Pinar del Rio bajo las aguas del Golfo de Mexico.

ZONA ESTRUCTURO-FACIAL GUANIGUANICO

La zona estructuro-facial Guaniguanico muestra considerables sobrecorrimientos y una diferenciacion tectonica mas fuerte en la provincia Pinar del Rio; tambien se diferencia de las otras zonas en las facies. Las unidades de llappes escamados de Guaniguanico comprenden formaciones desde el Jurasico Inferior (?) basta el Eoceno Inferior inclusive. Estas constituyen el piso estructural inferior. El piso superior, postorogenico, consiste en sedimentos del Neogeno, la parte mas inferior de los cuales constituye la Formaci6n Paso Real (Mioceno) , que transgredio las unidades de la cordillera. Esta formacion aflora en el area de Guane en Ia parte suroccidental de Pinar del Rio.

Segun Furrazola Bermudez, Judoley y otros (1964), el area actual de la cordillera de Guaniguanico constituy6 un intrageoanticlinal dentro del geosinclinal cubano. Algunos autoNes sugieren Ia presencia de un surco oceanico a traves de este durante el Cretacido y el Pale6geno Inferior (Iturralde-Vinent, 1975) .

Los sedimentos terrfgenos mas antiguos en los perfiles de Ia zona estructuro-facial Guaniguanico constituyen la Formaci6n San Cayetano (Ju-

89

nlsico Inferior a Oxfordiano), la cual aflora dentro de las unidades tectonicas del aloctono. No existen datos sobre formaciones mas antiguas que San Cayetano, ni tampoco se conoce ellimite iQferior de esta. Existen formaciones similares, pero metamorfizadas, mas alla de la zona Guaniguanico dentro de Ia unidad de Isla de Ia Juventud y el macizo del Escambray (Millan, 1972; Somin, 1976; Somin y Millan, 1972, 1974). La presencia de la Formacion San Cayetano es una de las caracteristicas que diferencian la zona Guaniguanico de otras zonas.

La sedimentacion de carbonatos comenzo durante el Oxfordiano (Formacion Jagua) y continuo durante el Jurasico Superior y el Cretacico Inferior (Formacion Guasasa) y en algunas unidades incluso durante el Cretacico Superior y el Paleoceno (Formaciones Pons y Ancon) .

Durante el Cretacico Superior comenzaron a aparecer en algunas areas indicios de actividad tect6nica, lo cual sefiala el inicio de Ia fase orogenica principal. En algunas areas del depo<;entro pueden haber existido hiatos erosionales que fueron causados por movimientos verticales anteriores a la fase orogenica principal. Las rocas de melange (wild flysch de Hatten, 1957), que contienen cantidades considerables de elementos extrafios tales como serpentinitas, rocas ultrabasicas y ademas, a veces, rocas magmaticas acidas (Piotrowski, 1973; Myczynski y Pszczolkowski, en Pszczolkowski y otros, 1975) tuvieron su origen durante movimientos orogenicos crecientes. Otra caracteristica importante de Ia zona Guaniguanico es Ia presencia de rocas extrusivas dentro de las unidades metamorfizadas de Pino Solo y Mestanza, seiialada por Piotrowski (1977).

Hasta el presente se han diferendado, dentro de la zona Guaniguanico, dos regiones principales que difieren una de la otra en facies y estilo tectonico, aunque tienen tambien algunas caracteristicas comunes (ver figs. 34 y 35) . Eri Ia parte suroccidental de Ia cordillera de Guaniguanico se encuentran las Alturas de Pizarras, que estan separadas por una faja de mogotes. Esta es Ia regi6n de la Sierra de los Organos (Nunez Jimenez, 1965). La parte nordeste esta formada por las serranfas de la Sierra del Rosario.

Ambas regiones muestran estructura de nappes (Pelmer, 1945; Hatten, 1957, 1967; Rigassi Studer, 1963; Meyerhoff, en Khudoley y Meyerhoff, 1971; Truitt y Bronnimann, 1956; Me Gillavry, 1970; Pszczolkowski, 1971-1977; Piotrowska, 1972, 1974, 1975, 1977a, b; Danilewski, 1972; Pardo, 1966, 1975) . La mayoria de los autores anteriormente mencionados mantienen que las unidades de nappes de Ia zona Guaniguanico se han deslizado procedentes del sur (Hatten, 1957, 1967; Rigassi Studer, 1963; Meyerhoff, en Khudoley y Meyerhoff, 1971: Danilewski, 1972, 1974, 1975;

90

Piotrowska y Pszczolkowski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975) .

De acuerdo con otras opiniones, las unidades . de la zona estructuro-facial Guaniguanico provienen del norte (Palmer, 1945). Gusik. ha apoyado un concepto que toma en consideraci6n sobrecorrimientos simultaneos desde el norte y e' sur hacia la faja central de mogotes (Pszczolkowski, 197lb).

El area de Ia Sierra de los ~rganos tambien se interpret6 como un gran anticlinario cortado por muchas fallas profundas (Vologdin y otros, 1963; Furrazola Bermudez, Judoley y otros, 1964; Abakuniov y otros, 1968; Judoley y Furrazola Bermudez, 1971; Khudoley, en Khudoley y Meyerhoff, 1971). Sin embargo, tales interpretaciones no han sido confirmadas por investigaciones recientes.

La subdivision de Ia cordillera de Guaniguanico en dos regiones, es decir la Sierra de· los Organos y la Sierra del Rosario, se considera tambiel) simultaneamente, como una subdivision estructural. En las interpretaciones anteriores acerca de la estructura de nappes de Ia cordillera de Guaniguanico, se establecio que el area de la Sierra del Rosario esta compuesta por unidades inferiores en sentido estructural (Hatten, 1957) y a(m autoctonac;, como las comparadas con las unidades de Ia Sierra de los Organos (Rigassi Studer, 1963). El hallazgo de superposici6n de las unidades de Ia Sierra del Rosario (Pszczolkowski, 1977) arroja nueva luz sobre las relaciones estructurales de ambas regiones.

Los conceptos anteriores de Ia estructura de nappes dl" Ia cordillera de Guaniguanico se refieren mucho mas a la Sierra de los Organos que a la Sierra del Rosario, debido al mejor conacimiento de Ia primera region. La estructura de Ia Sierra de los Organos en estilo alpino fue interpretada por Hatten (1957, 1967) quien sefialo tales caracteristicas como nappes invertidos y pliegues tumbados que se encuentran a veces ligeramente digitados.

Algunas. cizalladuras que conducen a formaci6n de escamas fueron observadas por Meyerhoff (en Khudoley y Meyerhoff, 1971) basado en datos ofrecidos por Hatten (op. cit.). La mayoria de las estructuras fueron interpretadas por Rigassi Studer (1963) como nappes de cizaUa. Piotrowska (1972, 1975, en Pszcz6lkowski y otros, 1975) present6 un esquema del origen de los mantas el cual considera que se han formado como resultado de desprendimientos y a continuaci6n de movimientos diferenciales que llevaron al desarrollo de mantos parciales. Una velocidad diferenciada de los desplazamientos de unidades estructurales particulares de ]a Sierra de los Organos ha dado Iugar a una inversion estructural peculiar en la posicion actual de las unida-

/1 /2 ;C~ 3

/4 /s /6 ?7 }/ 8

0 1 2 3 4 5km .....__..__.____._____.__,

Fig. 36. Croquis tectonico de la parte central de la Sierra de los Organos.

1-Limites de las zonas estructuro-facial~s; 2-falla Pinar; 3-Hmite entre la region Sierra del Rosario y Sierra de los organos; 4-limites entre los conjuntos de unidades en Ia Sierra de los Organos; 5-limites entre las unidades en la Sierra de los Organos; 6-fa llas; 7~jes de los pliegues interp retados pur fotos aereas; 8- rumbos de las capas inte rpretados pa r fotos aer eas; E- zona estructuro-facial La Esper an za; SDB zona estruc turo-facia l de San Diego d e

los Banos; G- zona estructuro-facial eli! Guaniguanico - region Sierra de los Organos: unidades calcar~as de la faja de mogotes; VP-unidad Valle , de Pons; Q-unidad Quemado; I-unidad Infierno; CS- unidad Celadas; V-unidad Vifiales; A- unidad Ancon; L- zona de ventanas tectonicas Limonar-Cayo d~ las Damas; APS-unidades de Alturas de Pizarras del sur; APN-unidades de Alturas de Pizarras del norte; LPunidad La Paloma de la region de la Sierra del Rosario ; unidad es me tamor fizadas: M- unidad Mestanza; PS- unidad Pino So.o; CC-unidad C~rro de Cabras; 40-48 - son las localidad es de perfiles parcial~s.

des sobrecorridas (Piotrowska, 1972, 1975; Piotrowska, en Pszcz6lkowski y otros, 1975).

El origen de los nappes en la Sierra del Rosario, ha sido seiialado por Pszcz6lkowski (1977).

Segun su criteria, las estructuras de esa region se han originado ante todo como resultado de cizallas.

En la Sierra de los Organos se han diferenciado cuatro grupos de unidades de nappes escamados (ver fig. 35). Cada uno de ellos pudo haber constituido un nappe separado en una fase siguiente a la diferenciaci6n del manto inicial (fig. 36). No obstante, las unidades de las Alturas de Pizarras del sur y del norte pueden haber constituido una unidad.

El area de la Sierra de los Organos (ver fig. 35), esta constituida por los siguientes grupos de unidades estructurales (fig. 37) :

1. Grupo de unidades calcareas de nappes escamados de la faja de mogotes. Esas son las unidades tect6nicas mas inferiores dentro de la zona de Guaniguanico. Dichas unidades forman una faja en la parte central de la Sierra de los Organos. Durante la primera fase de tnmsporte teetonica, el nappe inicial, a partir del cual esas unidades se separaron, constituy6 una unidad junto con los nappes de las Alturas de Pizarras. (Piotrowska, 1972, 1975). A causa del desprendimiento en Ia parte superior de la Formaci6n San Cayetano, y de los movimientos diferenciales que ocurrieron durante el transporte dentro del manto inicial de perfil normal (Piotrowska, 1972: primera unidad de nappe de tipo de list6n; Piotrowska, 1975: nappe inicial) ocurri6 una separaci6n e individualizaci6n del nappe calcarea y del nappe de las Alturas

A s "' ·

La Pimiento

de Pizarras. Los desplazamientos hacia el norte han causado una diferenciaci6n mas marcada del manto calcarea en otros nappes escamados mas pequeiios, los cuales fueron los primeros en alcanzar el area de la cordillera (Piotrowska, 1972, 1975).

2. Grupo de unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras del sur. Estas unidades se encuentran directamente por encima de ]as unidades calcareas de Ia faja de mogotes en la parte sur de la Sierra de los Organos. Puede presumirse que las unidades de las Alturas de Pizarras del sur se encontraban unidas con aqueHas de las Alturas de Pizarras del norte durante las fases iniciales del transporte tect6nico.

3. Grupo de unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras del norte. Estas unidades sobrecorren las unidades calcareas de la zona de mogotes en Ia parte norte de la Sierra de los Organos.

4. Grupo de unidades metamorfizadas. Estas unidades ocupan Ia posici6n mas alta entre las unidades de la Sierra de los Organos (lam. 7; fig. 2).

En la Sierra del Rosario, Pszcz6lkowski (1977) distingui6 dos grupos de unidades, a saber (fi. gura 38) :

1. Grupo de unidades meridionales (las inferiores en la Sierra del Rosario). Estas unidades se encuentran corridas por encima de las unidades de nappes escama. dos de la Sierra de los ·Organos. v afloran sabre todo, en la ·parte sur de Ia Sierra del

N

1~~~~~~~

Solfo c1e

~- ~~ ~ ... . Mexico

,£ - c~--iii ----=~ r-- y

0 l 2 3 4 5km

Fig. 37. A y .1:1-Cortes geol6gicos a traves de la parte central de la Sierra de los Organos.

1-Zona. estructuro-facial La Esperanza; zona estructuro-faclal de Guaniguanico - unidades calcareas de

92

QJPG

Ia faja d~ mogotes; 2-Va le de Pons; 3-Infierno· 4-Vifiales; ~-unidades de Alturas de Pizarras; unidades metamorflzadas; 6-Mestanza; 7-Cerro de Cabras· 8-Pino Solo. '

5 N

A

B 8'

-

c C'

~1 2 ~4 h·>/d5 .. 6 -7

/-'.'\ 1l /12/13 ;110

0 8 12 16 20 km

Fig. 38. Cortes esquematicos a traves de Ia provincia Pinar del Rio.

1-Zona estructuro-facial San Diego de los Banos; 2-zona estructuro-facial La Esperanza; 3-zona estructuro-facial Bahia Honda; 4-zona ..:structuro-facial Guaniguanko - region Sierra de los organos - unida-

Rosario. Tambien aparecen mas hacia el noroeste, cerca de La Palma, rio Malas Aguas, donde cubren de modo parcial las unidades de las Alturas de Pizarras del norte en Ia Sierra de los Organos Danilewski, en Pszczolkowski y otros. 1975). Ademas, muestran algunas similitudes en el estilo de deformacion, con las unidades de Ia Sierra de los Organos.

des calcareas de la faja de mogotes; 5-unidadcs de Attalras de Pizarras; 6-unid'ades metamorfizadas; 7-regi6n de la Sierra del Rosario - unidades meridionales; 8-unidad~s septentrionales; 9-falla Pinar; 10-sobrecorrimientos; ll-elevaci6n La Coloma; 12-limites entre las unidades tect6nicas; 13-limites entre las zonas estructuro-faciales.

2. Grupo de unidades septentrionales que recubren a las unidades meridionales. Estas unidades afloran en Ia parte norte de la Sierra del Rosario, ocuoando la posicion estrudural mas alta ·en la zona Guaniguanico. Las unidades metamorfizadas de la Sierra de los Organos contactan con la zona estructuro-facial San Diego de los Banos a

93

lo largo de la falla Pinar. y desde el norte descansan sobre las unidades de nappes escamados de las Alturas de Pi7arras del sur. Puede suponerse que las unidades metamorfizadas se han corrido sobre las unidades de las Alturas de Pi7::~rras nel sur y del norte (Piatrowska. 1972J 1975. Otra posibilidad es que se encontraran corridas como un nappe mas alto en la zona Guaniguanico. Esto implica un grado limi.tado de cobertura de las unidades de )as Alturas de Pizarras del sur por las unidades de Ja Sierra del Rosario, o un cizallamiento de las primeras por las ultimas.

La situaci6n en el area entre el rio M~l~s AP."uas y La Palma, dentro de las Alturas de Pizarras del norte no esta clara rver figs . 33 v 35) . Hasta ahora muchos autores considerari la mayor parte de estas estructuras como pertenecientes a Ia Sierra de los Organos (Hatten. 1957: Rigassi Studer, 19tn: Piotrowska. 1972. ]Q74. 1Q7~: Danilewski. 1972) . excepto Ia unidad T .a Paloma aue. seg(tn Ps7.c:r.ol"!cowski (Pszc7.6lkowski v otros. 1975) indtldablemente nerten~ce a la Sierra del Rosario. Este concepto puede interpretarse de varias formas:

1. Las unidades de la Sierra nel Ros~rio en el area de La Palma -rio M::~las APuascubren las unidades de Ia Sierra de los Organos (la litologia de las nninadPs de la Sierra del Rosario y de la Sierra de los Organos es 1a mism·a en esta are::~. nuesto que alli aparecen casi en su totalirhrl los sedimentos clasticos de la Formacion San Cayetano) y sus extensiones hacia et suroeste resultan dificiles de trazar, debido a Ia erosion de las porciones montanosas super iores. Tal interpretacion se presento en el Mapa Geologico de Ia provincia Pinar del Rio a escala 1 : 250 000 (1975) , v en el texto explicativo de dicho mapa (Pszcz6lkowski y otros, 1975).

2. La estructura tectonica de esa parte de Ja cordillera de Guaniguanico es el resultado de la presencia de un grupo 0e unidades a las que pertenecen las unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras del norte y ]as unidades meridionales de Ia Sierra del Rosario. Este grupo de unid~des pudo haber formado una agrupacion estructural surgida de una zona de facies transitorias entre las facies del tipo de la Sierra de los arganos y las del tipo de Ia Sierra del Rosario.

El nappe inicial de la zona Guaniguanico surgio, con toda probabilidad, del area del actual

94

golfo de Bataban6 situado al sur de las costas de la provincia Pinar del Rio , o de un area situada mas al oeste si se considera un desplazamiento derecho a lo largo de Ia falla Pinar. Las similituc1~s de las unidades metamorfizadas con las formaciones metamorficas de Isla de Ia Juventud (Millan, 1972; Somin y Millan, 1974) pueden sugerir la posicion primaria del nappe inicia] cercano a esa isla, si este es autoctono.

El nappe inicial del grupo de las unidades metamorfizadas se deriva probablemente de la parte mas meridional del geosinclinal cubano, segun fue comparado con otras unidades de la cordillera de Guaniguanico. AI norte de esa zona de raices del nappe metamorfizado. se localizaron las unidades de nappes escamados de la Sierra de los 6rganos. unidades calcareas, y unidades de las Alturas de Pizarras del sur. AI este existi6 un area de las que probablemente se derivaron las unidades de las Alturas de Pizarras del Norte y las unidades meridionales de Ja Sierra del Rosario. Las unidades del norte de la Sierra del Rosario tal vez ocuparon Ia posicion mas oriental en esta reconstruccion.

ZONA ESTRUCTURO-FACIAL SAN DIEGO DE LOS BA?'JOS

La zona estructuro-facial San Die!!o de los Banos se encuentra situada al sur de Ia zona Guaniguanico, y esta separada de esta por 1a falla Pinar (ver figs. 34 y 35) Su limite sur se extiende entre Ia costa meridional de Cuba e Isla de la Juventud (Furrazola Bermudez, Judoley y otros, 1964; Judolev y Furrazola Bermudez, 1971) Segun se seftalo con anterioridad la zona San Diego de los Banos es una contrapartida de la zona Zaza de la parte central de Cuba.

Formaciones del Cretacico Sunerior v Pale6-geno afloran en esa zona. Se ohserva una discordancia entre ]a Formacion San Juan v Martinez, del Cretacico Superior v Ia Form~c>on Caodevila (Paleoceno Superior, Eoceno Inferior). Los sedimentos de Ia Formacion Lorna Candela. del Eoceno MP.dio Tardio (Ia primera denositada con Posterioridad a Ja fase orogenica nrindnal) , cubren transgresivamente a Ia" formaciones mas antiguas con una discordanci::~ de. auroximadamente 12°. Seg(m Meverhoff (T<hnnolev v Meverhoff, 1971) . P.l ortoeeosinclinal cuhann c;e formo durante el Tithoniano. Dunmte el Cret~cico se depositaron sedimentos calcareos en la zona Guaniguanico, mientras Que en la zon~ 7aza se formaron las rocas maficas. ]as ultral'Y'Micas asf como las intrusiones apliticas, I~s hrechas y las tobas (Khudoley y Meverhoff. 1971)

Los sedimentos de Ia zona s~n Diel!o de los Banos no son similares a los sedimentos contemporaneos de la zona Guanieuanico. Los deoo-

centros de esas zonas probablemente estan distanciados entre sf. Su vecindad actual uuede ser explicada con facilidad mediante la hin6tesis de un desnlazamiento horizontal de ::luro"Ximadamente 160 a 180 km a lo largo d~> Ia f~lla Pinar (Piotrowska, Pszcz6lkowski, en Pszcz6lkowski y otros. 1975).

La zona estructuro-facial de San DieP'n de los Banos es ooco conocida debido al recuhrimiento de las formaciones mas antiguas oor los sedimentos del Neogeno y el escaso numero de perforaciones exploratorias. Los datos accesibles rio permiten definir su tecton;ca. ne acuerdo con opiniones orevias (Furrazola Bermudez, Judoley y otros, 1964) esa zona fue una estructura muy poco perturbada, oue se inclina monoclinalmente bacia el sur, dentro de la cual se encuentra localizada la cuenca Los Palacios, rellenada con sedimientos del Paleogeno v del Neogeno. y con un espesor considerable (Khudoley y Meyerhoff. 1971). El eie de esta cuenca muestra una direcci6n noreste-suroeste.

De acuerdo con Jos datos de las nerforaciones se observa un rapido descenso de la snperficie superior de los sedimentos del Eoceno Inferior y/o del Cretacico. De forma simultanea se observa en la misma area, un nipido incremento del espesor de los sedimentos, desde el Eoceno Superior basta el Mioceno. La distribucion del espesor de los sedimentos muestra de manera clara, Que la cuenca Los Palacios ha sufrido una subsidencia considerable durante Ia deposici6n. AUf se diferenciaron dos pisos estructurales, a saber: el preorogenico (los termicos "pre" y "postorogenico" se refieren aquf a Ia fase orogenica principal), consistente . en las formaciones San Jmm y Martinez, Capdevila y Universidad, y el postorogenico, que se encuentra representado por sedimentos de las formaciones Lorna Candela, Paso Real y otras mas j6venes. Los datos de las perforaciones existentes resultan insuficientes para desarrollar un analisis de la potencia del piso estructural inferior, por lo cual resulta imposible definir con exactitud si la cuenca Los Palacios se ha originado antes o despues del Eoceno Medio. El espesor constante de los sedimentos del Eoceno Inferior (aunque no en todas las perforaciones se logro distinguirlo) sugiere que Ia cuenca Los Palacios comenzo su desarrollo durante la fase orogenica principal y adapto su forma a las tendencias estructurales mas antiguas; es por esto que puede considerarse postorogenica (Piotrowska, en Pszcz6lkowski y otros, 1975) .

La existenda de un domo en La Coloma se ha confirmado mediante las perforaciones Guanal IA y Rojas, y por las investigaciones geoffsicas (Ducloz. 1956). El domo de La Coloma consiste en basaltos y diabasas en su parte superior. Tanto el origen como la edad de esas rocas, · se

desconocen Es posible que se encuentren relacionadas con las rocas del Cretacico Superior y el origen de la estructura este asociado con la fase orogenica principal. Los basaltos y las diaba~ac; se encuentran recubiPrtos por sedimentos del Oligoceno y del 1\:Iioceno.

El desarrollo de facies (Myczyitski, Piotrowski, en Pszczolkowski y otros, 1975), asi como las unidades tectonicas de la zona estructuro-facial San Diego de los Bafios sefialan una historia geologica de esa zona diferente a la de Guaniguanico. El caracter facial de la Formacion San Juan y Martinez del Cretacico Superior (Myczynski, Piotrowski. en Pszczolkowski v otros, 1975) sugiere una deposici6n intranquila durante movimientos orogenicos crecientes. Los contactos trans~resivos v las discordancias en las rocas del Paleogene son muestra de movimientos verticales de consideraci6n. La transgresion del Eoceno Medio (Formacion Lorna Candela), cubri6 el area de la zona San Diego de los Banos, Que en ese tiempo era un sistema de pliewes anchos de pequefia amplitud. No esta excluida ]a oosibilidad de que ta zona San Diegq de los Banos posea una estructura de nappes.

Tanto los datos que ofrecen las perforaciones como las estructuras detectables· en Ia superficie, sugieren que aun en el caso de estntctura de nappes en esa zona, no bubo fuertes perturbaciones tectonicas en todas las formaciones de esa area. Es posible que el supuesto napve fuera una gran laia transportada en forma de tablero o "taio grande". Las unidades de rocas transportadas de esa forma muestran, sin embargo, deformaciones debiles. En Ia parte inferior del sobrecorrimiento las deformaciones deben ser las mayores.

ZONA ESTRUCTURO-FACIAL BAH1A HONDA

La zona estructuro-facial Bahla Honda forma una faia de 12 a 17 km de ancbo en la parte noresJe de la provincia Pinar del Rfo. Su extensi6n bacia el norte se encuentra limitada en la suoerficie oor la linea costera del Golfo de Mexico. Por el sur bordea las unidades de Ia zona Guaniguanico en el area de Ia Sierra del Rosario. El limite mas occidental de Ia zona Bahia Honda se extiende a lo largo del contacto con Ia zona La Esperanza. al norte qe La Palma.

La zona Bahia Honda es una pro1ongaci6n de Ia zona Zaza y contiene sedimentos del Cretacico y del Pale6gerto.

La Fonnaci6n Felicidades. de edad Cenomaniano-Campaniano, tiene un espesor de. aoroximadamente, 1 400 m. Las rocas son calizas, esquistos, silicitas, tufitas, porfiritas, andesitas y areniscas. El Pale6geno esta represeritado por Ia

95

Formflci6n Candevila (Paleoceno Suoer:or-Eoceno Inferior) v Ia Formad6n Universidad (Eoceno Inferior a Medio) que contienen areniscas, calcarenitas grauv;hicas , conglomerados, margas y calizas mar(!osas.

La disco;dancia principal en esa area se encuentra sena 1ada entre las formaciones del Cretacico Suoerior y la Formaci6n Caodevila. Existen considerables ana]ogias en las facies y sedimentos de las formaciones Univer!'idad v Capdevila en las zonas San Diego de los Banos y Bahia Honda. Alli el complejo mas antiguo (de edad desconocida) . es el de los szabros y seroentinitas (sierra de Ca.ialbana) cuyo origeri es pretect6nico por la falta de contactos termales . Sin embargo su nosici6n actual en la zona Bahia Honda se debe sobre todo a los procesos orogenicos (Pszcz61kowski, Skupinski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975).

De acuerdo con Skupinski (Pszcz6lkowski y otros, t 97S) . pueden diferendarse tres unidades independientes dentro de Ia zona Bahfa Honda, las cuales coinciden, mas 0 menos, con la diferenciaci6n de las formaciones aqui seiialadas. Estas son:

1. Forrnaci6n Felicidades, que tiene contacto directo con Ia unidad Quifiones de la Sierra dPl Rosario.

2. La Formaci6n Capdevila que cubre los sedimentos del Cretacico Superior.

3. EI compleio de serpentinitas y gabros del macizo de la sierra de Cajalbana, extendido hacia el este, al norte de la Formaci6n Felicidades.10

Los limites entre las unidades anteriores son de canicter tect6nico, los lfmites actuales consisten en fallas o sobrecorrirnientos que se inclinan, por lo general, hacia el norte (Skupinski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975).

El grado de deformaci6n de las rocas que constituyen la zona Bahia Honda es mucho mayor que el correspondiente a sus equivalentes en la zona San Diego de los Bafios. Las deformaciones son mas fue:rtes en la zona de contacto de las unidades de la Sierra del Rosario con Ia zona Bahia Honda (Pszcz6lkowski y otros, 1975).

Se observa una superposici6n de las unidades de Ia zona Guaniguanico sobre las unidades de la zona Bahia Honda en su parte occidental (Pszcz6lkowski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975) . Seg(m Hatten (1957) , las rocas de Ia Sierra de Cajalbana constituyen el nappe mas elevado prove-

lG Los datos mas r~cientes indican que Ia estructura y Ia estratigrafia de la subzona de Bahia Honda son mascomplejas (N. del R.)

96

niente del sur que ha sobrecorrido las unidades de la cordillera.

No existen datos que apoyen esta hip6tesis. Segun Skupinski (en Pszcz6lkowski y otros, 1975) , la ubicaci6n original de la actual zona Bahia Honda se encontraba al norte del Iugar desde donde los nappes de Guaniguanico comenzaron su avance tect6nico bacia el sur. El cankter del contacto entre ambas zonas puede interpretarse de tal modo que la zona Bahia Honda actuara como un macizo de obstaculo para las unidades de Ia zona Guaniguanico durante su transporte bacia el norte. Algunas direcciones de los desplazamientos bacia el sur (como los observados en el macizo de la sierra de Ca_ialbana), pueden explicarse desde este punto de vista (Skupiriski, en Pszcz61kowski y otros, 1975). De acuerdo con Pszcz61kowski (op cit.) Ja penetraci6J1 de serpentinitas y gabros a traves de Ia cubierta sedimentaria continuo con posterioridad al Eoceno Inferior. Los esfuerzos resultantes de esta penetraci6n, asi como el posible levantamiento de Ia estructura en su coniunto. puede habe,; originado deformaciones consi.derables, en particular en Ia zona de contacto de esas rocas con las formaciones sedimentarias y vulcan6geno-sedimentarias.

ZONA ESTRUCTURO-FACIAL LA ESPERANZA

La zona estructuro-facial La Esperanza no habfa sido diferenciada del grupo de las estructuras de Ia cordillera de Guaniguanico (Furrazoia Berrnurlez v otros, 1964; Hatten, 1957) con antPrioridad a la aparici6n del Atlas de Cuba (Atlas Nacional de Cuba, 1970). La diferenciaci6n de unidades litoestratigraficas tales como Santa Lucia, Panchita y Arroyo Rico (Pszcz6lkowski, Danilewski. en Pszcz6lkowski y otros. 1975) permite distinguir una zona estructuro-facial separada. La nres~ncia de las formaciones San Juan y Martinez v Capd~vila dentro de la zona La Esperanza, indica analogias mas comunes con la zona San Diego de los Banos y Bahia Honda que con la de Guaniguanico.t 1

11 Ver la nota (9). Las unidades litoestratigrati.cas Santa Lucia y Panchita (Formaci6n Panchita) equivalen a las formaciones Polier y Santa Teresa, respectivamente. M. lturralde-Vinent y otros, 1982. Las formaciones San Juan y Martinez y Capdevita, asi como la unidad informal Arroyo Rico, se relacionan actualmente con la subzona estructuro-facial Bahia Honda y no con La Esperanza (A. Pszcz6lkowski, .1981: Informe sobre la correlaci6n de las unidades litoestratigrdficas miog,eosinclinales del Jurtisico y Cre.tdcico de las provincias de Pinar del Rto, Habana, Matanzas y Villa Clara (parte occidental). Informe inedito, Inst. Geol. Paleont. A.C.C. (N. del R.)

La zona estructuro-facial La Esperanza (ver figs. 34 y 35) aflora a lo largo de la costa norte de Ia provincia Pinar del Rio y se extiende en forma de una faja estrecha desde Mantua en el oeste hasta las proximidades de rio Puercos en el este. Por el sur bordea las unidades de Ia zona Guaniguanico que corren sobre e1la (Piotrowska. 1972) . . Las unidades de la zona Guaniguanico se superponen a las de la zona La Esperanza; sin embargo, en algunos lugares se observa un pequefio sobrecorrimiento de las rocas de La Esperanza sobre las de Guaniguanico (Danilewski, informacion escrita). La superposicion tectonica de las unidades del nappe de la zona Guaniguanico puede observarse con claridad al oeste de Santa Lucia, donde pequefios sombreros tectonicos de Ia Formacion San Cayetano. de Ia zona Guaniguanico, descansan sobre los depositos cretacicos de la zona La Esperanza. La zona de contacto de las unidades del nappe de Guaniguanico con la zona La Esperanza muestra complicaciones considerables en muchos lugares. Ademas de los sobrecorrimientos de las unidades de Guaniguanico sobre la zona La Esperanza, existen con1untos de fallas verticales o inclinadas bacia el sur como, por ejemplo, en el area al oeste de Santa Lucia, donde los pianos de dislocacion encontrados en las perforaciones estaban inclinados 70° al sur.

Las rocas de la Formacion San Cayetano contactan con la zona La Esperanza a lo largo de estas dislocaciones. Se puede considerar que en algunas areas, las zonas de Guaniguanico y La Esperanza se plegaron o escamaron en conjuntos. De acuerdo con Danilewski (informacion escrita) , las rocas de la zona La Esperanza sobrecorrieron en algunos lugares, Ia zona Guaniguanico y viceversa. ·

Las unidades litoestratigraficas diferenciadas en la zona La Esperanza, tales como Santa Lucia y Panchita (Pszczolkowski, Danilewski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975), aunque sin datos paleontol6gicos, pueden representar al Cretacico Inferior y Superior (?), como se estima por la secuencia litologica.

Se notan contactos tectonicos discrepantes a lo largo del limite de Ia zona La Esperanza con Ia de Guaniguanico. En los dep6sitos de las unidades Santa Lucia y Panchita existen pliegues considerables y deformaciones disyuntivas.

El diagrama de la lineacion b- ejes de plegamiento y boudinages (ver en este texto, mas adelante, fig. 72, diagrama I) .muestra Ia pres~ncia . de dos direcciones de esas lineaciones; Ia primera, de azimut 50 a 60° y ejes ligeramente inclinados unos 10" bacia el suroeste, y la segunda con un azimut de 160° y ejes inclinados desde oo hasta so· hacia el norte. Un campo pequefto en el centro del diagrama representa las lineacion~s verticales. La primera direcci6n concuerda con

la direccion general de las .estructuras tect6nicas en la provincia Pinar del Rio y la segunda indica Ia direccion aproximada del transporte tect6nico, Ia cual necesita ser de algima forma valorada en relacion con Ia estructura de toda Ia provincia Pinar del Rio. Estos problemas se trataran en un trabajo dedicado a las direcciones de las lineaciones en la Sierra de los Organos.

Pliegues concentricos en partes centrales, disarm6nicamente deformados, persisten en Ia zona La Esperanza. Este tipo de pliegues es comun, en especial, en las rocas siliceas de la Formaci6n Panchita. Los pliegues observados muestran vergencias tanto al norte como al sur. La existencia de abundantes fallas inversas y cizallamientos demuestran los desplazamientos, tanto hacia el norte como hacia el sur.

TECTONTCA DE LA SIERRA DE LOS ORGANOS

Dos zonas de elevaciones, las Alturas de Pizarras del sur y en parte las Alturas de Pizarras del norte. asi como tambien, la faja de mogotes que las separa. estan compuestas de multiples unidades tectonicas sobrecorridas. que pertenecen a la Sierra de los Organos (ver figs. 33 y 35). Estas unidades forman una faia de 30 a 40 km de ancho y de 200 km de longitud. El limite sureste de Ia Sierra de los Organos esta determinado por la falla Pinar. En el noroeste las unidades tectonicas de Ia Sierra de los .Organos contactan con Ia zona La Esperanza.

La direcci6n de las unidades de Ia Sierra de los Organos (ver fig. 35) concuerda, por lo general. con Ia direccion de la cordillera y con Ia linea costera septentrional de Ia provincia de Pinar del Rio hacia el Golfo de Mexico. AI oeste de San Diego de los Banos, en una distancia corta, muestran una direccion ESE. Mas ha~;ia el oPste, hasta Viiiales. las direcciones se cambian al NE-SW; al oeste de Vifiales las direcciones llegan a ser cada vez mas hacia el NE-SW. Cerca de Santo Tomlis-Isabel Maria, en Ia sierra Quemac;lo (ver fig. 36), las unidades de la faia de mol!otes muestran localmente direcciones SSW-NEE, las que estan reIacionadas con las complicaciones ocurridas durante el sobrecorrimiento (presencia de fallas de recbazo horizontal y vertical paralelas a la direccion de transporte y Ia morfolog:fa del substrata oue controlo Ia velocidad de sobrecorrimiento), asf como tambien con algunos desplazamientos mlis recientes de caracter rotacional.

En geReral. las unidades tectonicas muestran una direccion NE-SW entre Vifiales y el valle de Luis Lazo. Mas a) oeste, desde el mogote de San Carlos hasta Guane, Ia direcci6n de esas unidades es cada vez mas meridional. Las unidades de Ia Sierra ·de los <Jrganos marcan una curva

97

que puede trazarse desde un punto situado en el golfo de Bataban6, entre Ia costa sur de Cuba y Cayo San Felipe, aunque las curvas de diversos grupos de unidades pueden mostrar radios dife· rentes. El rumbo de las unidades tect6nicas des· crito antes se encuentra muy generalizado. Las desviaciones que en algunos casos son grandes -por ejemplo . en I a sierra Quemado--, existen tambien en otras areas de Ia Sierra de los 6rga· nos lo que resulta de direcciones de transporte local ligeramente diferentes de una unidad dada o de deformaciones posteriores.

Ademas del cambio de rumbo de las unidades estructurales de la Sierra de los 6rganos, tam. bien es caracteristico un cambio continuo del an· cho de la faja de afloramientos (ver fig. 35). Puede observarse tambien una zona mas bien estrecha en Ia parte oriental de Ia Sierra de los 6rganos que es el resultado del cubrimiento por las unidades de Ia Sierra del Rosario v el tnm" camiento de las estructuras por Ia falla Pinar. La fa ja de afloramientos se ensancha hacia el oeste ·de forma gradual, y cerca de Guane Ia anchura de Ia zona es tres o aun mas veces mayor que en la parte oriental de Ia sierra.

Cuatro grupos de unidades de nappes escamados se han diferenciado en Ia region de Ia Sierra de los Organos (Pjotrowska, en Pszcz6lkowski y otros, 1975):

1. Unidades calcareas de la faja de mosotes. A estas pertenecen, comenzando por la mas inferior: valle de Pons, sierra Quemado, Infierno, Celadas, sierra de Guane, Paso Real, Viiiales, sierra de la Gtiira y Anc6n (ver figs. 35 y 36). Estas unidades constituyen los elementos estructurales inferiores en la Sierra de los 6rganos.

2. Unidades de las Alturas de Pizarras del sur (nappe inferior de San Cayetano; Piotrowska, 1972; unidades de nappe de las Alturas de Pizarras; Piotrowska, 1975), situadas al sur de Ia faja de mogotes. En elias existe un predominio de los depositos de la For· macion San Cayetano.

3. Unidades de las Alturas de Pizarras del norte situadas al norte de Ia faja de mogotes, donde tambien predominan los sedimentos de la Formaci6n San Cayetano.

4. Unidades metamorfizadas, donde se distinguen las unidades siguientes: Mestanza, Pi· no Solo y Cerro de Cabras.

El area de Ia Sierra de los ~rganos muestra un patron zonal lineal de unidades estructurales de las direcciones mencionadas anteriormeilte. La mayorfa de estas unidades contim1an a traves

98

de una gran distancia (ver figs. 35 y 36). Los limites de intersecci6n son algo complicados en algunas areas, lo cual se debe a la complejidad de los procesos de sobrecorrimientos (geometria del nappe). Las orientaciones espaciales del eje de la estructura de la Sierra de los 6rganos estan relacionadas con este problema. La faja de mogotes coincide con Ia zona axial actual de Ia sierra, ya que en esta afloran tmidades tect6nicas mas inferiores que en las alturas de Pizarras. Por tanto la faja de mogotes es una elevaci6n longitudinal evidente. Las areas situadas al norte v al sur de esta faja central. son depresiones lon.gitudinales. La depresi6n longitudinal dentro de las Alturas de Pizarras del sur es relativamente plana. Un grupo de pequeiias ventanas tectonicas en Cayo San Felipe y Calientes puede ser explicada por un levantamiento local de las estructuras. lo que ocurri6 durante Ia fase orogenica principal o mas joven, en intima relaci6n con desplazamientos de caracter disyuntivo.

La depresi6n longitudinal de las Alturas de Pi· zarras del ·norte es mas profunda que la de las Alturas meridionales. Presenta elevaciones lineares (zona Limonar-La Manaia) dentro de las cua· les se pueden observar unidades inferiores en ventanas tect6nicas. El origen de estas elevaciones t iene relaci6n con procesos mas j6venes (o coevales) que Ia fase principal del transporte tect6nico.

Aoarte de estos elementos longitudinales prlncipales que concuerdan con la direcci6n general de las unidades tect6nicas en Ia Sierra de los Organos, bien discernibles en los mapas y perfiles. existen algunas estructuras transversales de caracter local. La mas importante es la elevaci6n en el valle de Pons, mencionada por Hatten (1957) y oor Rigassi Studer (1963) , denominada mas tarde elevaci6n Pons (Piotrowska, en Pszcz6lkowski v otros. 1975) . Su culminaci6n esta expuesta cerca de Pons, pero tambien se extiende sobre el valle de Pica Pica, situado mas bacia el oeste. La unidad tect6nica mas baia conocida, es decir , la unidad del valle de Pons, aflora en dicho ·valle y sobre un area mayor en el valle de Pica Pica.

La depresi6n de Matahambre es un elemento transversal negativo distinto (Piotrowska, 1972, 1974) . Se encuentra cerca del pueblo de Minas de Matahambre, en las Alturas de Pizarras del norte. La base del sobrecorrimiento de las unidades de las Alturas de Pizarras del norte (ver fig. 37), no pudo ser alcanzada en Ia mina a una profundidad de 1 400 m. Las observaciones tect6nicas realiza· das cerca de Minas de Matahambre demuestran que se trata de una depresi6n profunda que desaparece rapidamente hacia el sureste y el noroeste. Su vertiente surorlental parece ser la mas escarpada, y se enfrenta con la ventanas teet6-nicas de Lirnonar. La extensi6n de esta depresi6n

hacia el nordeste y suroeste es dificil de determinar.

Se supone que exista otra depresi6n al este, cerca de Vifiales, dentro de la zona de mogotes (Pszcz6lkowski. 1971b). Las unidades tect6~icas que afloran allf estan corridas unas sobre otras y muy empinadas e inclinadas hacia el norte. En un corte transversal de esa area casi todas las unidades calcareas de la faja de mogotes afloran a la superficie. Dicha depresi6n transversal esta limitada al este por las unidades tect6nicas de la Sierra del Rosario y al oeste por la elevaci6n Pons.

Si trazamos ondulaciones transversales hacia el suroeste de Ia elevaci6n Pons a lo largo del rumba de la faja de mogotes, podriamos observar una gradual inclinaci6n de las unidades tectonicas basta el valle Luis Lazo, donde probablemente comienza la depresi6n transversal de San Carlos, en dicha faja. Esta suposici6n se basa en la litologia de la unidad de Vifiales en Ia sierra de San Carlos (Grodzicki, en Pszcz6lkowski y otros, 1975).

Mas hacia el suroeste, a pesar de una tendencia general a la inclinaci6n de la estructura completa de la Sierra de los ·Organos, es posible observar una pequefia elevacion cerca de Guane donde, seglin opinion de Grodzicki ( op cit.}, otras dos unidades -Paso Real y Sierra de Guaneafloran debajo de la unidad San Carlos (unidad Viiiales).

El trazado de las ondulaciones dentro· de Ia estructura de Ia Sierra de los Organos, confronta dificultades considerables debido a la complejidad de desplazamiento y de deformaciones de las unidades tectonicas y a los frecuentes cizallamientos en la base del complejo sobrecorrido, que causa cambios frecuentes del espesor estructural de las unidades de nappes.

UNIDADES DE NAPPES ESCAMADOS DE LA FAJA DE MOGOTES

UNIDAD VALLE DE PONS

El nombre unidad valle de Pons fue introducido (Piotrowska, en Pszczolkowski, y otros, 1975) a fin de definir una unidad denominada con anterioridad unidad paraut6ctona (Piotrowska, 1972) o unidad inferior (Piotrowska, 1975), que aflora fundamentalmente en el valle de Pons y en. el Y..1itc de Pica Pica, en Ia parte central de la Sierra de los Organos. La base de esta unidad es desconocida y sus partes inferiores, observables en la superficie, pertenecen a la Formacion Pens (Hatten, 1957) del Cretacico. La Formaci6n Pons esta recubierta por Ia Formacion Ancon y esta a su vez por la Formacion Pica Pica. Sobre

ella existf'n rocas de melange con cuerpos de serpentinitas. El perfil completo de estas unidades solo puede ser observado en pocos lugares. Las reducciones tect6nicas son frecuentes y abarcan en primer Iugar las formaciones Ancon, Pica Pica y el melange. El contacto de Ia Formaci6n Pica Pica con el melange que la recubre es, en muchos lugares, de canicter tect6nico.

Los buzamientos de las capas son, como regia, suaves bacia el sur; en algunos sitios son asimetricos, con plegamientos inclinados, la amplitud de los cuales abarca una docena de metros, mas o menos, con inclinaci6n hacia el norte. Solo se conservan los flancos superiores de los anticlinales. El flanco invertido, mas corto, por regia general, se comprime a lo largo de la superficie de una falla vertical concordante con el eje B, de las coordenadas estructurales. Ademas de este conjunto de fallas existe otro,

que es perpendicular al anterior y concuerda con Ia direcci6n del transporte tectonico en el area. Este patron de dos conjuntos de fallas provoca una reticulacion peculiar de la unidad completa, lo que en la interseccion con la superficie del terreno, produce una imagen compleja. En Ia unidad valle de Pons existen deformaciones mas intensas en sus porciones superiores; esto es, dentro de Ia Formacion Pica Pica y en las rocas del melange.

La unidad valle de Pons esta sobrecubierta, por lo general, por Ia unidad Infierno (ver figs. 35 y _37) (Piotrowska, 1975) o por Ia mencionada unidad Celadas (Danilewski, en Pszczolkowski, y otros, 1975). El sobrecorrimiento de la unidad Infierno por encima de la unidad valle de Pons, puede ser observado en la sierra de Cabezas, en el Mogote del Toro y en la parte central del valle de Pica Pica.

Calizas bien estratificadas de Ia parte superior de Ia Formaci6n Guasasa sobrecorren directamente el melange o, en algunos sitios. los sedimentos de Pica Pica que pertenecen a Ia unidad valle de Pons. Estas calizas comienzan el perfil de Ia unidad Infiemo en esa area. Como las unid<¥ies tect6nicas Infierno y Celadas estan reducidas en las partes norte y nororiental de los valles de Pons y Pica Pica, los depositos de la unidad Viiiales estan corridos sobre Ia unidad valle de Pons en todos los lugares donde los antes mencionados aparecen reducidos. Esto se aprecia mejar en el mogote Gramales. En el cierre septentrional de los valles de Pons y Pica Pica, Ja unidad valle de Pons esta sobrecorrida por sedimentos ch1sticos de Ia Formaci6n San Cayetano, que pertenece al grupo de unidades de nappes de Alturas de Pizarras del norte (fig. 39) . El plano de sobrecorrimiento esta bien visible en numerosos arroyos que fluyen de las Alturas de Pizarras del norte. La unidad valle de Pons contacta de modo discrepante, de sur a norte, con las de Infierno,

99

A s

B 5

0

Fig. 39. Sobrecorrimiento de las unidades de Alturas dP. Pizarras del norte sobre la unidad Valle de Pons en las cercanias de la localidad Gramales.

Celadas, Vifi.ales y Alturas de Pizarras respectivamente. Todas esas unidades estan empujadas sobre la unidad del valle de Pons.

Como Ia unidad valle de Pons es la mas baja en Ia faja de mogotes, su aparicion en la ventana tect6nica de los valles de Pons y Pica Pica revela Ia elevaci6n del eje de toda Ia estructura. Fuera de esta area Ia existencia de esa unidad es dudosa, al menos en superficie.

Cerca de Guane, en Ia terminacion suroccidental de la estructura de la Sierra de los Organos, Grodzicki (Pszczolkowski y otros, 1975) ha dis· tinguido la zona de ventanas tectonicas de Los Portales que, en su opinion, pueden ser una contrapartida de Ia unidad valle de Pons.

UNIDAD QUEMADO

Esta unidad aflora en las laderas meridionales de la sierra Quemado (Piotrowska, 1975) . Es una unidad relativamente pequeiia. Su area de afloramiento ocupa una faja estrecha desde Santo Tomas, en el este, hasta Isabel Maria, en el oeste. Contiene solo algunos miembros de la Formaci6n

100

N

0 40m

40m

1-Formaci6n San Cayetano; 2-Formaci6n Pica Pica; areniscas y argilitas; 3-silicitas, areniscas y argilitas; 4-Formaci6n Anc6n; 5-Formaci6n Pons.

Jagua. La base de esta unidad es desconocida. Las capas estan en posicion normal y buzan suavemente hacia el noroeste o bacia el sudeste. El eslab6n inferior expuesto es de calizas del Mierilbro Pan de Azucar, de la Formaci6n Jagua.

Mas arriba en el perfil se encuentra el Miembro Jagua Vieja que no siempre esta presente. En la parte superior de esta unidad tectonica existen calizas estratificadas sobrecorridas de la porci6n superior de la Formaci6n Guasasa, de Ia unidad Infierno (fig. 40A) . Aunque Ia base de la unidad Quemado t>s desconocida, puede suponerse que esta corrida sobre la unidad de Pons.

Cerca de Santo Tomas, en Ia sierra Quemado, la unidad Infierno se ha acuiiado por completo y Ia unidad Quemado esta tect6nicamente recubierta por calizas masivas de la parte inferior de la Formaci6n Guasasa (Miembro San Vicente Herrera, 1961) que pertenece ala unidad Viii.ales. Alli, la discordancia angular es aproximadamente de 40".

La unidad Quemado es una estructura peque:iia y estrecha que no se puede encontrar en otro lugar excepto en sierra Quemado. AI norte de

s N

Fig. 40. A-Corte a traves de la Sierra de Quemado. 1-Unidad Vifiales; 2-unidad Infierno; Formaci6n Pica Pica; 3-Formaci6n Anc6n; 4-Formaci6n Guasasa; 5-unidad Quemado: Formaci6n Jagua - ca:izas estratificadas con concreciones del Miembro Jagua Vi~ja; 6-calizas conchiferas del Miembro Pan de Azucar.

esta sierra afloran las calizas masivas de Ia parte inferior de Ia Formaci6n Guasasa, en una zona de aproximadamente 0,5 km de largo y de 15 a 20 m de ancho. La posicion de estas calizas es Ia misma de Ia Formaci6n Jagua de la Unidad Quemado, esto es, bajo Ia unidad Infierno lo que sugiere que se trata de un fragmento de Ia unidad Quemado.

La unidad Quemado no aparece en el valle de Pons . En la sierra Quemado su posicion es clara, ya que descansa directamente bajo el sobrecorrimiento de la unidad Infiemo De ahi que la unidad .:)uemado sea mas alta que 1a del valle de Pons y mas baja que la unidad Infiemo. El espesor estructural de Ja unidad Quemado es tan pequeno como su distribuci6n. La unidad Infierno, mas alta que Ia unidad Quemado. muestra en esta area calizas estratificadas de Ia Formacion Guasasa en su parte inferior; asi pues, no hay alii Formaci6n Jagua ni las calizas masivas de la parte inferior de la Formaci6n Guasasa.

No esta de mas considerar, que Ia Formaci6n J agua al constituir la unidad Quemado perteneci6 inicialmente a las partes mas ba_las de la unidad Infiemo. Durante el transporte tect6nico, una parte de Ia secuencia litol6gica fue separada (desmembrada) y como resultado de ello qued6 separada Ia unidad Infierno; posiblemente fue un fragmento tect6nico arrastrado al fondo de esta. La unidad Quemado puede ser definida como una escama.

UNIDAD PASO REAL

Esta unidad fue distinguida por Grodzicki (en Pszcz6lkowski y otros, 1975). Aflora sobre una pequena area cerca de Guane en la parte suroccidental de Ia Sierra de los Organos. La unidad Paso Real muestra un rumbo casi meridional con una tendencia a descender al SSW. Como esta unidad pertenece a las unidades inferiores de Ia zona central de rnogotes, puede suponerse que exista alii una elevaci6n local. Son desconocidas las relaciones de esta unidad con las que existen

B ~--s -:- N

0 20m

B-Sobrecorrimientos de las calizas de la Formaci6n Guasasa, que pertenecen: 1-a la unidad Infierno; 2-sobre Ia Formaci6n Pica Pica de la unidad vall~ de Pons.

en la parte oriental de Ia Sierra de los Organos tales como valle de Pons, Quemado e Infierno. Tal vez se puede suponer que es inferior a Infiemo y superior al valle de Pons.

La unidad Paso Real comprende Ia Formaci6n J agua y la parte inferior de las calizas masivas de Ia Formaci6n Guasasa.

UNIDAD SIERRA DE GUANE

Fue diferenciada por Grodzicki (en Pszcz6lkowski y otros, 1975), aflora cerca de Guane y se prolonga bacia el mogote San Carlos donde esta cubierta por Ia unidad Viii.ales. Muestra una direcci6n NNE-SSW. Esta situada dentro de Ia elevaci6n de Guane que se une a la depresi6n de San Carlos bacia el nordeste. Alli se puede obser· var una inclinaci6n clara del eje hacia el NNE de la depresi6n. La unidad Sierra de Guane com· prende la Formaci6n Jagua y Ia parte inferior de Ia Formaci6n Guasasa. Sobre Ia base de Ia situaci6n tectonica general se puede suponer que Ia unidad Sierra de Guane es un equivalente de la unidad Infierno, esta situada en un nivel inferior que esta.

UNIDAD INFIERNO

Esta es una de las unidades mas extensas de la zona de mogotes. Sus afloramientos se encuentran en un area situada entre el mogote Zacarias al este y la sierra del Pesquero al oeste. Esta mejor desarrollada entre Viiiales y Sumidero, esto es, dentro de Ia elevaci6n Pons y sobre sus vertientes, principalmente en las meridionales. Algunos mogot"'s estan constituidos principalmente por las formaciones que pertenecen a Ia unidad Infierno.

En la mayoria de las areas la unidad Infiemo descansa directamente sobre la parte mas alta de la unidad valle de Pons (fig. 40B). Esto es en particular cierto, en los valles de Pons y Pica Pica. En el area de Viii.ales, en su parte inferior,

101

hay remanentes de la Formaci6n San Cayetano, de la Formaci6n Jagua y de la Formacion Guasasa completa (figs. 41A, 41C y 42A, 42C) , y, bacia el oeste de Santo Tomas, no se encuentran las formaciones San Cayetano, Jagua ni la parte inferior de la Formaci6n Guasasa. Tambien en la sierra del Pesquero se pueden observar las unidades litoestratigraficas mas bajas que las calizas estratificadas de la Formaci6n Guasasa.

Se puede llegar a ·la conclusion de que a parte del desprendirniento general en el contacto de la Forrnacion San Cayetano y de la Forrnacion Jagua, tuvo lugar otro desprendimiento en una parte de la unidad Infierno en el limite de las calizas masivas con las calizas estratificadas de Ia Formacion Guasasa, durante Ia diferenciaci6n del nappe inicial. Como se ha dicho antes, aquellas formaciones que en un inicio pertenecian a Ia unidad Infierno es posible que luego formaran Ia unidad Quemado descansando en la base de la primera.

La, unidad Infierno consiste en las siguientes formaciones: al este existen rernanentes de las formaciones San Cayetano, Jagua, Ancon y

A s

8 s

0 lOOm

Fig. 41. A-Corte de la ladera occidental del valle Pica Pica. 1-Unidad Viftales: Formaci6n Guasasa; 2-For· maci6n Jagua; 3-unidad Infierno: Formaci6n Pica Pica; 4-Formacion Anc6n; 5-Formaci6n Guasasa; 6-unidad Valle de Pons: Formaci6n Pica Pica.

B-Corte. a traves del mogote El Taro en el valle Pons.

1-unidades ViiialP.s: Formaci6n Guasasa; 2-Formaci6n Jagua; 3-fragmentos de la Formaci6n San Caye·

102

Pica Pica, y, en el oeste, la Formaci6n Guasasa, sobre todo su parte mas alta, representada por ca!izas estratificadas. Estas ultimas rocas mencionadas, por lo general cornienzan el perfil de la unidad Infierno, quf" descansa en contacto tectonico sobre los depositos de la Formaci6n Pica Pica o sobre el melange de la unidad valle de Pons, asi como sabre la Formaci6n Jagua de la unidad Quemado, en un area limitada. La Formaci6n Guasasa esta recubierta por las Formaciones Anc6n y Pica Pica. El perfil termina con las rocas del melange de pequefio espesor (si se les compara con el melange de Ia unidad valle de Pons) .

La unidad Infierno esta sobrecorrida y en muchos lugares parcialmente cizallada por la. superpuesta unidad Celadas (Danilewski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975) y pot la unidad Viiiales. En el sur, la unidad Infierno esta cubierta por las unidades de nappe de las Alturas de Pizarras del sur.

N

La unidad Infierno se caracteriza por su espe·· sor estructural variable y por el desprendimiento dentro de la Forrnaci6n Guasasa. Su maximo es-

c w

E

0 BOrn

tano; 4-unidad Infierno, Formaci6n Pica Pica con melange en el tope; 5-Formaci6n Anc6n; 6-Formaci6n Guasasa.

C-Corte a traves de la ladera oriental del valle Luis Lazo.

1-Unidad Viiiales: Formaci6n Guasasa; 2-unidad Infierno: Formaci6n Pica Pica; 3-Formaci6n Anc6n; 4-Formaci6n Guasasa; 5-unidad valle de Pons: Formaci6n Pica Pica.

w

0 60m 0

Fig. 42. Cortes a traves de la sierra de Cabezas. A-Unidad Vifiales; 1-Formacion Guasasa; 2-Formaci6n Jagua; unidad Infierno; 3-Formaci6n Anc6n, Formaci6n Guasasa; unidad valle de Pons: 5-melange; 6-Formacion Pica Pica.

B-Unidad Vifiales; 1-Formaci6n Guasasa: unidad In-

pesor puede ser estimado, aproximadamente, en 400 m (Sierra del Infierno, Sierra de Cabezas) , pero en muchos lugares aparece muy reducido,

A

s N

N

s N

80m 0 40m

fierno; 2-Formaci6n Pica Pica con melange en e1 tope; 3-Formaci6n Anc6n; 4-Formaci6n Guasasa.

C-Unidad Viiiales: 1-Formaci6n Guasasa; 2 y 3-Formaci6n Jagua; 4-Formacion San CayP.tano; unidad Infierno: 5-Formaci6n Pica Pica; 6-Formaci6n Anc6n; 7-Formaci6n Guasasa.

basta 30-60 m solamente. Esto se debe a la contracci6n y desprendimiento de la porci6n inferior de la secuencia litol6gica durante el transporte tect6nico, asi como al cizallamiento de la parte superior de la secuencia (fig 43) , a causa del sobrecorrimiento de las unidades tect6nicas mas altas, y de los cizallamientos y desprendimientos internos que conducen al adelgazamiento de las unidades por movimientos diferenciales en las areas de tensi6n local. Esto se distingue particularmente en la elevaci6n Pons. Segun Danilewski (en Pszcz6lkowski y otros, 1975) las calizas estratificadas sobrecorridas al norte, han sido divididas adicionalrnente en dos porciones, una de las cuales constituye ahora la unidad Celadas.

En Ia unidad Infierno existen muchas fallas inversas inclinadas 30 a 400 a consecuencia del cizallamiento donde, a lo largo de algunos de los pianos de fallas, han ocurrido sobrecorrimientos pequefios. La orientaci6n de los pianos de las

Fig. 43. Cortes a traves de: A y B-sierra Quemado y C-sierra de Cabezas.

A-Unidad Vifiales: 1-Formacion Guasasa; unidad lnfiemo: 2-Formaci6n Pica Pica; 3-Formad6n Anc6n; 4-Formaci6n Guasasa; unidad Qu'!mado; 5-Formaci6n Jagua, calizas estratificadas con concreciones; 6-calizas conchiferas.

B-Unidad Viiiales: 1-Formaci6n Guasasa; unidad Infierno: 2-Formaci6n Pica Pica; 3-Formacion Anc6n, 4-Formaci6n Guasasa; 5-unidades de nappes de las Alturas de Pizarras del sur.

C-Unid'ad Viiiales: 1-Formaci6n Guasasa; unidad Infierno: 2~Formaci6n Pica Pica con melange en el tope; 3-Formaci6n Anc6n; 4-Formaci6n Guasasa: unidad Valle de Pons; 5-Formacion Pica Plea y melange.

103

fallas y el estado de la tension restablecida a partir de ellos, concuerda con Ia direccion general del transporte de las estructuras de Ia Sierra de los Organos. Lo mas probable es que este sistema de cizallamientos este relacionado con sobrecorrimientos de unidades superiores. Resulta caracteristico que en la unidad valle de Pons ocurran distintas deformaciones.

La unidad Infiemo rnuestra mayor homogeneidad de las deforma~iones que otras unidades, lo cual se debe a su relativa uniformidad mecanica (predominio de calizas estratificadas).

La unidad Infierno se continua a traves de distancias Iargas, paralela al eje de la estructura de Ia Sierra de los ·Organos. Ademas de la faja de mogotes, una parte de los afloramientos de las calizas estratificadas, que aparecen en las ventanas y semivPntanas dentro de las Alturas de Pizarras del sur, pueden ser interpretadas como fragrnentos de la unidad Infierno.

UNIDAD CELADAS

Esta unidad fue diferenciada por Danilewski (en Pszczolkowski y otros, 1975) . Su extension es limitada y se deriva de la unidad Infierno.

A s N

0 40m

c E 0

0 40m

F~g. 44. Cortes por: A-La parte oriental del valle Pica Ptca; B-Mogote Resolladero dd valle Luis Lazo; CMogote Resolladero del valle Pica ·Pica.

~-Unidad Vifiales; l-Formaci6n Guasasa; unidad Infierno; 2-Formaci6n Pica Pica; 3-Formaci6n Ancon· 4-Formaci6n Guasasa. '

104

UNIDAD VI&ALES La ~.:mida~ Viii.ales ~s un equivalente parcial de

la u':udad s1erra Sum1dero-sierra de Vi.fiales (Rigassl St~der, 1963) y es una de las mas grande de la faJa de mogotes. Ocurre desde Caiguanabo, en el este, hasta el mogote San Carlos, en el suroeste. Las partes superiores de Ia mayorfa de los mogotes estan constituidas por calizas masivas que pertenecen a la Formacion Guasasa (Miembro San Vicente) (fig. 44) , Esto hace que esta ~nidad resulte reconocible en el campo con facihdad. En San Andres y Ia sierra de Celadas los afloramientos rnuestran un dise.fio lineal 'formado por algunas cadenas de mogotes, Io cual se debe a inclinaciones bastante marcadas bacia el norte de los estratos de la unidad Vifi.ales en esa parte de la Sierra de los Organos.

El area es una deprPsi6n estructural (mogote Pancho Luis-Pico Simon). Hacia el oeste en Ia elevacion Pons, los buzamientos son mas . suaves. La unidad Viiiales forma alli sombreros tectonicos, que perrnanecen sobre las unidades Infierno y Celadas o sobre Ia unidad valle de Pons. Cerca del rn<?~ote San Ca~los, en una depresi6n, Ia uni· dad Vmales esta b1en desarrollada y constituye

B

so NE

0 40m

B-Unidad Vifiales:· l-Formaci6n Guasasa; 2-Formaci6n Jagua; unidad Infierno: 3-Formaci6n Pica Pica· 4-Formaci6n Anc6n; 5-Formaci6n Guasasa; 6-uni: dad valle de Pons.

C-U~i~ad Vifiales; 1-Formaci6n Guasasa - calizas est.ratiflca~as; 2:-calizas m~~ivas; 3-Formaci6n Jagua; umdad lnflerno, 4-FormaciOn Guasasa.

casi por entero el macizo montafioso San Carlos. En opini6n de Grodzicki (en Pszcz6lkowski y otros, 1975), quien la denomin6 unidad San Carlos, esta cizalla horizontalmente desde el sur a la unidad sierra .de Guane y, por el norte, descansa horizontalmente sobre la unidad sierra del Pesquero (unidad Infierno). Por el oeste, la unidad Vifiales es cizallada por una de las unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras del norte.

Es discutible si las rocas expuestas en las ventanas tect6nicas Los Portales-Luis Lazo pertenecen a la unidad valle de Pons o a la unidad Infierno. Segun Haczewski (en Pszcz6lkowski y otros, 1975) pertenecen mas bien a esta ultima.

La unidad Vifiales esta corrida sobre la unidad Infierno o sobre la unidad Celadas en Ia mayor parte del area de su ocurrencia, lo cual esta relacionado algunas veces, con grandes reducciones

s N

0 80m

B ~-1

60m .__.....___.

Fig. 45. Cortes por: A-Sierra Gramales d~l valle Pons; B-Sierra Gramales del vatle Pica Pica.

A-Unidad Viiiales: 1-Formacion Guasasa; 1-Formacion Jagua; 3-unidad Infierno (calizas estratificadas de la Formaci6n Guasasa); 4-unidad valle de Pons: rormaci6n Pica Picz. con una zona de melange en el lOpe.

B-Unidad Viiiales: 1-Formacion Guas11sa; 2-Formawn Jagua; unidad InfiP.rno; 3-Formaci6n Pica Pica ·ClOil melange en el tope; 4-Formaci6n Guasasa con fragu.entos de la formaci6n Anc6n; 5-unidad valle de Pons lttfu:ange).

tect6nicas ocurridas dentro de esas unidades. En algunos lugares descansa sobre la unidad valle de Pons (mogote Gramales) porque las unidades Celadas e Infierno estan reducidas (fig. 45) .

La unidad Vifi.ales abarca la parte superior de la Formaci6n San Cayetano y las formaciones Jagua, Guasasa, Anc6n, Pica Pica y el melange. En realidad, esas unidades litoestratigraficas no estan presentes en ningun Iugar. Aunque las porciones inferiores de Ia unidad Viiiales contienen los estratos mas altos de la Formaci6n San Cayetano, en muchos sitios el perfil de la unidad comienza con calizas interestratificadas con argilitas, con concreciones de la Formaci6n Jagua, o calizas estratificadas de la Formaci6n Guasasa. Es cierto que, debido a la contracci6n tect6nica, no siempre se conserva la parte superior del perfil. Las secciones estratigraficas completas se pue-

A s N

s

c s

0 80m

Fig. 46. Corte por: A-Sierra cte Cabezas-. en la parte sur del valle Pica Pica.

B-Sierra de Cabezas en la parte norte del valle Pica Pica.

C-Sierra Quemado.

A y B-Unidad Viiiales: 1-calizas estratificadas de la Formaci6n Guasasa; 2-calizas masivas de la formacion Guasasa; 3-unidad Infierno.

C-Unidad Viiiales - 1-unidad Infierno: 2-Formaci6n Pica Pica; 3-Formacion Anc6n; 4-Formaci6n Guasasa.

105

den encontrar en sitios donde se mantienen las unidades superiores que cubren la unidad Vifiales, esto es, en la depresi6n del mogote Pancho Luis-Pico Simon y en la depresi6n San Carlos (fig. 46). La unidad Viiiales esta sobrecorrida por la unidad Anc6n, que aparece en la parte oriental de la Sierra de los drganos. En Ia elevaci6n Pons y en Ia depresi6n San Carlos, Ia unidad Viiiales es la mas alta que puede observarse en la actualidad en esa parte de Ia zona de mogotes. Las unidades estructurales de las Alturas de Pizarras estuvieron sin dudas mas altas en esa zona, pero fueron erosionadas en el eje de Ia cordillera. Al este de Viiiales, la unidad que lleva ese nombre se oculta bajo las unidades de nappes de las Alturas de Pizarras del sur, Ia unidad Anc6n de la faja de mogotes y las unidades de Ia Sierra del Rosario. Calizas masivas de la Fonnaci6n Guasasa y calizas con concreciones de Ia Formaci6n Jagua, que afloran en algunas ventanas tect6nicas, pueden pertenecer a Ia unidad Viiiales. .

La tect6nica de Ia unidad Vi:iiales es bastante individual, como es el caso de las unidades valle de Pons e Infierno. La unidad Viiiales es menos uniforme· que la Infierno, como consecuencia de las propiedades mecanicas y litol6gicas de los complejos rocosos, y sirven solo para mencionar Ia presencia de calizas masivas de la Formaci6n Guasasa (Miembro San Vicente). Estas calizas, de considerable espesor, aparecen intercaladas entre la Formaci6n Jagua, que consiste en calizas bien estratificadas y argilitas asi como las calizas estratificadas de la parte superior de la Formaci6n Guasasa. Esta litologia debe baber controlado las deformaciones de Ia unidad completa de una manera decisiva. Las deformaciones en el limite de las formaciones Guasasa y Jagua se expresan por ligeros plegamientos de las capas mas altas de la Formaci6n Jagua, deslizamientos que, con bastante frecuencia ocurrieron entre los estratos y brecbas locales.

Las calizas masivas reaccionaron como cuerpos rfgidos sujetos a deformaciones disyuntivas. Los deslizamientos, cizallas y desprendimientos, tambien son frecuentes en Ia zona transicional entre las calizas masivas del Miembro San Vicente y las calizas estratificadas de la misma Formaci6n Guasasa.

En -la sierra de Cabezas se pueden observar desprendimientos locales y una discrepancia de aproximadamente 10 a 15• en los Hmites de las calizas estratificadas y masivas de la Formaci6n Guasasa.

UNIDAD SIERRA DE LA GOIRA

Esta unidad se extiende desde San Diego de los Baiios al este, basta San Andres en el oeste. Abar-

106

ca las formaciones San Cayetano, Jagua, Guasasa (M;iembro San Vicente), Anc6n y Pica Pica. Las unidades de Los Bermejales y de la Lorna Colorada (Pszcz6lkowski. 1977) de la Sierra del Rosario cabalgan sobre ella. El plano de sobrecorrimiento tiene poca inclinaci6n en algunos lugares y se vuelve mas escarpado basta alcanzar 45•. Los buzamientos dentro de Ia unidad son aproximadamente de 30 a so· bacia el norte. En su parte oriental, la unidad sierra de Ia Giiira esta corrida sobre las unidades de las Alturas de Pizarras del sur. La situaci6n cambia bacia el oeste y las unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras del sur se superponen a las unidades de la sierra de Ia Gi.iira. Estas complicaciones se deben a pequeiios sobrecorrimientos invertidos que siguen a la fase principal del transporte tect6nico (Piotrowski/ en Pszcz6lkowski y otros, 1975).

UNIDAD ANCON

La unidad Anc6n aflora en la parte oriental de Ia Sierra de los Organos basta el este de la elevacion Pons. Constituye Ia unidad mas alta de Ia faja de mogotes (Rigassi Studer, 1963).

La unidad Anc6n comprende las formaciones desde San Cayetano basta Pica Pica; pero en la base y en las porciones superiores de esta ultima existen frecuentes desprendimientos y reducciones tect6nicas (Danilewski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975) . La unidad Anc6n esta sobrecorrida por la unidad La Paloma, que pertenece al area de Ia Sierra del Rosario. Segun la opini6n de Danilewski ( op. cit.) dicba unidad se ba corrido desde . el norte sobre Ia unidad Anc6n · pero consideramos que se corri6 desde el sur: como sucede con todas las otras unidades de nappes escamados (Hatten, 1957; Rigassi Studer, 1963; Piotrowska, 1975).

UNIDADES DE NAPPES ESCAMADOS DE LAS ALTURAS DE PIZARRAS DEL SUR

El area situada al sur y al sureste de Ia faja de mogotes se extiend~ basta Ia zona de Mestanza. Esta formada, principalmente, por rocas pertenecientes a la Formaci6n San Cayetano las que forrnaron muchos nappes escamados o escamas. Debido a Ia pobre diferenciaci6n litol6gica de la Formaci6n San Cayetano y a Ia falta de datos paleontol6gicos, resulta dificil la separaci6n de esas escamas. Las unidades babfan sido denominadas unidades de · nappes-escamas de las Alturas de Pizarra del sur (Piotrowska, 1975), y pueden ser observadas en Ia parte suroriental de la Sierra de los Organos, desde San Diego de los Baiios basta la vecindad de Guane.

£1 limite septentrional de las unidades de las Alturas de Pizarras del sur coincide con el limite morfologico entre las lomas pizarroso-arenosa~ y los mogotes calcareos. El sobrecorrirniento de estas unidades por encima de las unidades calcareas se observa en muchos lugares a lo largo del margen septentrional de las Alturas de Pizarras del sur. Por regia general, el plano de sobrecorrimiento es· horizontal o buza ligeramente hacia el sur. En algunos casos se observaron vertientes mas empinadas. Dentro de la zona de contacto observada entre Sumidero y Luis Lazo (figs. 47 A, 47B) ocurren algunos desplazamientos sobre los pianos de fallas de rechazo horizontal. Pizarras y areniscas de la Formaci6n San Cayetano, pertenecientes a las unidades de las Alturas de Pizarras del sur, contactan con las calizas de la Formacion Guasasa de Ia unidad Vifiales. La zona de falla esta bastante diferen-ciada, con muchos espejos tectonicos, casi verticales, en las calizas de la Formaci6n Guasasa. Existen muchas generaciones de surcos de deslizamiento, entre las cuales predominan los verticales. Hay un horizonte de pequefios pliegues de arrastre cuya amplitud es de 1,5 a 2 em. Sus ejes son horizontales. La asimetria de estos pliegues de arrastre demuestra que el lado meridional de la falla se movio hacia abajo, esto es, aquel constituido por unidades de nappes de las Alturas de

A s N

100m

8

s N

60m -~-~

Fig. 47. A. y B-Zona de falla en las cercanias del mogote. _Surmdero: Sc-Formaci6n San Cayetano; G-Formacton Guasasa; P-Formaci6n Pica Pica.

s

Pizarras del sur. Se pod ria presumir que esta falla se estira hacia el este, a lo largo del margen de los mogotes hasta Sumidero, y hacia el oeste, hasta el mogote San Carlos. La amplitud es mas bien pequefia y varia de un Iugar a otro. Consiste en una falla de charnela o una zona de falla acti· vada muchas veces, que mostr6 diferentes direcciones de desplazamiento. Tampoco se pueden excluir los desplazamientos o rechazos horizontales. Segtin el doctor Lillienberg, de la Academia de Ciencias de la URSS (informacion oral) , esta zona presenta un cambio definitivo de tamafio y movimientos verticales recientes. El area situada bacia el sur. esto es, las Alturas de Pizarras del .sur.- esta realmente sujeta a movimientos de elevaci6n minimos, mientras que la parte de la zona de mogotes que se encuentra al norte de la linea Sumidero-Luis Lazo, muestra movimientos positivos que difieren del promedio en Ia cordillera. Por tanto, deben aparecer algunas zonas disyuntivas que concuerden con las lineas estructurales de la Sierra de los Organos y que acentuen de forma adicional el caracter de elevacion de esa zona, a pesar del hecho de que las unidades de nappes de las Alturas de Pizarras del sur estan corridas sobre las unidades calcareas. Estas zonas pueden ser observadas a lo largo de la vertiente meridional a traves de una elevaci6n estructural longitudinal de Ia faja de mogotes.

N

0 lOOm

~ y D-Cortes a traves de SiP.rra Quemado: 1-Formact6n Guasasa; 2 y 3-Formaci6n J agua; 4-Formaci6n San Cayetano.

107

El sobrecorrimiento de las unidades de nappes de las Alturas de Pizarras del sur sobre las unidades calcareas, es observable en muchos lugares dentro de la zona de contacto entre las Alturas de Pizarras y Ia zona de mogotes. En mucbas semiventanas tect6nicas, que son depresiones estructurales, se pueden encontrar sedimentos de las formaciones Jagua, Guasasa, Anc6n, Pica Pica y las rocas del melange. Estas rocas, probablemente pertenecen a_ las unidades Infierno y Viiiales, y estan recubiertas por areniscas y pizarras de la Formaci6n San Cayetano, de unidades de las Alturas de Pizarras del sur. Una depresi6n que se encuentra al sur de Cabezas constituye un ejemplo de dicha semiventana tect6nica. El contacto de las unidades de nappes de las Alturas de Pizarras del sur y de las calcareas, es suave, tranquilo. En algunas partes de Ia Sierra de los Organos esta perturbado como resultado de una fase de movimientos mas j6venes que el principal, lo cual ba provocado sobrecorrimientos re· tr6grados menores a lo largo de los pianos de fallas inversas, en algunas porciones de la faja de mogotes sobre las unidades de las Alturas de Pizarras. Este es el caso en la sierra de Ia Gtiira.

En la sierra Quemado, al norte de Isabel Maria, calizas estratificadas de la unidad Infierno buzan ligeramente hacia el norte y afloran en las paredes de los mogotes que ascienden desde la depresi6n . Estan cortadas a lo largo deJ plano inclinado hacia el sur por rocas de la Formaci6n San Cayetano, pertenecientes a las unidades de nappes de las Alturas de Pizarras del sur. Forman una especie de cuiia tect6nica presionada entre dos unidades calcareas: Infierno, la inferior y la unidad Vifi.ales Ia mas alta (ver figs . 47C, 47D). Fragmentos de esta ultima uni· dad contactan tect6nicamente con la Formaci6n

A s N

0 100m

8 s N

Fig. 48. Cortes a traves de sierra Quemado:

G-Formaci6n Guasasa: Gsv-calizas masivas; Gs--calizas estratificad'as; Sc-Formaci6n San Cayetano.

108

San Cayetano, en forma de dos pequeiios riscos. Las capas expuestas en esos riscos son semejantes a arcos casi verticales, que se doblan bacia el noroeste y de ese modo indican el transporte desde el sur-este.

El plano de contacto entre Ia unidad Vifiales y la Formaci6n San Cayetano de las Alturas de Pizarras del sur se inclina hacia el sureste en la misma direcci6n que los estratos de lc: .,o;maci6n San Cayetano (fig. 48) . Es muy posible que un deslizamiento retr6grado de los riscos de la unidad Viiiales este ocurriendo en la actualidad. EI origen de esta estructura puede ser explicado por Ia presion de una parte de la unidad de las Alturas de Pizarras del sur entre las unidades Infierno y Viiiales, combinado con el deslizamiento subsiguiente bacia el sureste, de fragmentos de· Ia unidad Viiiales. Este acufiamiento es de aproximadamente 150_ m de longitud y puede ser ras.treado hasta cerca de 500 m. El ejemplo antenor _demuestra que el margen septentrional de las umdades de nappes de las Alturas de Pizarras del sur, dentro de Ja zona de contacto con las unidades calcareas, es extremadamente complicado en muchos lugares, debido a deformaciones disyuntivas orientadas de forma lineal y longitu· dii~aL Un lineamiento a lo largo del cual aparecen las ventanas tect6nicas al norte del cerro de Cabras, deberia clasificarse entre dichas estructuras.

Las unidades dP nappes de las Alturas de Pizarras del sur sobrecorren varias un:dades tectO. nicas de la zona de mogotes y asi sobrepasan la unidad Vifiales. Mas hacia el suroeste, a la altura del mogote Sumidero, Ia unidad Infierno emerge desde abajo del sobrecorrimiento de las Alturas de Pizarras del su:. En los mogotes Sumidero y San Carlos las umdades de Alturas de Pizarras del sur hacen contacto de nuevo con Ia unidad Viiiales. Esta desaparece bacia el suroeste, y cerca de Guane da paso a unidades inferiores tales como la sierra de Guane y Paso Real.

Las observaciones de esos contactos parecen fundamentar la existencia de ondulaciones transversales descritas con anterioridad, debido a que en las areas de elevaci6n, las unidades calcareas mas altas estan tect6nicamente reducidas o no aparecen en modo alguno. Asi, pues, es posible que el origen de las ondulaciones transversales haya estado relacionado con una fase relativamen. te temprana de transporte tect6nico.

Desde el sur y el sureste, la extension de las unidades de manto de las Alturas de Pizarras del sur esta limitada por unidades metamorfizadas superpuestas. La zona de contacto es compleja, en muchas partes resulta dificil de rastrear y su mmbo concuerda con la direcci6n estructural general de la Sierra de los Organos, aunque localmente aparece una clara discordancia respecto al

plano de sobrecorrimiet1tO de las unidades metamorfizadas.

En el area del Cerro de Cabras, las unidades de ·nappes de las Alturas de Pizarras del sur estfm cubiertas por un sombrero tect6nico de considerable tamafio. La discordancia es solo de unos pocos grados. Fue considerada como una unidad de nappe metamorfizada separada, es decir, la de Cerro de Cabras (Piotrowska, 1972, 1975).

Se han realizado intentos para dividir las unidades de nappes de las Alturas de Pizarras del sur en elementos estructurales mas pequefios, lo cual se ha logrado mejor en el area estudiada por Piotrowski (en Pszcz6lkowski y otros, 1975), esto es, en Ia parte oriental de las Alturas de Pizarras del sur. Su criteria fundamental es independiente de los olanos de sobrecorrimientos trazables, la concordancia de direcciones estructurales en las partes especificas de las Alturas de Pizarras del sur. Este metodo permite distinguir multiples unidades, con caracter de nappes escamados, que han sido individua]izadas durante e] transporte tect6nico. En el area de Isabel Maria y Cayo San Felipe aparece una unidad que es muy interesante, ya que sus rumbos se acercan a la direcci6n nortesur en una gran area y, simultaneamente, son casi perpendiculares a las dirPcciones predominantes observadas en las unidades inferiores de las Alturas de Pizarras del sur. Es posible que alii haya tenido Iugar una rotaci6n o mas bien una torci6n de la unidad transportada y se presume que se debe a un cambio de campo de fuerzas locales.

Las unidades escamadas de las Alturas de Pizarras del sur mustran rasgos de deformaci6n peculiares, que se han desarrollado durante el transporte tect6nico de la fase tectonica principal o durante movimientos mas recientes. Plegamientos mayores, de una amplitud de varias decenas o centenas de metros completamente conservados, aparecen solo esporadicamente. Lomas frecuente son los flancos normales de sinclinales y antidinales escamados y las charnelas anchas unidas a cizallas que pasan por pequefios sobrecorrimientos. Son frecuentes plegamientos de una amplitud de 0,5-8 m. En esas estructuras predominan los plegamientos concentricos (plegamientos de flexion) con desprPndimientos frecuentes en los lfmites de los estratos y con cizallas internas de las partes de las estructuras. Los pliegues disarmonicos no se observan. Los paquetf's de rocas de la Formaci6n San Cayetano con estratos de relativo pequefio espesor y con espesores comparables de areniscas y pizarras, muestran una resistencia bastante uniforme, a la deformacion tect6nica. Por lo general, ocurren deformaciones disarm6nicas en zonas donde paqu~tes de areniscas mas gruesas (o con predominio de este tipo de roca) entran en contacto con un paquete arcilloso. En tales casos son co-

munes los desprendimientos y cizallamientos en los contactos de los complejos rocosos y desplazamientos diferenciados con el dPsarrollo de, por ejemplo, pliegues de arrastre o, tambien, la formaci6n de pliegues durante una fase inicial de deformaciones. Los pliegues en desarrollo estuvieron su ietos a cizaqamientos que pasaron a escamas durante Ia fase temprana de su formacion, debido a la heterogeneidad de los paquetes de rocas. Los plegamientos concentricos son comunes. La porcion exterior de estos contiene capas de areniscas y las porciones interiores, paquetes de pizarras disarmonicamente plegadas. Por regia general, la parte interior de las capas arcillosas esta mucho mas deformada que Ia parte exterior. Las estructuras invertidas se comportan en forma bastante diferente, esto es, en el caso en que el nucleo este constituido por areniscas y las pizarras se encuentren en Ja parte exterior. En dicho caso, el nucleo perfora los esquitos arcillosos circundantes sin ninguna deformaci6n plastica, pero causando zonas de concentracion intensificada de pliegues de arrastre dentro de las pizarras. Tales fen6menos son caracteristicos, tanto en los plegamientos anchos como en los estrechos, asi como tambien, en pequefias charnelas. El patron zonal de deformacion es otro rasgo caracteristico en estos compleios rocosos. Algunas zonas muy deformadas presentan muchas estructuras diversas, mientras oue otras, sobre todo los .paquetes arcillosos estan apenas afectados por las deformaciones y acaso tienen un mimero insignificante de ellas. Este fen6meno esta relacionado con la litologia de la Formacion San Cayetano. Los paquetes arPno-arcillosos inclinados pertenecientes a las unidades de escamas de las Alturas de Pizarras del sur estan acufiados, con frecuencia, entre pianos de fallas entrecruzadas de origen diferente. La direcci6n de desplazamiento, interpretada segun Ia inclinacion de pliegues y escamas asi como tambien por meclio de las charnelas cerca de los olanos de falla, muestra una desviaci6n hacia el norte o bacia el noroeste.

El grado de deformaci6n es particularmente variable en las estructuras de boudinage que se observan en las capas de areniscas menores de 1 m de espesor, intercaladas en las pizarras. La tendencia al boudina~e concuerda, por lo general, con las tendencias de los ejes de las estructuras de plegamientos que de este modo indican la direcci6n general de las unidades tectonicas En el caso de que el boudinage represente la tendencia de desplazamiento relacionada con }as zonas de falla,. no se han podido sacar conclusiones generales sobre la orientaci6n de estas bacia los sistemas de disyunci6n (Wilson, 1961). Un tipo peculiar de boudinage se ha desarrollado en las zonas de tension local causada por movimientos diferenciales, lo que ha dado por resultado la

109

coexistencia de un boudinage de. tension B, con e1 concordante A, solo en pequefias distancias.

Las estructuras disyuntivas muestran gran variabilidad desde clivaie fino hasta grandes zonas de falla. El clivaje es facilmente reconocible, pues son paralelepipedos alargados de bas~ romboidal, rectangular o cuadrada que aparecen en despojos de la Formacion San Cayetano, y constituyen un rasgo caracteristico. En sentido general, son estructuras en forma de }apices y su origen sera explicado posteriormente, en este mismo texto. El clivaje asociado con zonas de falla es muy comun en las Alturas de Pizarras del sur y, en general, no tiene significacion alguna para el amilisis de los problemas estructurales.

Las unidades de las Alturas de Pizarras del sur afloran en una depresion longitudinal. tal vez poco profunda. Las ventanas tect6nicas de Cayo San Felipe y Calientes quizas constituyan una zona de elevaci6n subordinada. La tendencia estructural de esta zona se dpbe a ]a tect6nica disyuntiva, y esta orientada en forma longitudinal, en concordancia con el rumba estructural principal en la Sierra de los Organos.

UNIDADES DE NAPPES ESCAMADOS DE LAS ALTURAS DE PIZARRAS DEL NORTE

Una faja ancha de afloramientos de unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras del norte esta formada principalmente por la Formacion San Cayetano. Desde Ia vecindad del rio Malas Aguas estas unidades se extienden hasta Guane y Mantua. En el este la faja en cuestion tiene una anchura de solo 12 km, sin embargo, se ensancha hacia el suroeste cerca de Guane y llega a alcanzar una anchura de 25 km. .

En el noroeste, las unidades de las Alturas de Pizarras del norte limitan, a lo largo de un sobrecorrimiento, con Ia zona estructuro-facial La Esperanza que emerge par debajo de la primera. Este contacto tect6nico es de caracter complejo, de ·sobrecorrimiento y de falla. Su posicion resulta dificil de definir en muchos lugares. Cerca de Santa Lucia se com plica por un sistema de fallas verticales e inclinadas con las cuales estan asociadas los yacimientos minerales polimetalicos de Santa Lucia-Castellano. La inclinaci6n del plano de sobrPcorrimiento varia considerablemente en esa zona. En algunas Iocalidades este plano es casi horizontal, en otros sitios, debido a la rotaci6n de los bloques o a las perturbaciones de tipo de fallas, es definitivamente mas inclinado. La situaci6n es diferente en el area suroeste de Baja donde el sobrecorrimiento solo muestra una pequefia inclinaci6n. Las complicaciones relacionadas con Ia tect6nica disyuntiva ocurren tambien en esta zona, pero no son tan grandes como en el oeste. En algunos lugares las rocas de la zo-

110

na La Esperanza sobrecorren las unidades de las Alturas de Pizarras del norte en pequefias areas, debido tal vez, a los movimientos de direcci6n contraria a Ia direcci6n principal del transporte tectonico de la fase orogenica (Danilewski, 1972; Piotrowska, 1972). Sin embargo, en la mayoria de los casas, las unidades de las Alturas de Pizarras del norte se superponen a la zona estructuro-facial La Esperanza. Esto es el resultado del analisis de las perforaciones efectuadas cerca de Santa Lucia, en· las cuales aparecen bajo los depositos de San Cayetano fragmentos de rocas, de espesor variable, tipicos para el melange, los que a su vez suprayacen las areniscas de Ia zona La Esperanza. Estas rocas contactan tectonicamente con la Formaci6n San Cayetano. Cerca de Dimas, las areniscas y las calizas de Ia zona La Esperanza emergen desde abajo de la Formacion San Cayetano.

En el sur y en el sureste, los nappes escamados de las Alturas de Pizarras del norte descansan ~obre varias unidades de la faja de mogotes. Los pianos de sobrecorrimientos de las unidades de las Alturas de Pizarras del norte estan par lo general poco inclinados u horizontales. En las zonas de contacto, se pueden observar reducciones tectonicas considerables en las unidades litologicas de elementos estructurales, que existen bajo el sobrecorrimiento. Por ejemplo, en el valle de Pons, en el lecho del rio Arroyo La Mina, debajo de las areniscas y argilitas de Ia Formacion San Cayetano aflora una zona, de aproximadamcnte 2 m de espesor, compuesta par fragmenos alargados de capas (el promedio de longitud del eje mas largo alcanza 0,8 m) derivadas de la unidad tectonica suprayacente; esto es, las Alturas de Pizarras del norte junto con bloques lentiformes de Ia Formaci6n Anc6n pertenecientes a la unidad valle de Pons. Los espejos tectonicos y los surcos de deslizamiento pueden observarse casi en cada uno de estos bloques. La Formaci6n Ancon de la unidad valle de Pons, esta reducida a 1 m de espesor y la estructura interna de la roca muestra orientaci6n direccional de componentes y recristalizaci6n fuerte.

Ellimite nororiental de las unidades de nappes de las Alturas de Pizarras del norte es dificil de definir. Puede observarse en el esquema tectonico (ver fig . 3), que en dicho limite contactan las unidades de Ia sierra del Rosario -Lorna del Muerto y La Paloma-, las cuales se continuan desde el NE (Danilewski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975), con las de la Sierra de los Organos -Alturas de Pizarras del norte-. Debido a Ia litologia igual de la formaci6n San Cayetano y a la consistencia de las tendencias estructurales, ellimite f' ntre las unidadesde Ia lorna del Muerto y de La Paloma de un lado y de las Alturas de Pizarras del norte del o'tro lado, aparece sefialado en el esquema solo en forma aproximada (ver figs. 34 y 35) .

Las unidades de nappes de la Sierra del Rosario que se superponen a las unidades de la . Sierra de los Organos dentro de la cordillera de Guaniguanico (Pszczolkowski, 1977) se adelgazan en esta parte del area y por debajo de elias aparecen las unidades de la Sierra de los Organos que contienen tambien las rocas de la Formacion San Cayetano. Delinear un limite entre estas unidades plantea serias dificultades. Segun opinion de Danilewski (en Pszczolkowski y otros, 1975) todos los afloramientos de la Formacion San Cayetano a lo largo de una zona, desde La Palma en el este hasta la vecindad del rio Malas Aguas en el oeste, pertenecen a las unidades de la region de la Sierra del Rosario. A pesar de todo, los depositos de la Formacion San Cayetano que afloran al suroeste de las Minas de Matahambre, muestran analogfas mas intimas con los de la Sierra de los Organos que con los de la region de la Sierra del Rosario.

Las observaciones sedimentol6gicas de Haczewski (1976), muestran que los depositos de la Formacion San Cayetano dentro de las Alturas de Pizarras del norte -salvo el area situada entre Ia faja de mogotes y las ventanas tectonicas de Limonar, asi como el area al sur de Mina Francisco-, difieren mucho de aquellos que afloran en la Sierra del Rosario, en particular en las unidades La Paloma y Cinco Pesos. Es posible que una parte de las unidades tectonicas (Alturas de Pizarras del norte, lorna del Muerto, Coralillo, San Cayetano y La Llave), representaran un conjunto estructural de un area transitoria entre las facies tipicas para la Sierra de los Organos y la Sierra del Rosario. Estos problemas necesitan estudios adicionales en el area situada entre el rio Malas Aguas y La Palma.

El area de aparicion de las unidades de las Alturas de Pizarras del norte coincide con una depresion longitudinal. Algunas elevaciones subordinadas aparecen dentro de esta depresion, como sucede con las de Cayo las Damas, Limonar, La Manaja y Mantua. Estas son ventanas tect6-nicas en las cuales aflora una parte de las unidades calcareas. El patr6n lineal de estas ventanas indica una intima relacion de las elevaciones con la tectonica disyuntiva. Ademas, las serpentinitas afloran en la ventana tect6nica Cabeza de Horacio, al norte de la elevaci6n La Manaja~Mantua, y estan recubiertas por las unidades de las Alturas de Pizarras del norte. En este sentido se puede hablar de la existencia de una elevacion Cabeza de Horacio.

Los elementos longitudiriales principales mencionados antes estan diversificados, lo cual se ejemplifica mejor por la depresi6n Matahambre (Piotrowska, 1972, 1974, 1975), que esta expuesta cerca de Minas de Matahambre hasta el norte de Ia elevaci6n Cayo las Camas-Limonar. Las unidades tectonicas se ocultan rapidamente

hacia el noroeste, a lo largo de la ladera septentrional de la depresion. Se puede suponer que existe una falla o flexion, no observab:e en superfide, que causa Ia rapida inclinacion de la base de las unidades de nappes de las Alturas de Pizarras del norte. Este plano de base es todavia observable en superficie en las ventanas tectonicas de Cayo las Damas-Limonar. pero cerca de Minas de Matahambre, es decir, a una distancia de varios cientos de metros de dichas ventanas, alcanza una profundidad de mas de 1 400 m. A esa profundidad la Formaci6n San Cayetano aun no termina en la mina. Se puede suponer que una activa zona disyuntiva existio alii durante el sobrecorrimiento y entonces, las unidades de nappes llenaron la depresion. Durante el movimiento posterior dirigido hacia el sur, las unidades de las Alturas de Pizarras del norte estuvieron muy empaquetadas y despues escamadas en la depresion de Matahambre hasta mostrar, en muchos lugares, vergencia meridional. El limite noroccidental de la depresion de Matahambre esta marcado por el contacto de las unidades de las Alturas de Piiarras del norte con la zona estructuro-facial La Esperanza. La extensi6n de esa depresi6n es dificil . de definir en las direcciones noroeste y sudeste de acuerdo con el rumbo general de las estructuras de la Sierra de los Organos.

Hay que sefialar la existencia de otra elevaci6n cerca de Mantua, Ia cual forma una prolongaci6n de las elevaciones longitudinales del Cayo de las Damas, Limonar y La Manaja. Engrosamientos considerables de los afloramientos de las unidades tectonicas inferiores en 1a ventana tect6nica de Mantua, · muestran que se trata de una elevaci6n semejante a una cupula y, por tanto, diferente a la de la parte oriental del area donde muestra un disefio lineal. Asi, pues, se puede llegar a la Gonclusion de que la elevaci6n transversal mencionada esta marcada en esta area a traves de todo el complejo estructutal de la Sierra de los Organos.

La situacion es diferente en la parte central de•la Sierra de los Organos en el area de Pons y de Matahambre. En esta ?:ona una elevaci6n prominente de la faja de mogotes, Ia elevaci6n transversal Pons, hace contacto con Ia depresi6n Ma· tahambre.

Se han intentado distinguir en las Alturas de Pizarras del norte, unidades tect6nicas mas pequefias con caracter de escamas, las que, indudablemente, existen allf (Piotrowska, 1974). Se han realizado algunas subdivisiones cerca de la Mina de Matahambre (Laverov, 1967). Hatten (1957) distinguio dos unidades de nappes (thrust-sheets) cerca de San Cayetano y ubico el Hmite entre ellos, a lo largo de la prolongacion de las ventanas tectonicas de Limonar-Cayo las Damas. Estas unidades fueron clasificadas por Danilewski y

111

Pszczolkowski (en Pszcz6lkowski y otros, 1975), como de la region de la Sierra del Rosario (Ia unidad La Paloma y otras situadas mas al norte) En el area de Guane-Mantua, Grodzicki ( op. cit.) tambien distingui6 dos unidades estructurales dentro de las Alturas de Pizarras del norte. Hasta ahara no se ha realizado una correlacion de las unidades distinguidas en el area completa de las Alturas de Pizarras del norte.

Las unidades tect6nicas de las Alturas de Pizarras del norte, estan, por regia general, mucho mas detormadas en la zona que bordea la faja de mogotes, que en las Alturas de Pizarras del sur, pues el grado de deformaci6n disminuye de sur a norte. Las deformaciones son mas fuertes dentro de la unidad que aflora entre la faja de mogotes y las ventanas tectonicas del Cayo las Uamas y Limonar. Esta unidad tiene uniformidad de deformaci6n a traves de todas sus partes, aunque es mucho mas pronunciada en la seccion expuesta a lo largo del camino Pons·Matahambre, donde se observa un fuerte plegamiento (verdaderos pliegues, pliegues de clivaje, estructuras de boudinage, charnelas, etc.). y deformaciones disyuntivas (clivaje, en especial de fracturacion, estructuras de l<ipiz, mimerosas fallas, cizallamientos grandes y pequefios y cufias de paquetes de rocas). Las capas muestran cambios frecuentes de rumba y buzamiento y al mismo tiempo el plano de sobrecorrimiento de la unidad en cuesti6n es casi horizontal. La situaci6n es bastante diferente P.n la unidad situada mucho mas al norte, cerca de Minas de Matahambre. Esta unidad tiene rumbos de direcci6n NW-SE mas bien ccnstantes, e inclinaciones de 50 a 80° hacia el norte. Se puede decir que buza monoclinalmente bacia el NW, al menos en algunas areas. Sus defonnaciones mas caracteristicas son estructuras de boudinage, charnelas suaves, dzallas, desprendimientos intraestratales y clivaje local, este ultimo conectado sobre todo con dislocaciones dentro de la unidad. Mucha mas al norte las zonas de defonnaci6n son similares a aquellas conocidas en las unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras del sur. Una de dichas zonas aparece en la parte septentrional del pueblo de Minas de Matahambre y esta orientada segun Ia direcci6n de las estructuras, y asociada con un cambia en su litologia, en el limite de diversos paquetes rocosos. El paquete arcilloso-arenoso contacta con uno arcilloso que lo recubre.

Los buzamientos de las capas, en las unidades particulares ·de las Alturas de Pizarras del norte, disminuyen bacia el norte. Cerca de los pianos de fallas de buzamientos abruptos, las capas son pronunciadas, bacia el norte, pero detnis del eje de un sinclinal o de un anticlinal, se hacen mas suaves. Las estructuras de este tipo pueden ser denominadas escamas, independientes de su ta-

112

mafio, el cual puede variar. Las unidades de nappes de las Alturas de Pizarras del norte, situadas mas al norte, son menos complicadas. Tanto la geometria como la frecuencia de las mesoestructuras sugieren la direcci6n del transporte teetonica en dicha area. Los desplazamientos fueron del sureste al noroeste por regia general, y tambien, hubo uno mas debit bacia el sur. Este ultimo puede asociarse con la fase principal de los movimientos con direcci6n norte, como perturbaciones locales del campo de fuerzas causados por una masa de resistencia. Los movimientos diferenciales de una direccion dada pueden haber sido acompafiados por deformaciones de direcci6n opuesta.

VENTANAS TECTONICAS LIMONAR-CA YO LAS DAMAS

Este es un elemento limitado, particularmente en su parte occidental, situado dentro de las uni• dades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras del norte debajo de las cuales afloran las formaciones Guasasa, Anc6n, Pica Pica y el melange. Las capas solo muestran buzamientos suftves en la parte oriental de la ventana, donde estan sobrecorridas por las rocas de la Formacion San Cayetano de las Alturas de Pizarras del norte. En la porci6n ubicada mas al oeste se observan buzamientos variables, desde 0 hasta 90°. La unidad que aparece en estas ventana~ pertenece al grupo de las unidades calcareas de la Sierra de los ·6rganos. La ventana tect6nica Limonar-Cayo las Damas indica el rumbo de la elevacion longitudinal subordinada, dentro de una depresi6n longitudinal mayor en el area de las Alturas de Pizarras del norte. En la zona de ventanas tect6nicas ocurren perturbaciones tectonicas localmente fuertes. Estas son, sabre todo, pliegues desarrollados en condiciones de alta plasticidad de las rocas. Sus ejes son verticales, lo que sefiala desplazamientos horizontales durante su desarrollo.

La zona Limonar-Cayo las Damas ha sido interpretada de diversos modos. Hatten (1957) considero Ia presencia de dos unidades que se sumergen hacia el norte, Ia mas baja de las cua· les (unidad Ancon) consiste en formaciones calcareas y Ia Fonnaci6n San Cayetano. ·La unidad mas septentrional fue empujada sobre lo anterior y esta fonnada integramente por la Forma· ci6n San Cayetano. Otras opiniones aceptan la existencia de una fractura profunda con despla· zamiento vertical considerable (Malinovski y Carassou, 1967, 1972, 1974). Observaciones de campo recientes, niegan todos esos conceptos. Las formaciones calccirefls no muestran contactos sedimentarios con la Fonnad6n San Cayeta· no, pero estan separadas de esta ultima por un plano de sobrecorrimiento; por consiguiente,

pertenecen a unidades tect6nicas diferentes. A lo largo de una zona escarpada de disyunci6n ocurrieron desplazamientos horizontales del tipo falla torcida. Posiblemente una zona de mayor discoritinuidad asociada a Ia elevaci6n superficial este presente en las partes mas profundas, pero apenas hay sefiales de ella en la superficie. Asf, Limonar-Cayo las Damas es una ventana teetonica alargada, en la cual afloran las formaciones d~ una de las unidades calcareas de Ia faja de mogotes. En algunos lugares de esa ventana se observan perturbaciones tectonicas causadas por movimientos transcurrentes.

VENTANA TECTONICA CABEZA DE HORACIO

AI sur de Dimas, en el area de Cabeza de Horacia aparecen afloramientos de gabro y rocas ultrabasicas serpentinizadas (Ducloz y Vuagnat, 1962) . El area de afloramiento de 5,5 km de largo por 2 km de ancho tiene forma lenticular. Estas rocas aparecen por debajo de las unidades sobrecorridas de las Alturas de Pizarras del norte. Segun Haczewski (en Pszczolkowski y otros, 1975) en esta area existen dos unidades planas que consisten en rocas ultrabasicas serpentinizadas, muy plegadas, pero que mantienen estructuras primarias. Estas rocas contactan con gabros. De lo anterior se deduce que estas rocas pueden haber aparecido en el area de Ia Cabeza de Horacia antes del sobrecorrimiento de las unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras del norte. A la luz de esta situaci6n, la idea de que las rocas ultrabasicas son una intrusion que penetro las rocas adyacentes de la Formacion San Cayetano (Ducloz y Vuagnat, 1962) es inaceptable. No hay contactos termales con los sedimentos de la Formaci6n San Cayetano (Skipinski, Haczewski, en Pszcz6lkows.ki y otros, 1975). Los contactos, por el contrario, son tect6nicamente discrepantes. Pequefios sombreros tectonicos de la Formacion San Cayetano se forman sobrc las rocas ultrabasicas. Presumiblemente las rocas que afloran en la ventana Cabeza de Horacia pertenecen a otra unidad tect6nica y no a las Alturas de Pizarras del norte. Pardo (1975),,las asign6 a Ia zona de Bahia Honda.12

UNIDADES METAMORFIZADAS

Se han distinguido tres unidades metamorfizadas: Mestanza, Pino Solo y Cerro de Cabras (Piotrowska, 1972, 1975). Dos de elias, Mestanza

~2 M. Somi~ Y. G. Millan (1981): Geologia de los compleJO~, metamorftcos de Cuba (•m idioma ruso), Izd. "Nauka , Moskva, expresaron otra opini6n. (N. del R.)

y Pino Solo, contactan una con Ia otra yen algunos lugares existe una transicion entre elias. La unidad Ce!:'rO de Cabras aparece en fonna de sombrero tectonico sobre las unidades de nappes escamado.s de las Alturas de Pizarras del sur (Piotrowska, 1972, 1975); el metamorfismo es un rasgo comun en todas esas unidades.

UNIDAD MESTANZA

Esta unidad forma una estrecha faja en la parte sudoriei1tal de la Sierra de los Organos desde Las Puntas basta La Gliira cerca del Cerro de Cabras, donde se sumerge y oculta bajo la unidad Pino Solo. Contiene rocas de varios grados de metamorfismo que pertenecen sobre todo a las Formaciones Jagua y Guasasa. La unidad Mestanza esta corrida sabre las unidades de nappes de las Alturas 'de Pizarras del sur (fig. 49) , a lo largo del plano de sobrecorrimiento casi siempre escarpado, que se inclina bacia el sures· te. Los estratos muestran buzamientos hacia el sur. Las for111aciones que aparecen alii estan muy reducidas y, por regia general, presentan numerosos cizallamientos y desprendimientos

s

0 400m ..____.____.

N

0 100m

s N

0 80m

Fig. 49. Cortes a traves de las unidade8 metamorfiza. das de cerca de la localidad Mestanza.

A y B-1-unidad Pino Solo; 2- unidad Mestanza; 3-unidades dP. Alturas de Pizarras del sur;

C-Unidad Mestanza: 1-calizas recristalizadas; 2-esquistos grafiticos.

113

dentro de ellas y entre si. No existe perfil en el cual se conozcan transiciones de una unidad litoestratignifica a otra, pero en algunos sitios (cerca de la lorna La Mina) la unidad tect6nica Mestanza constituye un todo con la de Pino Solo. Probablemente existe alli un sobrecorrimiento de charnela de amplitud variable.

UNIDAD PINO SOLO

La unidad Pino Solo conjuntamente con la Cerro de Cabras, constituye la unidad de sobrecorrimiento mas alta conocida en Ia Sierra de los Organos. Abarca desde Ia vecindad de San Diego de los Banos al este, basta Sabala en el suroeste, segtln lo registrado. Su ancbura es variable, en Ia parte oriental forma una estrecha faja que se ensancha bacia el oeste desde Pino Solo, y que, cerca de Sabala, alcanza 5,5 km de ancho. AI norte descansa directamente sobre las unidades de las Alturas de Pizarras del sur y en Ia parte meridional esta limitada por la falla Pinar.

En Ia unidad Pino Solo se pueden observar tres direcciones de lineaci6n (Millan, 1972; Piotrowska, 1972) . La mas antigua se expresa por recristalizaci6n-orientaci6n textural y por gou/rage-recristalizaci6n. La lineaci6n mas joven, que cruza Ia anterior con un angulo de 20 a 30", esta relacionada con el transporte de la unidad. Se ban observado en ella pliegues de varios tipos (predominic de pliegues similares de cizallas en zigzag). La lineaci6n todavfa mas joven esta representada por chamelas amplias y lineaciones de borde, que probablemente se relacionen con una fase de deformaci6n mas joven. Las cizallas y charnelas plasticas son muy comunes en todo el complejo (las charnelas amplias en las unidades no metamorfizadas en Ia Sierra de los Organos estan mas bien asociadas a deformaciones disyuntivas). Se puede decir, que la unidad metamorfizada se ha deformado de manera mas uniforme que todas las otras unidades de Ia Sierra de los Organos. Sin dudas ha sido influida por el metamorfismo de las rocas y por la recristalizaci6n direccional que, ante todo, disminuy6 las diferencias· en reacci6n para el esfuerzo en las unidades litol6gicas particulares. ·

La unidad Pino Solo constituy6 probablemente un nappe junto con las unidades Mestanza y Cerro de Cabras. La diferenciaci6n ocurri6 durante la ultima fase del transporte tect6nico, es decir, mas tarde que en las unidades de manto no metamorfizadas. Cerca de La Mina, esto se demuestra por una transici6n sedimentaria, la cual es probable que exista entre la Formacion Arroyo Cangre, de Ia unidad de Pino Solo, y la Formaci6n Jagua, de la unidad Mestanza. La discontinuidad presente de las unidades anteriores,

114

es posible que posea un caracter de charnela y Ia amplitud del corrimiento de Ia unidad Pino Solo sobre la unidad Mestanza debera aumentar bacia el noreste.

De Ia posicion de las. formaciones individuates en ambas unidades, resulta una yacencia in· vertida (Piotrowska, 1972; (Piotrowski, 1973).

UNIDAD CERRO DE CABRAS

Esta unidad forma un sombrero tect6nico com· puesto de cuarcitas con una pequeiia cantidad de esquistos filiticos que descansan en discordancia sobre areniscas y pizarras ardllosas de la · Formaci6n San Cayetano de las unidades de las Alturas de Pizarras del sur. Las rocas de la unidad Cerro de Cabras, buzan monoclinalmente hacia el sur; en la base estan limitadas por un plano de sobrecorrimiento y, a este plano, se adhieren en discordancia las rocas, tanto de la unidad Cerro de Cabras como de las unidades de las Alturas de Pizarras del sur. Lineaciones texturales, chevrones agudos, pliegues de arrastre y clivaje de diaclasas, son las deformaciones mas comunes que aparecen en la unidad Cerro de Cabras. No existen charnelas amplias asociadas en otras unidades con una fase mas joven de deformaci6n, lo cual es probable que resulte de Ia considerable resistencia que presentan las cuarcitas en capas gruesas.

MESOESTRUCTURAS DE LA SIERRA DE LOS 0RGANOS

Los procesos tectonicos complejos en la Sierra de los Organos y las diversas litologias dan como resultado el desarrollo de pequefias estructuras tect6nicas. Es necesario recordar, que el termino mesoestructura no se refiere precisa· mente a estructuras pequefias y no esta limitado por parametros medibles. Se acepta aqui Ia definicion que describe las mesoestructuras como formas que pueden observarse en un afloramiento. Por tanto las mesoestructuras, tal como se describen en este libro, incluyen tanto formas muy pequeoiias pero observables a simple vista, como fonnas grandes de muchas docenas de metros. Las observaciones fueron hechas, en primer lugar, de pliegues, boudinage, clivaje, lineaciones texturales y marginates, y sobrecorrimientos menares.

PLIEGUES MENORES

La ocurrencia de tipos individuates de pliegues depende tanto de ia litologia en una unidad teetonica particular, como de las deformaciones tect6nicas en fragmentos peculiares de una unidad

B A 5

sw N

NE

D E

- 15m -----+

1m 1m

s N N

'

4m 16m~

Fig. 50. Las charnelas oe las capas (ABC) y pliegues similares (DE) en las areniscas y pizarras de la Formaci6n San Cayetano.

durante el sobrecorrimiento. Como se ha mencionado anteriormente, el patron zonal de deformaciones tect6nicas es un rasgo caractedstico en las unidades tectonicas de Ia Sierra de los Organos. Se refleja en la formaci6n durante el ·transporte tect6nico de una concentraci6n de deformadones en zonas definidas, que muestran mayores cantidades de estructuras que otras zonas. Las diferencias litol6gicas de grupos individuates de las unidades de nappes escamados, controlan la frecuencia o existencia de algunos pliegues en unidades particulares o en algunas porciones de su secuencia estratigrafica.

Las charnelas de capas son las estructuras continuas mas simples que, sin embargo, no pueden ser definidas como verdaderos pliegues (figuras SOA y SOC) . Per lo general, esas son formas amplias, en las cuales el radio varia desde algunos centimetres hasta una docena de metros de largo y !a relaci6n radio-amplitud es de 3: 1. El espesor de las capas no cambia (figs. SOB y SOC) , por lo cual estos pueden ser pliegues concentricos incipientes. Otras charnelas de proporcion radio-amplitud 2: 1 aparecen s6lo en unas pocas capas y cesan en otras (figs. SOB y SOC) . Es posible que, durante su formacion baio una ten-

SIOn muy fuerte, de mas larga duraci6n , tales charnelas podrian haberse transformado en pliegues entre estratos, en el caso del desarrollo de un plano de disrrupcion en la base de la charnela y en su parte superior. Las observaciones de esas charnelas permiten llegar a la conclusion de que en Ia mayoria de los casos reproducen Ia direcci6n de la lineaci6n B y la unica dificultad es la medici6n directa del cierre de Ia charnela. Las charnelas se pueden observar en cas! todas las unidades y unidades litol6gicas de la Sierra de los Organos. Las charnelas desarrolladas cerca de las zonas de falla o de pequefi.os sobrecorrimientos forman un grupo aparte. No se toman en consideraci6n en Ia medicion de la lineaci6n B.

Los pliegues resultantes de flexion representados principalmente por pliegues concentricos y similares, constituyen un gran grupo .de mesoestmcturas . Los pliegues concentricos (figs. SlA y SIC) estan casi siempr<> alterados p.or deformaciones subordinadas tales como desprendimientos en las porciones internas de los pliegues (fig. 51 A), y plegamientos finos de un £ragmento del flanco (fig. 51 C) . En este ultimo caso se trata de un pliegue intraestratal concentrico. Los pliegues similares (ver figs . SOD y SOE) mues-

115

A 5 N

4m

B

5 N

2m 2m

Fig. 51. Pliegues concentricos en las areniscas y pizarras de la Formaci6n San Cayetano.

tran, por lo comun, un espesor aumentado por capas ubicadas en el cierre de Ia charnela.

En muchos casos, los nucleos formados por capas incompetentes reaccionaron de una manera diferente a como lo hacen las capas competentes de las partes exteriores del pliegue; por ello, el plegamiento en los nucleos de los pliegues fue mucho mas intenso (fig. 52A). Se formaron tambien boudinage (fig. 52B), o pequeiios sobrecorrimientos (ver fig. SlA). Los pliegues con charnelas elongadas son muy comunes (figs. 52C y 52D; figs. 53A y 53B); algunos pliegues de ese grupo muestran los nucleos competentes en forma de pliegue concentrico (figura 52C) , y solo sus porciones externas tienen chamelas de chevron elongadas. La figura 52D muestra un pliegue resultante de flexion, en el cual un aumento del espesor en el nucleo de la charnela, ha ocurrido en su totalidad dentro de una capa de argilitas. Las areniscas mantienen su espesor constante.

Aparte de los ejemplos anteriores, muchos pliegues muestran formas en zigzag {chevron, figs. 52C y 53A) o forma de cresta (fig. 53C) .

116

El mostrado en Ia figura 53D, es un ejemplo de pliegue similar de chamelas elongadas en capas competentes y en forma de zigzag. Los plif'gues hiperb61icos son frecuentes entre los pliegues resultantes de flexion. La figura 54A-H muestra los tipos mas comunes de pliegues, considerando sus formas generales vistas en seccion; estas son: en zigzag (fig. 54A) , crestiformes (figs. 548 y 54C) hiperb6licos (fig. 54D) y pliegues en cofre {figs. 54E y 54F). Tambien aparecen pliegues en forma de abanico, pero habitualmente son muy complejos (figs. 54G y 54H). Como se puede observar en las ilustraciones, la mayoria de los pliegues son asimetricos. La figura 548 muestra en Ia misma capa un pliegue en zigzag que contacta con los pliegues crestiformes. Otro ejemplo de pliegues crestiformPs (figs. 54C) muestra pliegues de arrastre en una capa incluida en un conjunto de pliegues. Los pliegues hiperbolicos (fig. 54D) fuf'TOn dificiles de distinguir de los parabolicos; sin embargo, en muchos casas parece que los primeros predominan definitivamente. Los pliegues en cafre (fig. 54E y 54F) son mas frecuentes como plie-

s

4

B

s

N s

1.5m -------.

s

6.5m

Fig. 52. Pliegues resultantes de la flexi6n de las charne.as cillndricas (AB) y alargadas (CD) en los sedimentos de la Formaci6n San Cayetano.

s N

- - ---- 3m - --- - ---<

s

N

Fig. 53. Pliegues resultantes de la flexi6n de chamelas en zigzag yen forma de crestas, en los sedimentos de la Formacion San Cayetano.

N

N

A s N

2m

SB~N D s~N

I / I

1-------4m

Fig. 54. Tipos mas comunes de pliegues (secci6n perpendicular a los ejes de los pliegues).

gues pequeiios en los flancos de anticlinales mayores cerca de discontinuidad perpendicular o casi perpendicular a la estratificacion. Es casi seguro que los pliegues en cafre, constituye:ron una fase inicial hacia unos pliegues con frecuencia disarm6nicos mas complicados. Algunos plie_gues en cofre muestran distinta posicion isoclinal de los flancos (fig. 54 E).

El siguiente grupo de pliegues segun la c!asificacion geometrico-estructural (excepto los pliegues similares y concentricos) , son los pliegues disarmonicos. Algunos caracteres de estos han sido seiialados en los ejemplos anteriores de pltegues simiiares y concentricos, pero aquellos eran perturbaciones relativaniente simples, por lo cual fueron situados en esa clasificacion. Los pliegues disarrnonicos han sido mencionados en los casos mas simples de charnelas (fig. 55A). La figura SSB, muestra un pliegue disarm6nico en el cual las capas competentes han pasado, casi completamente, a boudinage, su parte nuclear esta, sin dudas, plegada con mas fuerza que sus zonas exteriores. A lo largo de los pianos de clivaje ocurren pequeiios desplazamientos de porciones particulares de capas. Este es un caso de pliegue disarmonico resultante de un plegamiento de charnela. Un plieguc disarmonico (fig. SSC) tiene su porcion externa llena de piiegues de arrastre. Una concordancia distinta de planos de clivaje axial con los planos axiales de los plie-

118

gues de arrastre, puede sugerir ei origen de ese pliegue como resultado de mecanismos combinadas de flexion y cizallami~nto. Otro plie~svue disarm6nico (fig. SSD) se ha desarroHado en condiciones de deformaciones plasticas fuertes. _

Todos los pliegues, dentro de los cuales ciertos estratos fueron mas poderosamente plegados y se originaron pliegues de arrastre en ellos, pueden ser denominados pliegues disarm6nicos.

Los pliegues formados como resultado de cizallamiento han de ser observados, en primer Iugar, dentro de las unidades metamorfizadas de la Sierra de los Organos; esto es, en las unidades Pino Solo, Mestanza y Cerro de Cabras. Los esquistos filiticos que aparecen en las unidades metamorfizadas de Pino Solo y Cerro de Cabras muestran particulares predisposiciones mecanicas para la formaci6n de pequeftos pliegues resultantes por cizallamiento. A pesar de todo, es dificil afirmar que los pliegues pequeftos que aparecen en las figuras 56A y 56E se han originado totalmente como resultado de desplazamientos de microlistones a lo largo de superficies de deslizamiento (Ramsay, 1962; De Sitter, 1964; Jaroszewski, 1974). Parece mas probable, que se. formaran como resultado en la acci6n combinada de cizallamiento y flexion (Bankwitz, 1965). Ejemplos de mesopliegues (figs. 56B, 56D y 56E) pueden cor-responder a las formas definidas por De Sitter

s

1----2m-

B

5 N

3m

Fig. 55. Pliegues disarm6nicos, en areniscas y silicitas de la Formaci6n Pica Pica.

(op.cit). como clivaje dentado al cual adscribe un plegamiento en clivaje con participaci6n de mecanismo de flexion. Pequefios pliegues en zigzag observados f'11 muchos lugares en las unidades metamorfizadas, tienen sus planos axiales acentuados par la existPncia de superficies de clivaje (ver figs. 54A y 54B). AI menos, una parte de los pliegues en zigzag pueden ser definidos como pliegues de rodilla o como una contrapartida de pliegues en acorde6n (Jaroszewski op.cit; accordion folds: De Sitter, 1958). Los pliegues antes mencionados no son grandes, y sus ampli· tudes son, por regia general, menores de 40 em y con mas frecuencia se mantienen alrededor de 20 em.

Se ha observado que algunos pliegues se originan como resultado de una considerable plasticidad de las rocas; esto ocurre en condiciones de flujo ligeramente phistico-viscoso (?) (figu. ra 57 A-D). Dichos pliegues estaban mas relacio· nados con zonas de fallos o con pianos de sobrecorrimientos (fig. 57B, 57C y 57D), cerca de los cuales se han desarrollado las condiciones loca-

les de flujo phistico. Sin embargo, estos pliegues apenas se encuentran en la cordillera, ya que las condiciones no eran tipicas del desarrollo de las estructuras de la Sierra de los Organos.

Todos los pliegues menos complejos, ames presentados, se encuentran pocas veces en la Sierra de los Organos. Esto es el resultado de la compleja historia de las unidades de nappes escamados y, sobre todo, de Ia diferenciaci6n repetida de porciones particulares de rocas trans· portadas, facilitada por su litologia. Las estructuras en pliegues son mas frecuentes en las zonas de concentraci6n intensa de las deformaciones, donde coinciden varios de los tipos de pliegues antes mencionados, los cuales contactan los unos con los otros a lo largo de las superficies de discontinuidad. Los pliegues interestratifica· dos son numerosos (fig. 57D). En muchos casas no existen verdaderos pliegues sino mas bien torciones o sus fragmentos. Ejemplos de pliegues deformados po r desplazamientos secundarios se muestran en las figuras 58A, 58D y 59A, 59B.

119

A s

---N

2m

8~

A s

B s

'- 20cm __, E

s

Fig. 56. Pequefios pliP.gues desarrollados durante el encorvamiento y cizallamiento de Ia unidad metam6r· fica.

c N

s

D

N s

,__1m-· 2m

Fig. 57. Pliegues resultantes de la considerable viscosidad de la~ rocas de las formaciones San Cayetano y Pica Pica.

N

1m

N

N

s N

N

2m-------------

3 m ______ ____.

s N

4m ------------~ Fig. 58. Pliegues deformad s 5 m --------t cundarios. Formaci6n Sa oC por desplazamientos se-n ayetano.

s~f" ,__1m

s D s N

E N

8 s N

1---3m--~ ~------ 2m ------<

s N

Fig. 59. Ejemp!os de lie . . 2 m ______ __. mentos de la Formad~n Sgues CJmbncados, en los sedi· an ayetano.

La mas tipica mesoestructura en las unidades de nappes escamados en la Sierra de los Organos, es un pliegue escarnado de una amplitud de 0,5 a 3 m. Los ejernplos mostrados en las figuras 59D, 59F y 60A, 60C, ilustran las deforrnaciones de pliegues resultantes de desplazamientos a lo largo de superficies de discontinuidad cuya direcci6n es paralela al eje del pliegue. Es caracteristico que el escamado solo apa· rezca en pocos pliegues, mientras que los pliegues adyacentes se conviertan en formas no df'formadas por dislocaciones y luego en suaves flexiones. En muchas localidades, las charnelas anticlinales estan cortadas por una superficie de

A s N

t---- 3m

s

2m

c s N

s

2m

N

Bm

N

deslizamiento escarpado, y contacta con capas rnuy plegadas que, previamente, constituian el flanco mas corto del anticlinal (fig. 59D). En muchos casos las perturbaciones cesan en direcci6n perpendicular al eje del pliegue. Las figuras 60D y 60G muestran escamas en las cuales el plano de cizallamiento es casi paralelo al plano de estratificaci6n en los flancos de estas estructuras (figs. 60D y 60 E) y las escamas de pianos de deslizarnientos no son paralelas a Ia estratificaci6n en los flancos (figs. 60F y 60G). El origen de algunos pliegues puede explicarse de dos formas (figs. 61A y 61B):

3m

F s N

10m

N

Fig. 60. Cizallamiento de arrastrP. y pequeiios sobrec()rrimientos en pliegues, en los sedimentos de la Formaci6n San Cayetano.

122

s

A

6m

\ \ \ c N

~::::~~~,~-\ /' ' ~

Bm ------·--i

E N

5

Sm

B N s N

5m

D NE

3m

N

Fig. 61. Cizallamiento de arrastre y pequeii.os sobrecorrimientos en pliegw~s. en los sedimentos de Ia Formaci6n San Cayetano.

1. Capas de flexion ligera estaban deforma~fiS por un conjunto de fallas inversas y los desplazamientos a lo largo de esas fallas condujeron a una mayor flexion de las capas que adquieren forma de escarnas.

2. Pliegues bien desarrollados fueron sometidos a reducci6n tect6nica parcial debido al escarnado.

La primera suposici6n parece ser mas probable, ya que una reducci6n tan grande de pliegues, como se ve en los ejemplos dados, es apenas posible.

Un ejemplo en la figura 61C muf>stra un conjunto de pliegues en los cuales la deformaci6n que conduce al desarrollo de escamas, fue detenida en el momenta de Ia formacion de las super·

fides de discontinuidad en los flancos mas cortos. El proceso de Ia formacion de escamas a Io largo de los planos de deslizamiento escarpado se ilustra en las figuras 61D y 61F. Las caracteristicas son: tamafio variable de las escamas in· dividuales (fig. 61F) y transici6n gradual de capas casi horizontales a traves de unas escarpadas, hasta otras casi verticales (fig. 61E). Los ejemplos en las figuras 62A y 62B, ilustran la variabilidad de las escamas (fig. 62A) y sus posiciones las que son dificiles de explicar (fig. 62B). En el ultimo caso uno puede suponer que aparte del escamado ha ocurrido un apilamiento adicional de pliegues de arrastre.

Los pequefios pliegues de arrastre, desarrollados dentro de los anteriores y subordinados a ellos, constituyen otro grupo de pliegues (figuras 63A y 63C) . Parece obvio que sus orfgenes

123

-~//~/tj __ //-ty_ -/ s

~N

3m --------------~

Fig. 62. Deformaciones en los pliegues que llevan a la formaci6n de imbricaciones, Formaci6n San Cayetano.

son muy variados. En los pliegues mostrados en las figuras 63A y 63B, un par de fuerzas que actuan en los flancos de los pliegues presumiblemente caus6 el desarrollo de los pliegues de arrastre. En la figura 63C, una compresi6n simple que actue probablemente al inicio dentro del plano de estratificaci6n causa el desarrollo de

N .

los pliegues de arrastre. Esta compresi6n conduce al desarrollo de superficies de clivaje en esquistos en el plano A - B, de las coordenadas estructurales y al plegamiento de capas finas de arenisca. Una capa algo mas gruesa se inclin6 levemente en su parte superior y se desliz6 un poco bacia el contacto con las pizarras arcillosas. Un par de fuerzas puede haber comenzado a actuar despues del plegamiento y el clivaje de las capas internas, causando de esa manera su asimetria. Por ello es discutible si se trata de verdaderos pliegues de arrastre, aunque su forma corresnonda a dichas estructuras. En los tres ejemplos expuestos anteriormente, los pliegues de arrastre se han desarrollado dentro de una capa fina de arenisca intercalada entre pizarras arcillosas.

En los sedimentos de la Formaci6n San Cayetano son frecuentes las vetas de cuarzo plegadas (figs. 630 y 63F). Es includable que existen multiples generaciones de vetas como secuencias de cristalizaci6n, las cuales pueden observarse en los puntos de Cruce de esas vetas. La relaci6n de las vetas de cuarzo con otros pliegues es desconocida. Elias se encuentran en varias superficies de discontinuidad, tales como pianos de estratificaci6n, fisuras de diaclasas y de clivaje, y pianos de fallas. Una veta de cuarzo plegada, mostrada en la figura 630, probablemente se cristaliz6 dentro de un pliegue formado, y rellen6 las fisuras entre los estratos. En el caso d';! la veta de cuarzo mostrada en la figura 63E, esta fue plegada y, de modo simultaneo, distendida; lo que se prueba por los fragmentos de cuarzo aislados (separados). En la figura 63F,

-s N

5 D s N

~ E .. ·.·.· ... . .-r,;;~·~ 5 .q-:.~.:V~-~~ N

1m---~

124

···.~.· · . . ·.·

,__ ____ 40cm

Fig. 63. Pequefios pli~gues de arrastre (A-C). Vetas de cuarzo plegadas (D-E). Formaci6n San Cayetano.

1-- 30 c m ----.

un pequeiio pliegue se debe probablemente a Ia cristalizaci6n e incremento en volumen de una veta de cuarzo. Los esfuerzos asi formados fueron entonces liberados como perturbaciones de Ia misma veta de cuarzo y los esquistos situados alrededor.

BOUDINAGE

Las estructuras de (?) boudinage pueden ser observadas en la mayoria de las unidades de rocas estratificadas en los cuales existen diferencias litol6gicas en los limites de las capas. Estas estructuras son mas frecuentes en las formaciones San Cayetano, Arroyo Cangre, Pica Pica y en las rocas de melange. En la mayoria de los casos, su origen esta asociado con la fase de plegamiento temprano, como se observa la conformidad del eje mas largo de las estructuras de boudinage con los ejes de mesopliegues. Esto es cierto en el caso de boudinage en Ia Formaci6n San Cayetano. Por otra parte, el boudinage de las zonas de melange es dificil de clasificar para una fase definida; debido a una tectonizaci6n muy poderosa de esas rocas.

t5m ---

Las estructuras de boudinage se han desarrollado sobre todo, dentro de las capas de areniscas que contactan las pizarras arcillosas en Ia Formaci6n San Cayetano (figs. 64A y 64C) , bien formando estructuras simples, sin conexi6n con el resto de la capa y separadas de ellas, o en conjuntos de estructuras de boudinage asociadas con estratificaci6n previa (figs. 640 y 64H). La figura 64D, muestra un caso comt1n de pliegues formado entre dos ·estratos de areniscas en las cuales se han formado estructuras de boudinage, pero (micamente dentro de algunas capas de areniscas. En otros lugares solo aparecen adelgazamientos de estratos, lo que causa su frag· mentaci6n. Este caso demuestra que en una situaci6n en la cual la distension sea fuerte, la presencia de pianos de discontinuidad perpen· diculares a Ia estratificaci6n noes necesada para formar estructuras de boudinage. Un ejemplo mostrado en la figura 64E, a pesar de su aparente simplicidad, sugiere una historia complicada del desarrollo de ese pliegue y de sus ele· mentos mas pequeftos. El pliegue muestra una ligera asimetria hacia el sur. La capa de arenisca superior esta continuamente plegada, sin ningun

s N

1m -

s N

F~ ,___ 1.5 m ___....

s 2m------<

Fig. 64. Ejemplos de boudinage, en las capas de Ia Formaci6n San Cayetano.

N

1m

125

cambio en su espesor y ninguna superficie de diaclasas o de clivaje. El boudinage ha resistido una capa de arenisca en el nucleo del pliegue aunque este sea una forma incipiente de boudinage. Esas condiciones de distension deben de haber existido con anterioridad en esa parte del pliegue. La capa mas inferior de la arenisca muestra pequefios pliegues de arrastre de considerable plasticidad y de distinta asimetria septentrional. Es bastante probable que esos pliegues de arrastre finos, sean los mas antiguos

A 5

2m

c 5 N

2m

E 5

5m

dentro del pliegue complete, y posiblernente, el origen del pliegue fue posterior al de los pliegues de arrastre. Las condiciones para el boudinage de la capa de arenisca situada en el centro, se alcanzaron cuando un par de fuerzas comenzaron a actuar en los flancos del pliegue.

Las estructuras de boudinage aparecen con frecuencia dentro de las zonas de escarna-fallas intensam<"nte perturbadas (ver figs. 65A y 6SC) que son mas j6venes que el proceso de boudinage. Debe seiialarse que la mayoria de las

B N S

N

2m

D 5 N

2m

F N

5 N

1.2 m

Rig. 65. Estructuras de boudinage en zonas de deformaciones discontinuas (A- C). Clivaje axial en los pliegui3S (D- F). Formaci6n San Cayetano.

126

estructuras de boudinage estan asociadas a la fase de desarrollo d -:;! pliegue que ha ocurrido durante el transporte tect6nico de las masas rocosas de sur a norte. Posiblemente durante procesos. mas j6venes de las deformaciones existieron en la cordillera condiciones locales que permitieron el desarrollo de estmcturas de boudinage, pero estas nunca fueron dominantes.

CLIVAJE

Una densa red de clivaje es el rasgo caracteristico de los sedimentos clasticos de la Formacion San Cayetano. El clivaje conjuntamente con los pianos de estratificacion produce las llamadas estructuras en lapiz, que se desintegran con rapidez. Estas son usualmente paralelepipedos elongados de base romboidal, rectangular o cuadrada, que se desarrollan como resultado del cruzamiento de paquetes de interestratificaciones delgadas de capas, por un sistema de clivaje o de clivaje combinado con diaclasas, donde uno de los sistemas de clivaje concuerda con el eje B. Con mas frecuencia se trata de un clivaje axial (figs. 650 y 65F; 66A y 66B; 67A y 670). La superficie del clivaje axial delinea un borde en el cruce con el plano de estratificaci6n. Este borde concuerda con el eje B, que es al mismo tiempo un tipo de lineaci6n denominada lineaci6n de borde.

En las figuras 650 y 65F, se muestra un clivaje axial tipico, orientado en forma de abanico hacia las charnelas externas, el que converge hacia las partes internas de los anticlinales y los sinclinales. En el pliegue asimetrico de la figura 66A, se ha desarrollado un clivaje axial combinado con pliegues pequeiios en el flanco meri-

A s

2m

dional, como resultado del nipido acortamiento de ese flanco. El clivaje axial mostrado en la figura 66B, en un pliegue resultante de la flexi6n, exhibe angulos variables caracteristicos en las capas particulares de litologia diversa.

Algunas veces, la distribuci6n de las superficies de clivaje no es uniforme, como se muestra en las figuras 67B y 670. Puede observarse la concentracion de superficies de clivaje: dentro de las zonas sinclinales de los pliegues (fig. 67B) , dentro de los flancos mas cortos de los pliegues asimetricos, orientados sus flancos mas cortos hacia uno y otro de los pliegues (fig. 67C) o desarrollados en una charnela de sinclinal y sabre amplios flancos de flexiones finas. Un clivaje de crenulaci6n (De Sitte!, 1964) , bie~ observable en las figuras antes c1tadas (\'er f1gs. 56D y 56 E), esta intimamente ~·elacionaclo con !os pliegues pequefios en las. urudacles metamo~ftzadas. Su origen esta asoc1ado con el mecamsmo de la formacion de pliegues, como es el caso de los pliegues de rodilla y en zigzag. En algunos casos, la observaci6n de clivaje fino y de estruc· turas de pliegues de arrastre permite restaurar una estructura de pliegue mayor. Como se deduce de la figura 67E, las capas expuestas en el afloramiento son un fragmento de un pliegue marcarlo con lineas interrumpidas. Las flechas muestran la direcci6n de los desplazamientos dentro de el. Las figuras 67F y 67G, muestran el clivaje en capas de arenisca y pizarras arcillosas. En el primer caso (figura 67F), tanto las areniscas como las pizarras arcillosas estaban sujetas a l clivaje. Solo existe una diferencia angular en la orientaci6n de los pianos del clivaje y, en el segundo caso (fig. 67C), los pianos de clivaje se han desarrollado dentro de las pizarras.

B s

2.5 m Fig. 66. Clivaje en los pliegues; Formaci6n San Cayetano.

127

A c s s N

1.4 fTI lm

D G

E 3.5m

s N

H N

F

2.3m

1.5 m

Fig. 67. tano.

. ormaci6n S Clivaje en los . phegues· F an Caye-

. En princi io JOr y result~ , '. solo el cliv . . turas tal util en Ia rec aJe axial se lee se debe como se descn'beonstruccion de me-

d

a su pa 1

ant . estruc e borde y 1 pe en el ori denonnente E • as estruct gen e las r . . ste

128 uras en IOpiz. meaetones

El clivaje de pre las zo fracturaci6n en forman~~ de .fall_a, pero :;:mp>;Da casi siem-solo un indi:dntatiVa. Consti~a s•do estudiado cesos de las ~r:r:• !" intens:J.'d ~sta1 ahara aclOnes. e os pro-

El clivaje de cizallamiento se forma a partir de sistemas de pianos de cruzamiento en angulos agudos (fig. 67H) y se observa bien en rocas no estratificadas (por ejemplo, calizas masivas de la parte inferior de Ia Formaci6n Guasasa) o en las capas gruesas de areniscas de la Formaci6n San Cayetano. Los sistemas de clivaje formados como pianos de cizalla con desplazamientos simultaneos o subsiguientes a lo largo de dichos pianos son discernibles en los cuerpos de serpentinitas hundidos dentro del melange, asi como en la matriz catachistica de las zonas de melange. La orientaci6n de los sistemas de ese clivaje, similar a lo que ocurre en la figura 67 H, indica una acci6n horizontal de la tension, en la mayorfa de los casos (la lineaci6n de borde, formada como resultado del cruzamiento de conjuntos de series de clivaje, es horizontal). Esos sistemas resultan bastante Iegibles, aunque su distribuci6n no es uniforme. Las fisuras que van paralelas a los pianos de clivaje de cizalla estan, con frecuencia, rellenas con cuarzo.

LINEACIONES TEXTURALES

Las lineaciones texturales representadas por la colocaci6n direccional de componentes, ocu· rren sobre todo en las unidades metamorfizadas Pino Solo y Cerro de Cabras. Este tipo de linea· ci6n es el resultado de la recristalizaci6n direccional bajo condiciones de tension. Igual que ocurre dentro del grueso complejo de filitas, esquistos cuarzosos y cuarcitas, se puede suponer que la lineacion se origina cuando la unidad completa, o sus porciones grandes, estan sometidas a presi6n direccional, cuyo resultado produjo Ia recristalizaci6n que condujo a Ia aparici6n de micas elongadas, linealmente orientadas, y granos de cuarzo. Por tanto, se trata de un caso de lineaci6n textural a partir de Ia recristalizaci6n. El goufrage muestra Ia misma orientacion en las unidades metamorfizadas. Esta lineaci6n ha sido definida como lineaci6n B1, ya que es la mas antigua en la Sierra de los Organos (Millan, 1972). Lo mas probable es que se haya formado en un estadio temprano de la fase principal orogenica, anterior a la fase de transporte principal de Ia unidad bacia el norte. Esto es sugerido por la superposicion de deformaciones mas j6venes expresadas por pliegues Oineaci6n B2) sobre la mas antigua lineaci6n B1. La diferencia angular es de aproximadamente 30'" entre Bt y B2. Lei lineaci6n Bt, tanto en las unidades metamorfizadas como en las remanentes no metamorfizadas. muestra orien· taci6n similar y contenido similar estructural {uno debe tomar en consideraci6n las diferencias en litologfa existentes entre las unidades particulares y dentro de ellas) . La lineaci6n Bz solo ha sido investigada dentro de las unidades

metamorfizadas y en una localidad en posicion incierta dentro de una pequefi.a unidad litol6gica situada al suroeste de Minas de Matahambre. Se puede presumir que se trata de los remanentes de unidades metamorfizadas superpuestas a las unidades de las Alturas de Pizarras del norte. Si esto es cierto, la extension primaria de las unidades metamorfizadas deberia desviarse mucho hacia el norte de la faja de mogotes. Sin embargo, tanto la existencia de los remanentes de las unidades metamorfizadas como la lineaci6n Bt pueden tambien ser explicadas por condiciones locales de tension muy fuerte en una porci6n de la unidad de las Alturas de Pizarras del norte. De cualquier modo, la lineaci6n textural es caracteristica de las unidades metamorfizadas.

En las unidades de las Alturas de Pizarras, yen las Formaciones cl<isticas de las unidades teet& nicas de la faja de mogotes, se encuentra en algunos sitios, una orientaci6n lineal de compOnentes de las rocas como resultado de la acci6n de ciertos esfuerzos (Cloos, 1947) , pero sin recristalizaci6n direccional de minerales. Este tipo de lineaci6n no se tomo en consideraci6n en el analisis estadistico, por juzgarsele demasiado accidental.

LINEACIONES DE BORDE Y ESTRUCTURAS EN LAPIZ

El termino lineaciones de borde ha sido introducido por Ia autora de este t rabajo para denotar lineaciones que se desarrollan como resultado del cruzamiento de dos superficies (S), pero parece practico otorgarlo solo a aquellas lineaciones que marcan la lineaci6n B. Un borde formado por la intersecci6n de la estratificaci6n de un pliegue, con los pianos de clivaje axial o de cualquier otro tipo, que se desarrolla en el mismo sistema de campo de tensi6n en que se haya formado el pliegue, puede ser el ejemplo mas simple. Tambien una intersecci6n de dos superficies de clivaje, por ejemplo, de una axial y de otra de recristalizaci6n, producini un borde que marque la lineacion B. La existencia de lineaciones de borde es tipica en las unidades de las Alturas de Pizarras, formadas por sedimentos chisticos de la Formaci6n San Cayetano. En algunas localidades, dichas estructuras aparecen tambien en Ia Formacion Pica Pica y en las zonas de melange de las unidades de nappes escamados de Ia faja de mogotes, asi como tambien en algunos complejos de las unidades metamorfizadas (principalmente en los lugares, donde el metamorfismo es menos fuerte). En lfneas generales, la aparici6n de la lineaci6n de borde esta asociada a los estratos delgados de sedimentos chistiCO!!. Las lineaciones texturales en Ia Sierra de los Organos resultaron del entrecruzamiento de los estratos delgados de las unidades lito-

129

l6gicas por una densa red de clivaje (axial por lo general) concordante con el eje B. El borde asi formado es concordante con el eje del pliegue; esto es, con Ia lineaci6n B2• Cuando un pliegue ha sido cortado adicionalmente por un sistema de diaclasas o clivaje y orientado en un angulo hacia el eje del pliegue, podemos hablar de estructuras en lapiz. En algunas areas constituidas por Ia Fonnaci6ri San Cayetano, existen vastos campos de detritos compuestos de paralelepipedos de bases romboidales, rectangulares o cuadradas, que son estructuras en lapiz. Su tamafio y forma son variables en dependencia del espesor de las capas, la densidad del clivaje y Ia orientaci6n angular de los sistemas de clivaje versus las coordenadas estructurales. Parece te6ricamente posible que las estructuras en hipiz puedan, en la mayoria de los casas, desarrollarse cuando un par de fuerzas actUan sobre estratos delgados de rocas clasticas. Los hordes mas largos de las estructuras en lapiz marcan Ia direc-

ci6n de la lineaci6n B2 dentro de las unidades de nappes escamados de la Sierra de los Organos, debido a que, junto con los pliegues, son elementos estructurales utiles en la reconstrucci6n espacial de estructuras mayores.

FALLAS Y SOBRECORRIMIENTOS PEQUE:N:OS

En las unidades de nappes escamados en la Sierra de los Organos hay grandes cantidades de superficies de desplazamientos cuya reconstrucci6n sistematica necesita estudios detallados que ~xceden el alcance de este trabajo. Aqui solo podemos ofrecer una clasificaci6n preliminar. Sin dudas los desplazamientos pequefios mas antiguos ocurrieron durante las fases tempranas del transporte tect6nico: esto es, cuando se desarrollaron las primeras deformaciones plicativas. Las superficies de d1scontinuidad y desplazamiento iniciales durante ese (primer) tiempo fue-

A

B

4m Fig. 68. Deformadones discontinuas en los pliegues: Formaci6n San Cayetano.

130

N c -2m ----1 5 N

B N

.....------ 2.5 m 3m

s E D s N

---1.5m

1m G -

F s N

5 N

5m

----3m Fig. 69. Deformaciones discontinuas relacionadas con la fase principal del transporte tect6nico; Formaci6n San Cayetano.

ron activas en todas las fases de la diferenciaci6n de las unidades estructurales y condujeron a un escamado pequefio, acufiamiento y otros

desplazamientos de pequefios complejos plegados completos, ode sus partes (figs. 68A y 64B; 69A y 69C) , por lo general a lo largo de super-

fides de discontinuidad con buzamientos de 30.60°

En las porciones de las unidades de m:lppes escamados, que muestran con menor frecuencia estructuras de pliegues, se han formado, durante f'se tiempo, pequeiias fallas inversas (figs. 69D y 69G) , en algunos casos con superficies curva-

c 5 N

s

6m

5

3m

das de desplazamiento (fig. 69F). Aquellas fueron seguidas por superficies de desplazamientos horizontales, que se han desarrollado aun durante la fase de transporte. A lo largo de elias han ocurrido pequeiios desplazamientos dentro de la unidad transportada completa (figs. 70A y 70C). El origen de estas superficies influy6 grandemen-

N

~10m

8 N

E 5 N

2m

40m

Fig. 70. Pequeiios desplazamientos relacionactos con la fase principal del transporte tect6nico, en los sedimen· tos de la Formaci6n · San Cayetano.

132

te en el desarrollo de las zonas de las mayores concentraciones de deformaciones, que son tan caracteristicas de la Sierra de los Organos. Las disyunciones mostradas en las figuras 70D y ?OF y 71A y 71B, probablemente estan asociadas a la fase final de transporte tect6nico.

La fase de desplazamiento hacia el sur, que puede haber seguido a Ia fase principal de movimientos de los nappes de sur a norte, esta marcada ante todo por un sistema de fallas inversas de buzamientos bacia el norte.

Las deformaciones disyuntivas que se han desarrollado en el area de Ia cordillera despues del transporte de las unidades tect6nicas, estan representadas por fallas de rechazo horizontal y sistemas de fallas normales asociadas a Ia fase

0

s N

----- 10m ------

Fig. 71. Pequefios sobrecorrimientos dP-sarrollados en la fase final del transporte tect6nico (AB) y fallas des· arrolladas despues de la fase tect6nica principal (C):

A-1-areniscas de la Formaci6n San Cayetano; 2-argi· litas de la Formaci6n San Cayetano.

B-1-Areniscas de la Formaci6n San Cayetano; 2-areniscas y aleurolitas de la Formaci6n Pica Pica; 3-silici· tas de la Formaci6n Pica Pica.

C: P-Formaci6n Pica Pica; AN-Formaci6n Anc6n; G-Formaci6n Guasasa.

de movimiento postorogen~cos verticales (figura 71C).

Las estrias de deslizamiento no fueron estudiadas en detalle ya que Ia mayoria de elias estan muy destruidas por los procesos de intemperismo, de rapido progreso.

ANALISIS DE LOS DIAGRAMAS DE LINEACIONES

Se han llevado a cabo observaciones y mediciones de mesoestructuras lineales. en todas las unidades estructurales de la Sierra de Jos Organos. Aproximadamente un total de 3 000 lineaciones texturales, de borde, ejes de pliegues, goufrage y boudinage, han sido med!das. Los resultados se ofrecen en Ia figura 72, en forma de diagramas de las lineaciones proyectadas en el hemisferio superior de una red. El mayor m1mero de diagramas se ha realizado sabre las unidades metamorfizadas, debido a Ia abundancia que alli existe de mesoestructuras bien preservadas. Las lineaciones son fn·cuentes en las unidades de las Alturas de Pizarras, al contrario de lo que ocurre en las unidades de Ia faja de mogotes, donde las mesoestructuras est:!m asociadas con unidades litol6gicas definitivas.

Se ha realizado un diagrama para Ia zona estructuro-facial La Esperanza. La primera con· clusi6n obtenida de Ia figura 72 es que existen maximos distintos para las lineaciones de direc· ciones de 50 ·a 70" (lineaci6n B2) , y que son horizon tales o casi horizontales (en Ia faja de mogotes) . El alargamiento de los mrudmos en Ia direcci6n NW-SE es el resultado de Ia rotaci6n de los segmentos particulares, habitualmente pequefios, de Ia Sierra de los Organos, limitados por sistemas de fallas transversales y oblicuas a Ia direc· ci6n principal del eje de la estructura. No se puede excluir que, tambien las fallas longitudinales, tanto como los desplazamientos horizon. tales no uniformes a lo largo de sus superficies, produjeron Ia rotaci6n de algunos fragmentos estructurales de la Sierra de los Organos. Una comparaci6n de las direcciones de lineaci6n (B2)

de Ia figura 72 con las direcciones de los ejes de las estructuras mayores (ver fig. 35) y el rumbo 4e las capas, permite asegurar que existe una concordancia de las direcciones. Es posible que haya una situaci6n diferente en las unidades metamorfizadas, . wyas mesoesti'Ucturas muestrao direcciones atre so y 7(1'. mientras que las estructuras mayores observables en las fotograffu aereas (fig. 36) revelan ejes de azimutes de 40 a 6CJ'. La Jineaci6n de 50 a 7cr es Ia principal, y esta vinculada con Ia fase orogenica principal del transporte de los ntJppes. Esta lineaci6n ·dehera ser considerada como Ia principal, ya que ofrece los maximos mas fuertes. Una agrupaci6n

133

APH

APN ~PW

UPW

APS

Fig. 72. Croquis tect6nico · de Ia parte central de Ia Sierra de los Organos (con diagramas de la lineaci6n). E-zona estructuro-fadal La Esperanza; SDB-zona es· tructuro-facial San Diego de los Baiios, zona tect6nico-facial Guaniguanico, regi6n Sierra de los Organos; UPW-unidades de nappes de la faja de mogotes; APS-unidades de Alturas de Pizarras del sur; APN-

AI'S

SOli

SOB

0 1 2 3 " 5krt>

unidades de Alturas de Pizarras del norte; UM-unida· des metamorfizadas; sobrecorrimiento de las unidades de la Sierra de los organos sobre; 1-zona estiuc· turo-facial La Esperanza; 2-falla Pinar; 3--limites de los sobrecorrimientos de los principales grupos de unidades; diagramas de la lineaci6n en la proyecci6n del hemisferio superior (contonios en % ().2-3, >5).

mas pequefia de lineaciones puede observarse en la direccion de 170" B3. En algunos casos, se unen a campos localizados en el centro de los diagramas. Segun se conoce por las observaciones en el campo, estas direcciones muestran, con Ia mayor frecuencia, amplias charnelas y pliegues asociadas con la fase de desplazamientos mas jovenes que Ia fase orogenica principal.

Los pliegues que muestran ejes verticales pueden explicarse por desplazamientos horizontales a lo largo de superficies de fallas verticales, y las lineaciones horizontales de direcciones 110•, deben haber cstado asociadas a compresion local de segmentos transversales particulares de la estructura de Ia Sierra de los Organos de direccion SW-NE, esto es, perpendicular a las tendencias estructurales principales en el area. Dicha compresion puede haber sido generada por desplazamientos a lo largo de la falla Pinar. La mas antigua lineacion expresada por la textura direccional lineal (B ,) se ha de encontrar dentro de las unidades metamorfizadas. Un pequefio numero de mediciones de esa lineacion no constituye un maximo separado distinto. Sin embargo, debido a su cruzamiento con Ia lineacion B2 a un angulo de 25 a 35" y a partir de las observaciones de los diagramas XIII, XIV, XV, XVII en la figura 72, se puede llegar a la conclusion de que su direcci6n es de 80 a 90•. El campo de su ocurrencia esta unido con frecuencia al de Ia !ineaci6n B2 principal. Asi pues, existen tres clases de lineaciones en Ia Sierra de los arganos que son:

B,. La principal lineacion observada solo en las unidades metamorfizadas representadas por.lineaciones texturales y goufrage.

B2• Las principales lineaciones que ocurren en todas las unidades estructurales en el area, expresadas por pliegues, lineaciones de borde, estructuras en lapiz y boudinage.

Ba. La mas joven, asociada con los desplazamientos y el campo local de tensi6n que sigue a Ia fase orogenica principal marcarla, antes que todo, en amplias chamelas.

TECTONICA DISYUNTIVA La estructura completa de Ia Sierra de los

Organos esta cortada por un sistema de fallas (fig. 73) de las cuales no todas se pueden relacionar con un estadio definitive de Ia fase orogenica o con un estadio postorogenico. Las direcciones de las faUas indicadas en la figura 74 han sido obtenidas por . medio de fotointerpretaci6n y de estudips de campo. No muestran conjuntos o sistemas peculiares de fallas de modo suficientemente claro como para definir su origen.

La persistencia de Ia direcci6n 150-170• es el resultado de la superposicion de dos conjuntos de fallas dentro de ese sector angular. Tomando el azimut 60·, como valor medio para los ejes de las estructuras de la cordillera (ver fig 72), puede interpretarse un conjunto de fallas de direccion 1so• aproximado como perpendicular y concordante con la direccion general del transporte tectonico (en un plano de coordenadas estructurales). El origen de esas fallas esta intimamente asociado con Ia fase de sobrecorrimiento, probablemente con el ultimo episodio de ese proceso. Los desplazamientos a lo largo de esas fallas causan rotaciones de algunas porciones de las unidades de nappes escamados, que se reflejan en diferentes rechazos horizontales de segmentos. El macizo de la Sierra Quemado, puede servir como un ejemplo, en el cual existe una desviaci6n local distinta del azimut medio de los ejes de la estructura, causada por la rotacion del macizo, como resultado de rechazos horizontales diferenciados de su parte oriental (rechazo horizontal mas rapido) y de su parte occidental (rechazo horizontal mas len to).

Otro sistema bien desarrollado en Ia Sierra de los Organos Io forman las fallas de cizallamiento de eje B, vertical, que son el resultado de la accion de un campo de tension generado durante el transporte tectonico (fallas diagonales), aunque puede haberse desarrollado tambien despues del reposo de unidades estructurales en el area actual de Ia cordillera. Este sistema tiene dos conjuntos de fallas -uno de rumbo aproximado 170" que esta mejor desarrollado y el otro de ~erca de 130·, menos definido. El primero, .JUnto con la direcci6n 150", da un maximo en la figura 74. El segundo conjunto es casi invisible en los diagramas. Los conjuntos de ese sistema de fallas cruzadas forman un angulo diedro de 40-60", y su orientaci6n varia, pero no en alto grado, en partes peculiares de la estructura de la Sierra de los Organos.

El tercer sistema de fallas de disyunciones asociadas a lineamientos paralelos al eje de Ia estructura que, al mismo tiempo, es con frecuencia de elevaciones longitudinales (zonas Limonar-Cayo las Damas, La Manaja, Calientes-Cayo San Felipe, y el lineamiento de Ia zona de Mestanza-Sabalo), que se desarrollo cuando los nappes alcanzaron el area hoy ocupada por Ia cordillera. El origen de estas elevaciones es debido en parte a superficies de discontinuidad, a lo largo de las cuales pueden haber ocurrido desplazamientos verticales aun considerables, los que, sin embargo, no son detectables en el campo. Las amplitudes de esos desplazamientos pueden aumentar hacia abajo asf como, tambien, es bastante posible, que las elevaciones longitudinales sean niveladas cerca de Ia superficie por las unidades de sobrecorrimiento.

135

0 .... >

0 ~

Fig. 73. Red de fallas P.n la Sierra de los 6rganos. El mapa fue realizado sobre Ia base de la interpretaci6n de fotos aereas.

En la faja de mogotes existen tambien multiples lineamientos longitudinales con desplazamientos verticales u horizontales; por ejemplo, una zona cerca de los mogotes de San Carlos y Sumidero a lo largo de Ia cual ocurrieron rno-vimientos recientes verticales (doctor Lilienberg de la Academia de Ciencias de la URSS, inf.

136

pers.). Lo mas probable es que este sistema de disyunciones haya existido antes en el substrato, cuando las unidades de nappes fueron sobrecorridas y reactivadas durante esa fase. Algunos rechazos horizontales pueden haber ocurrido en estas zonas cerca de la falla Pinar, durante Ia fase que sigui6 al paroxismo orogenico princi-

. . .

. £--·"\ ~~

~~· .

~.---' . '

r ' '

' I r ' I

I I

0

Fig. 74. Croqttis tect6nico de la parte central y occidental de la Sierra de los Organos (con los diagramas de las fallas).

1-Zona l!structuro-facial La Esperanza; zona estructuro-facial de Guaniguanico - r egion Sierra de los organes; 2-unidades calcarcas de Ia faja de mogotes; 3-unidades de Alturas de Pizarras del norte; 4-unidades de Alturas de Pizarras del sur; 5-unidades metamorfi-

pal. La zona de falla asi orientada (paralela al eje de las estructi.lras), ha side presentada por Benes y Hanus (1967). A pesar de todo, su verdadera tendencia parece ser mas complicada que

5

. I

... .. a··· /\\ '\.' .. ·~/·>

. . . . . . .

10km

zadas; 6- zona estructuro-facial San Diego de los Banos; 7-Ne6geno-Cuaternario; 8-limite de las zonas estructuro-faciales y entre conjuntos de unidades; 9-falla Pinar; 10-diagramas de las fallas observadas I!D el terrene; 11-diagramas de las fallas interpretadas en las fotos aereas; los diagramas de las fallas fueron presentados a escala 1:50 000, antes de ser disminuida. En ellos se r eflej6 Ia longitud total de las fallas en las divisiones de 10•.

la resultante del esquema de los autores antes mencionados. Tambien parece probable que la mineralizaci6n hidrotermal este igualmente, e inclusive todavia mas, asociada con las fallas per-

137

pendiculares (en el plano de coordenadas estructurales) u oblicuas (diagonal dPbida al cizallam.iento) que con las paralelas al eje de las estructuras.

La existencia de esos elementos longitudinales que han sido con frecuencia considerados como fallas verticales de desplazamiento vertical amplio, permitio interpretar la tectonica de la Sierra de los Organos en su totalidad a la luz de los de fallas verticales (Malinovsky y Carassou, 1974; Tcherepanov y otros, 1971; Abakumov y otros, 1968; Khudoley, en Khudoley y Meyerhoff, 1971), descartando la posibilidad de cabalgamiento de los nappes.

De la observacion de las fallas mostradas en las figuras 73 y 74 se puede obtener aun otra conclusion; esta es, que la curvatura de Ia cordillera de Guaniguanico apenas influye sobre las direcciones de las zonas de las fallas principales (excepto las disyunciones longitudinales que cambian su orientacion gradualmente de acuerdo con el cambia de la tendencia del eje de la estructura) como es el caso de la orientacion de los valores de lineacion promedios (ver fig. 72). Vale la pena sefialar, que esa curva es dcmasiado pequeiia en el area estudiada, para causar reorientacion del sistema de fallas y lineaciones. Sin embargo, tal interdependencia debera ser sefialada en el campo. Si el patron del arco de la cordillera esta directamente conectado con el proceso de transporte de las unidades de nappes, entonces debemos presumir que el sistema de cizalla y fallas perpendiculares se ha originado durante la Ultima fase de sobrecorrimiento o poco despues, en las condiciones de un campo de tensi6n, constante en toda la Sierra de !os Organos, sin desviaciones locales conectadas con Ia curvatura del arco. Tal patron de estructuras lineales, puede sugerir que .la curvatura ha sido causada por movimientos subsecuentes de rechazo horizontal que han transformado la Sierra de los Organos en una forma de arco, pero sin ningtm cambia de orientacion estructural primaria. Tal caso puede ser expJicado por simples desplazamientos (sin ninguna rotacion) de los segmentos individuates de la cordillera, separados por zonas de disyunci6n.

En algunas areas de Ia Sierra de los Organos se encuentra un sistema de fallas de cizallamiento, que muestra fases de deslizamiento vertical. Puede interpretarse como un sistema desarrollado bajo compresion del eje W-E, es decir, durante el cambio del campo de tension dentro del area de la cordillera. Ese sistema solo se encuentra localmente.

En algunas zonas aparece un sistema de dislocacion de direccion N-S. Los desplazamientos a lo largo de esas superficies son bastante insignificantes, ya que se trata mas bien de zonas de

138

fractura, y tal vez, constituyan signos superficiaIes de fracturas profundas.

Los deslizamientos horizontales 't oblicuos, a lo largo de las fallas verticales, son los desplazamientos mas comunes en la cordillera de Guaniguanico. Junto a las fallas, aunque por excepd6n, se observan desplazamientos verticales. Como regia, los rechazos horizontales son sinestrales.

La existencia de una falla de rechazo horizontal que separe la Sierra de los Organos de la Sierra del Rosario, no se ha podido comprobar en la superficie del terreno (Pszczolkowski, 1974, 1977), aunque ha sido postulada por Rigassi Studer (1963) . Las unidades de la Sierra del Rosario sobrecubren a aquellas de la Sierra de los Organos sin que ninguna zona de falla detectable desplace a ambas regiones (Pszczolkowski, 1974) .

Tambien Ia falla profunda de Consolacion del Norte, no se extiende tanto como habia sido sefialado por Furrazola Bermudez y otros (1964) . Esa falla surgio al separarse la zona estructuro-facial Guaniguanico, de la de Bahia Honda. De hecho, existen fallas verticales a lo largo del limite septentrional de la zona de Guaniguanico (Danilewski, informacion escrita) pero su importancia no es tan grande como se habia imaginado. De todo lo anterior se puede establecer, que las ZO·

nas de fa!las estaban subordinadas a los sobre::orrimientos de los 11appes en el proceso de la formacion de la cordillera de Guaniguanico.

FALLA PINAR

La falla Pinar ocupa una posicion peculiar entre las estructuras disyuntivas de Cuba. Separa dos zonas estructuro-faciales diferentes. SegU.n Furrazola Bermudez y . otros (1964), se trata de una fra<;:tura profunda de 160 km de largo y de 3 000 m de d<"splazamiento vertical. Su superficie escarpada se inclina bacia el sudeste. La falla Pinar, esta seiialada en perfiles por Hatten (1957) y por Truitt y Bronnimann (1956). Segnn Ia opi· nion de Meyerhoff (en Khudoley y Meyerhoff, 1971) la falla Pinar C'S del tipo de rechazo horizontal y esta todavia activa (ver McGillavry, 1970) . Meyerhoff y Hatten (1974) mantienen que se prolonga bacia el nordeste basta el estrecho de la Florida. Rigassi Studer (1963) , par otra parte, ignora la existencia de la falla Pinar y no la seiialo en sus perfiles.

La falla Pinar separa dos zonas que difieren una de la otra en facies y en tectonica. La edad de la falla puede ·estimarse como no mas antigua que el Eoceno Medio si se toma en consideracion la edad de las formaciones mas jovenes en la cordillera de Guaniguanico. En consecuencia, esta dislocacion es mas joven, o su estadio inicial es contemporaneo con la fase tectonica principal.

Asi, la falla Pinar no puede ser considerada como una de las dislocaciones, a lo largo de la cual, la actividad de los movimientos geosinclinales ha ida cesando en Cuba, del oeste al este, desde el Cretacico Superior (como lo postularon Malfait v Dinkelman, 1972). A la luz de Ia distr ibuci6n de facies del Ne6geno, en el area de la zona estructuro-facial San Diego de los Banos, y de la margen occidental de Ia zona Guaniguanico, se puede asumir que los desplazamientos principales de Ia falla Pinar han ocurrido antes de la transgresi6n del Mioceno (Formaci6n Paso Real) , aunque Ia falla todavia ha estado activa en el Ne6geno y el Pleistocene.

Ademas de los conceptos de Ia falla Pinar, citados antes, el mas probable es el presentado por Meyerhoff (en Khudoley y Meyerhoff, 1971) , que explica la diversidad de facies en el Cretacico Superior y en el Pale6geno Temprano, en ambos lados de la falla. Su concepto, sin embargo, no aclara Ia aparici6n de formaciones similares y aun identicas al sur de Ia zona Guaniguanico (en Ia zona estructuro-facial San Diego de los Banos) y al norte v al este de Ia cordillera (zona Bahia Honda) . si se acepta la existencia de rechazos horizontales, se podrian esperar desplazamientos analogos a lo largo del limite septentrional de la zona Guaniguanico, los que todavia no han sido establecidos. No se detectaron grandes fallas de rechazo horizontal dentro de los sedimentos del Pale6gcno de las formaciones Capdevila y Universidad, entre Cayajabos y Cabanas, a) noreste de la Sierra del Rosario (Pszcz6lkowski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975) .

Los datos existentes no nos permiten definir explicitamente el cankter de los desplazamientos en la falla Pinar. Segun opinion de Pszcz6lkowski ( op. cit.) en los espejos tectonicos verticales se han observado estrias de deslizamiento oblicuas (45•), al sur de Soroa. Esto sugiere un desplazamiento de caracter vertical y horizontal de Ia falla, al menos en algunas de sus fases de desarrollo. Segun Pszcz6lkowski (1974), no se ob-

N N

t / t /z z

/ 7

G/ G p /

servan estructuras asociadas con grandes dislocaciones de rechazo horizontal, en el caso de la falla Pinar, pero se consideran al menos, algunos conjuntos de fallas qu~ llcgan oblicuamc-nte en angulos de 40 a so· hasta la falla Pinar, al norte de -San Juan y Martinez, los cuales pueden haber cstado asociados con desplazamknto a lo largo de Ia falla Pinar.

Sobre la base de las consideraciones generales de Meyerhoff (en Khudoley y Meyerhoff, 1971), Pszcz6lkowski y la autora del presente trabajo, han formulado una hip6tesis (en Pszcz6lkowski y otros, 1975) respecto a Ia evolucion de la falla Pinar a Ia luz del concepto de rcchazo horizontal o de rechazo vertical y horizontal (fig. 75) .13 La falla Pinar se ha desarrollado despues o durante Ia fase final de los sobrecorrimientos en Ia zona Guaniguanico. Al final del Eoceno Inferior, al norte de esa zona debe de haber estado situada una zona que abarcaba las actuales wnas Bahia Honda y San Diego de los Banos, las que, en Ia provincia Pinar del Rio, constituyen las contrapartidas de Ia zona Zaza en Ia parte central de Cuba. Los cizallamicntos iniciales de Ia falla Pinar estuvieron oricntados en angulo agudo a! limite de las zonas Guaniguanico y Zaza; asi, se ha formado una falla la cuai provoc6 un desplazamiento horizontal de la porci6n noroccidental hacia el nordt.:s tc; como consecuencia de este desplazamiento cxistiria una falla dextral. Aunque rechazos horizonales de ese tipo no son frecuentes en Ia rcgi6n del Caribe, alli ocurren algunos desplazamientos dextrales segun se puede deducir de los tmbajos de McGillavry (1970), Malfait y Dinkel,man (I 972) , y Mattson (1966, 1973) . El rechazo horizontal total no tendrfa menos de 160 a 180 km, porquc seria nccesario desplazar la cor-

13 Haec varios aiios uno de los autores de esta hip6· tesis (A. Pszcz61kowski) dej6 de considcrarla como Ia interpretacion que pucde explicar m~jor Ia est n 1ctura geologica de Ia provincia de Pinar del Rio. (N. del R.)

N

z t z I ~ ~

z G

z

Fig. 75. Interpretacion de los desplazamientos a lo largo de Ia falla Pinar; Z-zona estructuro-facial Zaza, G-zona estructuro-facial Guaniguanico.

139

dillera de Guaniguanico hacia atras a lo largo de Ia falla Pinar, para poder situar los fragmentos de la zona Zaza en su supuesta posicion iniciaJ. Es bastante posible que durante el Eoceno Inferior Tardio, en el comienzo de los movimientos de sobrecorrimiento en la falla Pinar, Ia parte suroccidental de Ia zona Guaniguanico contactara directamente con la de San Diego de los Banos. Despues comenz6 la deposici6n de Ia Formaci6n Lorna Candela (Eoceno Media). Esta formacion contiene abundante material elastica derivado de la zona de Guaniguanico (Pszczolkowski, en Pszcz6lkowski y otros, 1975). La escasez de material de las formaciones dpicas para la Sierra de los Organos dentro de los conglomerados de la Formaci6n Lorna Candela, expuesta al sur y al suroeste de los Banos, es explicada por Pszcz6lkowski ( op. cit.}, ya sea por la cobertura durante el Eoceno Medio de las unidades de Ia Sierra de los Organos por las unidades de la Sierra del Rosario, o por alejamiento de las primeras del depocentro de la Formacion Lorna Candela. La cuenca somera del Eoceno Media se ha nutrido casi por complete del material derivado de la Sierra del Rosario y de la zona San Diego de los Bafios. En el Eoceno Superior y en el Oligoceno, lo supuestos rechazos horizontales fuervn acompaiiados por rechazos verticales u oblicuos, a lo largo de Ia falla Pinar (lo que tambien ha sido sefialado en el Mioceno). El valor del desplazamiento vertical, seg(m Pszczolkowski (op. cit.) puede haber alcanzado entre 1 500-2 000 m.

ESTILO TECTONICO DE LA SIERRA DE LOS ORGANOS

La Sierra de los Organos, tipico ejemplo de tect6nica alpina (ver Rigassi Studer, 1963) muestra sin embargo, algunos rasgos caracteristicos que diferencian la regi6n de otros orogenos. La complejidad de los procesos tectonicos fue aqui parcialmente controlada por la litologia. El proceso de desprendimientos subsecuentes que ocurrieron en las masas de rocas transportadas, ha sido discutido en trabajos anteriores. Esos desprendimientos y movimientos diferenciales manifestados por los desplazamientos de varios nappes parciales con diferentes velocidades. decidieron sobre el estilo tect6nico de Ia Sierra de los Organos. La inversion estructural expresada por la superposici6n de las unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras sabre las unidades calcareas de la faja de mogotes, resulta del desprendimiento y de los movimientos diferenciales.

A la luz de la interpretacion anterior, parecen obvios los hechos siguientes:

1. La posicion normal de las capas en Ia mayoria de las unidades tect6nicas -presupo-

140

niendo que el nappe inicial ha sido transportado como una "tabla" y el desprendimiento principal durante el transporte ocurri6 en un horizonte dividido en dos "laminas" de espesor menor, asf como la carencia de unidades grandes (excepto Ia unidad metamorfizada) de secuencia invertida-, elimina la presencia de estructuras desarrolladas como resultado del replegamiento.

2. Las unidades calcareas de la faja de mogotes contienen las siguientes formaciones: Jagua, Guasasa, Ancon, Pica Pica, y tambien el melange; mientras que las unidades de las Alturas de Pizarras tienen la formacion San Cayetano. Esta distribuci6n se explica claramente por un desprendimiento en el limite de las formaciones Jagua y San Cayetano.

3. Las unidades estructurales estan limitadas tanto en sus topes como en sus bases por superficies de desprendimiento (en un horizonte litol6gico), y por pianos de cizallamientos (que cortan varios horizontes) con los cuales estan relacionados frecuentes cambios de espesor estructural de todas las unidades de nappes escamados.

4. Los desprendimientos subordinados y las cizallas dentro de las unidades tect6nicas, ha sido un problema mencionado antes por Knipper y Puig Rifa (1967). Los desprendimientos estan casi siempre asociadas a limites litol6gicos preexistentes. Asi, en los limites de formaciones que difieren en sus propiedades mecanicas, como por ejemplo: ellimite entre las formaciones Ancon y Pica Pica, que muestran considerables diferencias a este respecto, o en el limite de las formaciones Jagua y Guasasa, esto es, en el limite de complejos estratificados y no estratificados.

5. Las unidades particulares difieren por las deformaciones que contienen En general las tendencias estructurales en las unidades son concordantes (una ligera diferencia aparece entre las unidades calcareas y las unidades de las Alturas de Pizarras), pero localmente existen diferencias en las deformaciones y en la distribuci6n de estructuras de menor arden dentro de las unidades mayo res. Lo expresado resulta obvio si se toma en consideracion que la individualidad de las unidades _de nappes escamados se inicio temprano, durante el transporte tectonico. Esas unidades, aunque subordinadas al campo general de fuerzas, fueron deformadas de

manera caracteristica para cada una, en dependencia de las condiciones. de transporte. La litologia representa un papel importante en esas deformaciones. Por ejemplo, una unidad cuyo desprendimiento ocurri6 dentro de la Formaci6n Gua'>asa, pero sabre la caliza masiva del Miembro San Vicente, se ha deformado de una manera mas uniforme que la que presenta t>se miernbro en su parte inferior; se producen deformaciones plasticas mas intensas en las unidades formadas por secuencias bien estratificadas, asi como la t>stratifkaci6n Iibera algunas tensiones por media de deslizarnientos que ocurren Fntre capas. En un complejo masivo, la tension se Iibera por las cizallas. Las diferencias locales en el estilo de la deforrnaci6n resultante de las diferencias litologicas han de ser observadas dentro de las unidades de las Alturas de Pizarras constituidas porIa Formaci6n San Cayetano (por ejemplo, el predorninio de areniscas de estratificaci6n gruesa).

6. La participacion insignificante de grandes pliegues en las unidades de nappes escarnados, resuJta del caracter del transporte tect6nico con desprendimientos graduales, y desplazamientos horizontales df' grandes rnasas de rocas libres. Por esto las condiciones de transporte no favorecen el desarrollo de estructuras de pliegues grandes, tales como las mostradas por Hatten (1957) . Las unidades tectonicas de Ia Sierra de los Organos se movieron deslizandose una sabre la otra, proceso que fue facilitado por los paquetes de esquistos arcillosos de algunas formaciones. Los gran des pliegues · son raros aun en tales rocas incornpetentes, como algunas porciones pizarrosas de la Formaci6n San Cayetano. El desarrollo de algunas de las unidades tect6nicas permite concluir que su sobrecorrimiento ocurri6 en condiciones de debil compresi6n en algunas regiones, o que en principia se liber6 la tensi6n a lo largo de superficies de discontinuidad mecanica.

7. La zonalidad de las deformaciones. Como se menciono anteriormente, las grandes estructuras plicativas, son raras en la Sierra de los ·o rganos. Sin embargo, existen abundancia de mesoestructuras que se originaron en condiciones de deformaciones plasticas. Este fen6meno puede explicarse por el hecho de que las condiciones de deformaci6n fueron insuficientes para plegar las unidades completas y las tensiones acumuladas fueron liberadas, en deformaciones mas fuertes, de algunas porciones de roca

en las unidades particulares o -como se ha mencionado anteriormente- a lo largo de superficies (formadas mas temprano) de heterogeneidad mecanica o pianos de falla. Los desprendimientos y deslizamientos que causan diferenciacion de las velocidades de desplazamiento de unidades litol6gicas, representan un papel importante. En algunos casos, una parte de la unidad desplazada ha sido sometida a una compresi6n mas fuerte, debido a un desplazamiento desigual; uno de los resultados de esto es la concentraci6n de deformaciones asociadas con el transporte tect6nico en ciertas zonas, y no solo cerca de los pianos de sobrecorrimientos principales. Este fen6meno se observa con frecuencia en el campo, cuando un complejo de roca esta muy deformado, con muchos pliegues pequeiios, cizallas, boudinages y pasa continuamente de forma lateral bacia capas solo poco dobladas. La zonalidad de las deformaciones es caracteristica de todas las unidades estructurales de la Sierra de los Organos, y es mas pronunciada en las unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras.

Los caracteres de la estructura de Ia Sierra de los Organos, mencionados antes, son el resultado de la naturaleza de los desplazamientos que pueden ser definidos en forma breve como movimientos diferenciales resultantes de desprendimientos. Esos rnovimientos conducen a la formacion de unidades de nappes escamados. Este nombre introducido por Ia autora de este trabajo (en Pszczolkowski y otros, 1975) , acentua tanto su derivaci6n de un nappe inicial como su subsecu~nte diferenciaci6n e individualizacion.

El comportamiento de las masas de roca durante el transporte puede indicar que los procesos relacionados con una persistencia del componente gravitacional, han representado un papel importante durante las primeras fases del desarrollo de las estructuras de Ia Sier ra de los Organos. Los desplazamientos gravitacionales han sido descritos en la regi6n del Caribe por Hess (1966, 1968) ; Mattson (1966, 1973) y otros.

Sin embargo , apenas puede aceptarse que este componente sea el poder motivador principal de los procesos tectonicos de la region.

DESARROLLO DE LAS ESTRUCTURAS DE NAPPES DE LA SIERRA DE LOS ORGANOS

Las estructuras tect6nicas actuales de Ia Sierra de los Organos estan determinadas por el

141

ambiente de sedimentacion y por las condiciones de tension que han existido en el geosinclinal cubano durante el periodo precedente a los sobrecorrimientos de nappes. Condic;ones relativamente tranquilas de deposicion carbonatadas persistieron durante el Jurasico Superior y el Cretacico Inferior; despues sucedieron asociados con la evolucion de Ia batimetria de Ia cuenca en el Paleogeno, lo cual esta demostrado por hiatos de erosion en el limite de las Formaciones Guasasa y Ancon Los movimientos verticales ocurridos en el Cretacico Superior r.udieran haber sido un eco de las fases subherciniana y laramica, e insertados entonces en el Paleoceno, cuando se depositaron los sedimentos de la Formacion Anc6n.

Durante el Eoceno Inferior, los cambios batimetricos fueron muy violentos. En algunas partes de la cuenca se depositaron paquetes de silicitas (en la actual unidad valle de Pons) que fueron tf'emplazados por brechas y conglomerados alternados con areniscas grauvaticas con material volcanico, tambien se depositaron algunas capa,s de argilitas y cal.izas. Las areas fuentes del material clastico deben haber cambiado, aparte de los cambios batimetricos de la cuenca sedimentaria. La aparici6n de grandes cuerpos ultramaficos intercalados en los depositos arenaceo-arcillosos muy tectonizados, se atribuyen a ese periodo. El ultimo complejo fue denominado Vieja Wild Flysch por Hatten (1957). Su con~epcion asume la formaci6n de cordilleras sinsedimentarias durante el Eoceno, desde las cuales, el material fue suminist~·ado a las cuencas. AI mismo tiempo el material ajeno, tal como rocas ultramaficas (serpentinitas), gabro, bloques de basalto y fragmentos mas pequefios de eclogita fueron suminist rados como olistolitos debido a los desHzamientos gravitacionales. Los levantamientos verticales de las cordilleras causaron perturbaciones tect6nicas sinsedimentarias. El origen puramente sedimentario del Vieia Wild Flysch no es tan evidente, ya que esas rocas son en muchas localidades megacataclasita. El termino melange (Hsii, 1968) parece ser mas apropiado (Piotrowski, 1973; Pszcz6lkowski y otros, 1975). Un concepto que explica el origen de Jas zonas de melange como resultado de la removilizaci6n y protrusion de rocas ultrabasicas en el fondo de sobrecorrimientos escarpados y profundos (Knipper y Puig Rifa, 1967; MacGillavry, 1970) no puede ser aceptado aqui sin algunas modificaciones, debido a dos razones fundamentales:

1. Las zonas de melange aparecen en las partes superiores de las unidades estructurales terminando sus perfiles y no en sus partes in_f~riores como mantenian Knipper y Puig R1fa, ( o p. cit.).

142

2. Los pianos de sobrecorrimiento que separan las unidades se han formado debido a los desprendimientos y han sido casi horizontales durante su desarrollo o. si hay que aceptar una cizalla, fueron inclinados !evemente y es dificil aceptar su penetracion profunda hasta la parte superior del manto.

A pesar de muchos fen6menos todavia inexplicados, la autora del trabajo prefiere presentar aqui un origen del complejo de rocas descrito, como melange, basado en los hechos observados en el campo.

1. Este melange es un complejo de rocas tectonizado con mas o menos uniformidad, y mayor intensidad que en cualquier otra parte de las unidades estructurales. Este fen6meno no puede explicarse por la zonalidad de deformaciones, porque se trata de un complejo de considerable espesor. Por lo general, las zonas de concentraci6n aumentada de deformaciones son menos gruesas con transiciones laterales hacia estratos debilmente perturbados.

2. El postulado fundamental es la aparici6n de melange en la parte superior de las unidades estructurales en una posicion litoestratigrafica definida . El melange aparece sobre la Formaci6n Pica Pica en un contacto tect6nico. No se han observado melanges en las unidades tect6nicas constituidas solo por la Formaci6n San Cayetano. Por consiguiente, su presencia esta !imitada a las unidades que contienen formaciones del Jurasico Superior, Cretacico y Paleogeno. Esas son las unidades calcareas de la faja de mogotes, que· constituyen la parte superior en el nappe inicial.

3. El m elange contiene fragmentos de rocas derivadas de formaciones mas antiguas que el, aunque aparecen en minoria, en relaci6n con los grandes bloques de rocas ultramaficas y pequefios bloques de rocas magmaticas acidas, asi como fragmentos de rocas metarn6rficas. Sedimentos clasticos cataclasados que pertenecen, probablemente, sobre todo a la Formaci6n Pica Pica, constituyen la matriz para otras rocas. De esto se infiere, que la mayoria de los componentes del melange no se derivan de la zona estructuro-facial Guaniguanico, sino que son ajenos y vienen de otras zonas. La composici6n del melange muestra las mayores analogias con las rocas de la zona Zaza que constituye una contrapartida de las que existen en la provincia de Pinar del Rio: zonas San Diego de los Banos y Bahia Honda.

4. El espesor de la zona de melange es mayor en las unidades inferiores, esto es, en aquellas que han ocupado las posiciones mas septentrionales en el depocentro y estuvieron mas cerca de la zona eugeosinclinal de Zaza.

AI analizar los hechos expuestos anteriormente, se pue& sacar como conclusion que los componentes del melange deben haberse encontrado en el depocentro de las Sierra de .los Organos antes del transporte tectonico principal de los nappes hacia el norte. Esta conclusion concuerda con la de Hatten (1957). La fuente del material de melange y la via por la cual este ha sido llevado a la cuenca, constituyen todavia problemas nor resolver. Debido a las afinidades petrologieas, la zona Zaza parece haber sido el area originaria para el material del melange encontrado en la actualidad en la cuenca sedimentaria de la zona Guaniguanico. La deposicion de melange alii, fue anterior a la fase orogenica principal del Eoceno. Si las rocas ultramaficas fueron llevadas a la zona Zaza como resultado de removilizacion y protrusiones frias (Knipper y Puig Rifa, 1967; McGillavry, 1970), entonces su aparici6n en la zona estructuro-facial Guariiguanico seria la tercera fase en su camino bacia la superficie de la litosfera. Tal concepto concordaria con la edad de las deformaciones principales observadas en la regi6n del Caribe (las fases subherciniana y laramiana, Knipper y Cabrera, 1974) y la fase pirenaica segun la autora. Hatten (1957) opina que durante la fase final de deposici6n del Eoceno Inferior se acumulo wild flysch simultaneo con fen6menos de deslizamiento gravitacional de las cordilleras ascendentes. Una parte de los bloques ajenos han sido considerados por Hatten (op. cit.) como olistolitos. Se considera que los deslizamientos gravitacionales no fueron de caracter local, sino que tuvieron alii un significado regional. Lomas probable es que la masa principal de rocas ultramaficas se haya deslizado por la vertiente de la cuenca bacia e) depocentro en la Sierra de los Organos conjuntamente con otras rocas tomadas a lo largo de su trayecto. Las masas deslizadas, considerablemente tectonizadas, han reposado en las capas blandas de la Formacion Pica Piva (o en la parte mas alta que puede ser considerada como wild flysch segU:n la opinion de Hatten, op. cit.), causando su replegamiento o reduccion tectonica parcial. De esta forma puede explicarse la posicion del melange en el tope de la secuencia litoestratigrafica de la Sierra de los Crganos. Por lo tanto, durante la fase temprana del paroxismo orogenico principal, ocurri6 un transporte tectonico considerable; es decir, un deslizamiento de rocas ultramaficas en la cuenca, todavia en las condiciones de la deposici6n continua.

Sin considerar la causa y la derivacion de los impulsos que han iniciado los sobrecorrimientos en el Eoceno, hay que mencionar que ellos han generado tensiones cuyo resultado directo fue el transporte de los nappes bacia el norte. Las unidades de la Sierra de los ·Organos fueron probablemente transportadas hacia el norte como un nappe en forma de " tabla" (seglin Tollmann, 1973). Su plano de desprendimiento es desconocido, pero su secuencia normal persiste imperturbada, a pesar del transporte tectonico. La gran masa de rocas deslizada de esa forma era de hecho el nappe inicial (Piotrowska, 1975). Sus partes inferiores se integraron de la Formacion San Cayetano, y la parte superior fue compuesta por las formaciones calcareas que terminan en rocas de melange. El desprendimiento principal que ha controlado la historia subsecuente completa de deformaciones y la actual estructura de la Sierra de los Organos, ocurrio ya dentro del nappe inicial transportado (Fig. 76). -Se desarrollo en el limite de la Formaci6n San Cayetano elastica y de la Formaci6n Jag~a calcarea; lo cual significa, necesariamente, que el desprendimiento estuvo

•

s N

-~ =-~ / ' ~=qs .. ·•.· .. ·.~~' . ..... 2 . . . ·. 13 ~ ·. ·. :: . . ··. · . . · . ·· . ·. ·:: ... ·.·. · · ·· "I

Fig. 76. Etapas del transporte tect6nico de las unidades de nappes - escamas que forman las Alturas de Pizarras; y faja de mogotes. 1-formaciones calcareas con Ia Formaci6n Pica Pica y melange en el tope; 2-Formaci6n San Cayetano.

143

solo dentro de un mismo horizonte estratignHico. En ciertas unidades derivadas del nappe calcarea existen en sus porciones inferiores algunos fragmentos de la parte superior de la Formacion San Cayetano. de la misma manera que algunas unidades de las Alturas de Pizarras pueden contener fragmentos de formaciones calcareas.

Lo mas probable es que el mecanisme de desprendimiento haya sido perturbado por sistemas de cizallas, como consecuencia de tensiones locales. Un desprendimiento en el limite de la Formacion San Cayetano con la Formacion Jagua inicio un movimiento n'!pido e independiente de la parte superior completa del nappe inicial; esto es, de las formaciones calcareas, la Formacion Pica Pica y las rocas de melange. De esta forma el nappe inicial, debido a movimientos diferenciados, se divide en dos nappes parciales desplazados bacia el norte, a diferentes velocidades. El mas alto, el nappe calcarea (Piotrowska, 1972, 1974, 1975) fue transportado mas rapidamente que el inferior, a las Alturas de Pizarras, que consiste en Ia Formaci6n San Cayetano. La litologfa de esta facilito un movimiento mas rapido del nappe calcareo. El nappe en movimiento estuvo su ieto a nuevas deformaciones expresadas por las mesoestructuras descritas en epigrafe anterior y por el escamado del nappe calcareo completo. Probablemente el escamado no fue causado por el plegamiento y el alargamiento del flanco mas corto, sino mas bien se debio al desplazamiento a lo largo de pianos de cizalla desarrollados como resultado de tensiones dentro de las masas de rocas transportadas. Las cizallas transformadas en fallas inversas fueron el resultado de una accion de fuerza paralela a la direccion de transporte del nappe completo. Los movimientos diferenciales de menor escala fueron simultimeos con el proceso, y continuaron en las escamas recien formadas. Pueden servir aqui de ejemplo, las unidades tect6nicas Quemado e In· fierno, descritas anteriormente, ya que en algunas porciones solo dominan algunas de sus unidades litoestratigraficas. El transporte tectonico hacia el norte del nappe calcarea y, a con?nuaci6n, de las unidades de nappes escamados resultantes del mismo

1 fue .lo que sin ninguna uniformidad,

incluyo sobre el modo de escamado y la distribucion de las escamas. Esto fue en particular distinto en Ia ultima etapa del transporte tectonice, cuando las unidades de nappes escamados alcanzaron el area de la cordillera actual.

El substrata pudo haber mostrado en aquellos tiempos, un relieve diversificado que controlaba Ia velocidad de transporte. Las relaciones espaciales entre las unidades particulares en las regiones oriental, central y occidental, difieren. Este fenomeno esta asociado con las elevaciones y depresiones dentro de la cordillera. En Ia depresion mogote Pico Simon-Pancho Luis, las unida-

144

des de nappes escamados estan considerablemente empaquetadas unas con otras y los buzamientos de las capas son mucho mas abruptos que en otras partes de Ia cordillera. En el area de la elevacion Pons, las unidades de nappes escamados estan casi horizontales, en forma de "laminas" superpuestas una sobre otra. Las deformaciones principales en su interior son numerosas cizallas, desplazamientos y reducciones mas 0 menos paralelas a Ia superficie del sobrecorrimiento principal. Tambien la depresion San Carlos muestra un gran empaquetamiento de la masa rocosa. De esta manera, el nappe calcarea se fragmenta en unidades de nappes escamados mas pequefios, que alcanzan el area de la actual cordillera de Guaniguanico. En los perfiles de estas unidades dP la faja de mogotes, aparecen solo fragmentos de la formacion San Cayetano, esporadicamente. Esta formaci6n se movia mas lentamente y se quedo rezagada. Las unidades de nappes escamados del nappe calcareo ya establecidas en el area de la cordillera, fueron entonces sobrecorridas por el gran nappe de las Alturas de Pizarras diferenciado en unidades tectonicas menores. De esta manera, se logro una peculiar inversion, en la cual las unidades de la pa-rte inferior del nappe inicial se superpusieron a las unidades que tenian una posicion primaria superior. Rigassi Studer (1963) ha denominado este fen6meno, en la Sierra de los Organos, inversion de superposicion. Las unidades de nappes de las Alturas de Pizarras, al entrar en el area de la cordillera ya cubierta por las rocas calcareas de los nappes escamados, se encontraron con una paleomorfologia diversificada dificil de descifrar, debido a los movimientos verticales subsecuentes y a los desplazamientos horizontales a lo largo de los planos de fallas. Sin embargo, se puede suponer que las unidades calcareas individuates no tenian una extension uniforme en el area estudiada. Algunas de elias ocurrieron y todavfa aparecen dentro de supuestas depresiones. Estas son, por ejemplo, las unidades sierra de Guane, Paso Real, Quemado, sierra de Celadas y sierra de la Guira. Esto tambien se prueba por la gradual desaparicion de las unidades cuan· do se aproximan a la culminacion de la elevacion Pons, cuya area solo fue . cubierta parcial mente, por las unidades valle de Pons e Infierno y Viiiales.

Las prolongaciones anteriores de las unidades de la faja de mogotes son consideradas aqui con direccion lateral, pero en los perfiles perpendiculares al eje, en algunas areas, puede observarse una gradual desaparicion de estas. EI area diferenciada fue entonces invadida por el sobrecorrimiento de las unidades de nappes escamados de Alturas de Pizarras. La diferencia en las direcciones de las unidades estructurales de la faja de mogotes y de Alturas de Pizarras es inferior a

10 y lSQ (teniendo en cuenta el rumba promedio de las estructuras). La diferencia entre los rumbas de las unidades mencionadas, depende del giro de las de la faja de mogotes, siguiendo la direccion de las manecillas del reloj. Dicho giro se ha mostrado en los trazados de las pequefias estructuras dibujadas en los diagramas estadisticos, de manera que uno no puede establecer con certeza cuales de esos rumbas ya fueron desviados durante el sobrecorrimiento de las unidades de Alturas de Pizarras, aunque tal explicacion parece ser la mas logica (comparada con los movimientos rotacionales en las Antillas). Resu1ta sumamente dificil aceptar que esta ligera discordancia estructural hava sido causada par rechazos horizontales longitudinales mas jovenes de tipo de torsion, puesto que tales deformaciones debieron abarcar la serie total de las unidades encontradas a lo largo del perfil y no solo la parte estructuralmente inferior.

Las unidades estructurales sobrecorridas, las calcareas y las de Alturas de Pizarras, muestran casi en su totalidad una secuencia normal de sus capas. Las complicaciones que han causado Ia inversion local de Ia secuencia, estan asociadas con deformaciones mas j6venes que las de Ia fase orogenica principal. La superposici6n de las unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras, de acuerdo con Ia historia de la diferenciacion del nappe inicial presentado por la autora (Piotrowska, 1972, 1975), no es tan obvia. La estructura de la Sierra de los Organos fue explicada por otros autores de una forma dificil de aceptar, como por ejemplo, los que no compartian la tectonica de nappes. Las unidades de nappes de las Alturas de Pizarras redbieron diferentes nombres segtm los autores y, algunos de ellos, observaron ciertos caracteres estructurales individuates de algunas partes de la Formacion San Cayetano (Hatten, 1957; Rigassi Studer, 1963).

Las unidades metamorfizadas tales como Mestanza, Pino Solo, y Cerro de Cabras, ocupan Ja posicion mas alta en la Sierra de los Organos y reposan en forma discordante sobre las unidades de nappes escamados de las alturas de Pizarras del sur. Las unidades Pino Solo y Mestanza forman una sola unidad en algunas areas de la parte occidental de la regi6n aunque estan separadas en otras areas por sobrecorrimiento en cbarnela, de una amplitud creciente bacia el este. Esas unidades muestran secuencias invertidas. Este es el unico caso, en toda la Sierra de los Organos, de posicion invertida de una unidad estructural completa. La historia del desplazamif>nto de las unidades metamorfizadas mencionadas antes, difiere de las unidade.s no metamorfizadas. De las ultimas difieren tambien por sus facies. Seg(In Piotrowski (1977) el depocentro de estas unidades metamorfizadas es probable que estu-

viera situado dentro de una zona eugeosinclinal inicial, demostrada por la aparicion de rocas magmaticas (diabasas, lampr6firos, gabros) y tobas, en las secciones de la Formacion Arroyo Cangre, asi como capas interestratificadas de rocas eruptivas de canicter basico metamorfizadas, y multiples tufitas interestratificadas en la Formaci6n J agua.

Las analogias de las unidades metamorfizadas con los complejos metamorficos de Isla de la Juventud y del macizo del Escambray (Cuba central) sugieren un caracter regional del metamorfismo en aquellas unidades y, conjuntamente, sefialan conexiones con las partes mas meridionales del geosinclinal cubano.

Los procesos metamorficos pueden baber estado asociadas a un periodo temprano de la fase orogenica principal o con una fase mas temprana del Cretacico Superior (?) . Se puede suponer que fueron sincronicos con los primeros desplazamientos en gran escala del orogeno en desarrollo. Durante ese tiempo una gran porcion del geosinclinal cubai'l.o, del cual se derivan las actuales unidades metamorfizadas de la Sierra de los Organos, descendi6 basta partes mas profundas de la litosfera donde, bajo condiciones de tension (lineaciones de recristalizacion) , fue sometida a metamorfismo. SPgun la opinion de Piotrowski (1977) las condiciones metamorficas corresponden a la facies mineral de esquistos verdes. Mas tarde, las unidades metamorfizadas fueron transportadas bacia el norte y corridas sabre las unidades de nappes escamados de las Alturas de Pizarras. Es dificil de precisar su extension primaria; seguramente alcanzaron Ia faja de mogotes actual o su vecindad. Algunas informaciones sobre estos aspectos pueden obtenerse por la existencia de pequefios fragmentos del complejo metamorfizado, correspondientes litol6gicamente a unidades metamorfizadas del sur, situadas al norte de la faja de mogotes. Esos fragmentos sobrepasan las unidades de las Alturas de Pizarras del norte cerca de Minas de Matahambre. Sin embargo, es bastante posible que sean porciunes de la Formaci6n San Cayetano de las unidades de Alturas de Pizarras del norte que estan mas dinamometamorfizadas. La extension de las unidades metamorfizadas hacia el nordeste esta limitada por la falla Pinar a la cual se adhieren las unidades en forma discordante. Ha. cia el suroeste, esas unidades se ensancban mas a medida que pasan bajo el Ne6geno, en la peninsula de Guanahacabibes. En resumen, las unidades metamorfizadas de la Sierra de los CJrganos ocupan la posicion estructural mas alta en esta region, muestran secuencias invertidas y es probable que fueran metamorfizadas antes de su llegada e, inclusive, antes del comienzo del cha· rriage, demostrado por el analisis de las lineaciones. El problema de las unidades de la Sierra

145

del Rosario no se discute aquf, ya que esas unidades pertenecen a otra region geologica (ver Pszcz6lkowski, 1977) .

Despues del transporte tect6nico, e inclusive en su fase final, se generaron tensiones en las estructuras recien formadas; Ia liberaci6n de dichas fuerzas esta expresada por deformaciones y desplazamientos orientados bacia el sur (Piotrowska, 1972, 1975; Danilewski, 1972). El origen del componente de direcci6n opuesto a Ia direcci6n de transporte principal puede ser interpretado de diversas formas. Los desplazamientos bacia el sur se pueden explicar plausiblemente por la resistencia de la plataforma Florida-Bahamas. Esa resistencia expresa no solo en los desplazamientos bacia el sur de algunas porciones de la cstructura previamente formada de la Sierra de los Organos, sino tambit~n, en sobrecorrimicntos locales de una parte de la zona estructuro-facial La Esperanza (Danilewski, en Pszczolkowski, 1975), del macizo de sierra de Cajalbana de la zona Bahia Honda (Skupinski, op. cit.), sabre las unidades de la Sierra de los cJrganos y de I~ Sierra del Rosario. De esta manera, la fase p1n.:na1ca terminO en el area estudiada abarcando los cabalga:nientos iniciales dentro de la antigua cu_enca sed1i?entaria hasta los ultimos desplazamientos honzontales en el area de Ia actual cordillera.

Sin embargo, los movimientos tectonicos no finalizaron todavia en el Iugar. Varios desplazamientos tuvieron efecto a lo largo de los pianos de las fallas, al menos una parte de los cuales, result6 una continuaci6n de disyunciones mas temi?r~nas, ~esar~olladas durante el transporte tectomco e mclusive, anterior a su iniciacion.

UNIDADES TECTONICAS DE LA SIERRA DE LOS ORGANOS Y LA HISTORIA GEOLOGICA DE CUBA

Much?s aspectos de la geologia de Ia regi6n del Canbe permanecen todavia sin soluci6n. Algunos ~onceptos concernientes tanto a la region del Canbe completa como a sus partes, por ejemplo, Ia cord~llera de Guaniguanico, permaneceran por largo ttempo como hip6tesis. AUn se desconoce sabre que substrata descansan las unidades tect6nicas actuales de Ia Sierra de los Organos y tampoco se ha encontrado cual era el fundamento ?e .esa secu:ncia antes de que empezaran su cornmtento hacra el norte.

En los epigrafes precedentes se ha mencionado que, bajo las unidades aloctonas de Ja Sierra de los Organos puede subyacer una secuencia eugeosinclinal (la zona Zaza en sentido amplio). Algunos datos, como por ejemplo, la ventana

146

tectonica Cabeza de Horacio, sugieren que Ia zona estructuro-facial La Esperanza puede aparecer debajo de las unidades de la Sierra de los Organos.14

Segun Pardo (1975), las rocas que afloran en la ventana Cabeza de Horacia pertenecen ala zona Bahia Honda. Parece sin embargo, que esta ultima zona no continua a traves de una gran distancia bajo las unidades tectonicas de Ia cordillera de Guaniguanico. La autora opina, que la presencia de la zona La Esperanza bajo las unidades de lade Guaniguanico es mas probable; si es asi, esa unidad seria Ia unidad basica principal en Ia parte septentrional de Ia provincia Pinar del Rio. La zona Bahia Honda ha sido parcialmente sobrecorrida por las unidades tect6nicas de la zona Guaniguanico, empujada entonces bacia el sur sobrecorriendo por su parte meridional las unidades tect6nicas de la zona Guaniguanico (superposicion .secundaria que se sabe que ocurre en muchos sitios). Un concepto de Hatten (1957) , apoyado lu~go por McGillavry (1970), sabre el sobrecorrimiento del macizo de Cajalbana -que es una parte de la zona Bahfa Honda-, desde el sur sobre las unidades de Guaniguanico, parece tener pocas probabilidades de ser cierto.

La situacion tect6nica en la provincia de Pinar del Rio se complica ademas por la falla Pinar, aunque Ia hipotesis presentada en este trabajo respecto a los desplazamientos a Jo largo de esta falla explica, de cierto modo, la presencia de las unidades de la cordillera de Guaniguanico en su posicion presente. Mattson (1966, 1973) , ha citado rech~zos horizontales dextrales en Ia region del Canbe y ha tratado de relacionarlos con el proceso de rotaci6n de las Antillas Mayores. Aceptando la interpretacion de los desplazamientos a lo largo de la falla Pinar como correcta, surge otro problema dificil. <. Cuales eran las interrelaciones de las zonas Guaniguanico y Zaza? Las observaciones hechas en otras regiones de Cuba seiialan Ia similitud de las unidades de la cordillera de Guaniguanico, con todas las unidades metamorfizadas de las rocas que afloran en Isl~ ~e la Juvent~d ,Y en la sierra del Escambray (~tl~an , 1972; Mtllan y Somin, 1978; Somin y Millan, 1972, 1974). Son cada vez mas frecuentes las opiniones que afirman que las rocas de las unidades metamorfizadas de Ia cordil1era de Guaniguanico, Isla de la Juventud y sierra del Escambray son de edad mesozoica (Somin y Millan,

u Si las rocas de Ia zona La Esperanza subyacen las unidades tect6nicas de Ia Sierra de los Organos, entonces no pueden tener los rasgos caracteristicos para Ia zona Zaza, sino los de una secuencia miogeosinclinal (ver notas anteriores). Sin embargo, Ia autora sugiere la presencia de las rocas del tipo eugeosinclinal por debajo de las unidades tect6nicas de la Sierra de los Organos. (N. del R.)

1972. 1974; Millan, 1972; Piotrowski, 1977) y no de Paleozoico como fue sostenido hasta ahara por muchos (Puscharovsky y otros, 1967; Furrazola Bermudez y otros, 1964; Uchupi, 1973). Por otra parte, intimas analogias con unidades no metamorfizadas de esa region, conducen a la conclusion de que el depocentro completo de las unidades de la Sierra de los Organos, y posiblemente tambien el de la Sierra del Rosario, ha estado situado dentro del geosinclinal cubar.o al sur del miogeosinclinal. 15 Es posible que fuera una parte menos profunda del geosinclinal, al menos durante algunos periodos de su evolucion. El depocentro de Ia zona Guaniguanico puede haber estado localizado al sur de la zona eugeosinclinal Zaza (Piotrowska en Pszczolkowski y otros, 1975). De este modo, las raices de los rwppes de la Sierra de los Organos se localizarian en un area al sur de las costas cubanas. La zona Zaza no es autoctona, como se d"duce del trabajo de Knipper y Cabrera (1974). La localizacion de la zona eugeosinclinal es un tema de discusion. Este problema fuc discutido en distintos trabajos por Meyerhoff (1964, 1967), Meyerhoff y Hatten (1968) , Khudoley y Meyerhoff (1971) Furrazola Bermttdcz v otros (1964), Judoley y Furrazola Bermudez (1971), Pardo (1966, 1975), Knipper y Cabrera (1974). Se conoce que los sedimentos rm\s septentrionales del sistema geosinclinal cubano aparecen en el margen m eridional de Ia plataforma de Florida-Bahamas. subyacidos par rocas metamorficas del Paleozoico que han s ido encontrados par medio de perforaciones profundas en !a Florida (Furrazola Bermudez y otros, 1964) y por media de investigaciones de gravimetria (Soloviev y otros, 1964). Los sedimentos en Ia zona de las islas Bahamas-Cuba septentrional-Florida son, ante todo, calizas de mares someros y tambien evaporitas (Meyerhoff, 1964; Meyerhoff y Khudoley, 1971: Pardo, 1966, 1975; Knipper y Cabrera, 1974).

La iniciacion del miogeosinclinal ocurrio probablemente en el Jurasico Superior, segun los autores antes mencionados.

Los sedimentos en cuestion continuan hacia e l sur en Ia zona Remedios , en la parte norte-central de Cuba. AI sur del miogeosinc!inal se formo una fosa profunda en el limite del Jurasico-Cretacico en la cual se depositaron calizas en capas delgadas y rocas siliceas (Knipper y Cabrera, 1974). Tales condiciones persistieron inclusive basta el Cenomaniano.

Solo su parte septentrional, representada por sedimentos calcareos de aguas profundas es cons iderado par Meyerhoff (en Khudoley y Meyerhoff, 197 1) como leptogeosinclinal. Su parte me-

15 La autora utiliza el termino miogeosinclinal como sin6nimo de plataforma. (N. del R.)

ridional es Hamada elevacion marginal. Segun Knipper y Cabrera (1974), una barrera (la subzona Jatibonico) se formo debido a los movimientos tectonicos a lo largo del borde meridional del miogeosinclinal, en el Cretacico Media. AI final del Cenomaniano ceso nipidamente la sedimentacion en el leptogeosinclinal y Ia superficie de erosion fue cubierta por secuencia Maestrichtiana.

El eugeosinclinal fue localizado al sur del leptogeosinclinal. El problema del basamento del eugeosinclinal permanece abierto a discusion.

Pardo (1966) y Ducloz y Vuagnat (1962), opinan que la secuencia volcanica de Ia zona eugeosinclinal descansa sabre rocas metamorficas paleozoicas que difieren, sin embargo, de las rocas de Trinidad y de las de Isla de la Juventud. Tambien Meyerhoff (1964) en Khudoley y Meyerhoff (1971), asume la existencia de un basamento paleozoico de tipo continental debajo del eugeosinclinal cubano. Segun otro concepto, el eugeosinclinal cubano se desarrollo sobre una corteza oceanica (Adamovich y Chejovich, 1964; Markov y otros, 1964; Edgar y otros, 1971: Malfait y Dinkelman, 1972; Dietz, 1964; McGillavry, 1970; Fox v Heezan. 1975; Dietz y otros, 1970 a, b; Pinet, 1975; Molnar y Sykes. 1969; Mattson, 1966, 1973, y Donnelly, 1975). Otros conceptos intermedios aceptan ambas cortezas, continental y oceanica, en la region del Caribe; Uchupi, 1973 e lturralde-Vinent, 1975.

Sabre Ia base de los postulados de Dietz y Holden (1970) y Dietz y otros (1970), de que los geosinclinales se han iniciado sabre la corteza oceanica, puede presumirse que dicha corteza debe haber existido bajo la parte meridional del geosinclinal cubano.

Las areas situadas al sur de Cuba no son todavia lo suficientemente conocidas, a pesar de que los datos de refraccion sismica (Ewing y otros, 1960) sugieren que fragmentos del basamento basaltico oceanica, estan expuestos en Ja cuenca de Yucatan de acuerdo con las opin;ones de la mayoria de los investigadores de la region del Caribe (Uchupi, 1973; Malfait y Dinkelman, 1972; Dietz y otros, 1970 h: Arden, 1975 ; Foxy Heezen, 1975; Donnelly, 1975). No se conocen los fragmentos relativos al posible basamento sabre e1 cua l hayan descansado las sec;1encias estratigraficas de Guaniguanico antes del desplazamiento. Segun Donnelly (1975), los complejos paleozoicos de la region del Caribe se consumieron en la zona de subduccion, lo cual explica, en su opinion, el problema del sustrato d e Ia Formacion San Cayetano.

Las primeras manifestaciones de actividad volcanica aparecieron en Ia parte occidental del geosinclinal cubano durante el Jurasico Inferior (?) -Juras ico Media, Piotrowski, 1977. Wassail (1956), y Meyerhoff y Hatten (1968), mencionan la po-

147

sibilidad de existencia de fenomenos volca.nicos en el Jurasico Super ior . El siguiente periodo de actividad tectonica intensificada ocurrio durante el Cretacico Superior (tabla 9). En ese tiempo comenzo la fase orogenica subherciniana, que se habia manifestado par sobrecorrimientos de serpentinitas que causaron plegamientos intensos en la provincia de Oriente (Knipper y Cabrera, 1974; Kozary, 1956, 1968). La intensidad de estos rnovimientos de plegamiento de la fase subherciniana disminuyo bacia el occiden te (Knipper y Cabrera, 1974) , lo cual concuerda con las observaciones de Mattson (1960, 1973) realizadas en

Puerto Rico, donde ocurrieron desplazarnientos gravitacionales durante el Alb iano.

Parece rnuy probable que en la parte occidental del geosinclinal cubano tuvieron Iugar movirnientos verticales considerables durante el Cretacico Superior, posiblernente junto con algunos desplazarnientos horizontales en la zona eugeosinclinal Zaza. La actividad volcanica y la reactivaci6n de las serpent initas estuvieron conectadas, sin dudas, con ese periodo (McGillavry, 1970; Bonis 1968; KnippP-r y Puig Rifa, 1967). La actividad tect6nica del Cretacico Superior , tarnbien se expresa en la zona Guaniguanico, en algunas unidades tect6nicas de la Sierra de los Organos.

Tab. 9.

EL ESQUEMA DE LOS MOVIMI ENTOS TECTONICOS DEL GEOCICLO ALPINO, EN LA PROVINCIA DE PI NAR DEL RtO.

f E,R ·~A DE L OS E U GEOSI N C LIN A L s I

F A SES 0 R G A NOS ( Zona Z ozo >

0 z UJ (!)

""o UJ z

0 · ' - oo

C!l Z - w

Q: ~ 0 I

~a: <( 0 ::>2

z I (l) tt:

I des plozomiento porIa folio Pi nor 0 I - l1J z 0 -(!) l1J c

1 ple g o mi e~to. y fose (..) ~'o UJ I I I p l_egom iento, sobrecorri-8 so bre cornm1ento (..) ~ m1ento y escoma P ir eno ico l1J 't

Q: 0 I ~ r- c::J desplozomiento gro· ...J Q)

l1J > vitocionol de serpen-<( a: Cl)

UJ 0 t initasclE ultrobos itos l1J Q. II.. ... proce entes de to z c: - Q) zona Zozo. ·-0 E 1- z

·~ Cl) 11..1 t,)

E ~ </)

0 0 UJ ... ..J ~ c: ~ ll. c ·;:

c: r- .~ Q) f ose .... Q_ I I protusiones de ser-L. ... Lora mic a a: Q) Q) pentinitos y ultra basi · > </) 0 tas,plegomiento yso· - Cl) Q)

a: 0 "0 bre corrimiento loca l +-0 c: c:

UJ Q) ~Q 0 Q. E 0 - :::1 0 fase 0 '-- > >

' <( (/) 0 ·- Subherciniona E +-

1- ~ 0

liJ a: 0 0 Q)

Q: - .... 0

a: -UJ U:

~

148

La sucesion probable cit los eventos en Ia parte del geosinclinal, correspc.ndiente al area actual de Pinar del Rio, fue como sigue: en el Cretacico Tardio en la porci6n septentrional del eugeosinclinal (Bahia Honda), la activacion de las serpentiui.tas habia comenzado y algunas partes del eugeosinclinal pudieron haberse plegado. En el area meridional (zona Guaniguanico) Ia actividad tect6nica se reflejo en la profunda diferenciaci6n de Ia cuenca~ Muy poco tiempo antes ocurtio un charriage de las masas de serpentinitas de sur a norte, en la parte oriental del eugeosinclinal cubano, que plego los sedimentos pre-maestrichtianos (Knipper y Cabrera, 1974). En la provincia de La Habana las primeras deformaciones principales ocurrieron, segun Pardo (1966), durante el Maestrichtiano. Como consecuencia se puc-de establecer que la actividad teetonica del Cretacico Super ior abarco, con diferente intensidad, el eugeosinclinal cubano completo. En la parte mas septentrional tuvieron Iugar algunos movimientos de plegamkntos asociadas con la penetraci6n de las serpentinitas en las partes superficiales (Knipper y Puig Rifa, 1967). El levantamiento de esa parte del geosinclinal, fu~ gradual; al mismo tiempo continuo (aunque con interrupciones) la deposici6n en algunas subzonas de Ia zona Guaniguanico. Intensos movimientos de nappes comenzados durante el Albiano, continuaron luego basta el Maestrichtiano en Puerto Rico (Glover y Mattson, 1973).

Durante el Paleoceno Tardio (Formaci6n Ancon) , ocurrif' ron unificaciones de facies en todas las unidades tect6nicas; mas tarde se depositaron silicitas (erosionadas en algunas unidades) y sedimentos de wild flyS'ch con el material elastica transportado desde la zona Zaza, plegada a medias con anterioridad. Durante ese tiempo (parte superior del Eoceno Inferior-parte inferior del Eoceno Medio), masas de serpentinitas y rocas ultrabasicas se deslizaron por debajo de la zona levantada de Zaza bacia la zona Guaniguanico, lo que dio origen a las rocas de melange.

Durante el Terciario, la zona eugeosinclinal se desplaz6 gradualmente bacia el norte en Cuba central (Knipper y Cabrera, 1974) y sobrecorri6 el miogeosinclinal, que tambien se movio bacia el nor te, pero mas lentamente. Esto dio como resultado una superposicion de las unidades tect6-nicas eugeosinclinales. No existen datos sobre Ia presencia del miogeosinclinal en la provincia Pinar del Rio, ya que esta ultima zona no aparece alH en Ia superficie.16 La zona eugeosinclinal de Bahia Honda, ha sido corrida, desde el sur, sobre la zona La Esperanza en el limite entre el Cretacico y el Paleoceno. Durante el Eoceno Media Temprano, en la fase pirenaica, comenz6 el trans-

10 Ver la nota anterior (15).

porte principal de las unidades de nappes de Ia zona Guaniguanico, desde el sur hacia el nmie lo que fue descrito en los capitulos precedentes. Esas unidades sobrecorrieron la parcialmente plegada y dislocada zona Zaza.17 AI final de la fase orogenica del Eoceno ocurri6 un transporte tect6nico invertido de menor intensidad, dirigido de norte a sur. Esta deformacion tect6nica produjo un sobrecorrimiento de una parte de la zona Bahia Honda y, en algunos lugares tambien, de la zona La Esperanza sobre las unidades de la zona Guaniguanico. El r<'chazo horizontal dextral a lo largo de la falla Pinar de aproximadamente 160 a 200 km, conform6 los rasgos principales de la estructura de la provincia de Pinar del Rio.

OPINIONES SOBRE LA EVOLUCION GEOLOGICA DE LA REGION DEL CARIBE

La historia de la evoluci6n de las partes individuates de la region del Caribe, no pueden considerarse separadas de la de las placas continentales -espedficamente la del norte- y Ia de America del Sur, entre las cuales estan situadas las Antillas.

A Ia luz de la hip6tesis de la deriva continental, Ja region del Caribe no pudo ser mayor durante el Triasico que la cuarta parte de su tamafio actual (Carey, 1958; Bullard y otros, 1965; Freeland y Dietz, 1971; Le Pichon y Fox, 1971; Fox y Heezen, 1975). En el Triasico Superior-Jurasico Inferior esto es, cuando America del Norte comenzo a separarse de America del Sur y de Africa, la parte oceanica de la region del Caribe, de acuerdo con Fox y Heezen (1975) , mostr6 una evoluci6n similar a Ia del Atlantico norte. Segun Ia opinion de Carev (1958) , Freeland y Dietz (1971) y Helwing (1975) , la separacion de Yucatan y una parte de America Central de America del Norte, fue el resultado de un rift y una rotacion en Ia direcci6n de las manecillas del reloj durante el M"'sozoico Temprano. El efecto de esos procesos fue la apertura del Golfo de Mexico. Walper v Rowett (1972), opinan que esta apertura ocurri6 durante el Triasico, por medio de la separaci6n de Ia parte noroccidental de America del Sur del sistema orogenico Ouachita. Los inicios de la region del Caribe son desconocidos (Donnelly, 1975) pero pueden haber sido simultaneos en los comienzos del Atlantica norte (Mesozoico Temprano) . Este autor mantiene que la cuenca del Caribe se form6 entre las 'Americas

H La mayoria de los investigadores de geologia de Cuba en los ultimos aflos comparten la opinion de que los compkjos rocosos de la zona Zaza sobrec:orrieron el miogeosinclinal, en algunos Iugares, basta la plataforma inclusive (N. del R.)

' 149

del norte y del sur, en la posici6n de la actual cuenca de Venezuela y Colombia. Segun este concepto, la terminaci6n occidental de las Antillas Mayores se habrfa desarrollado como un margen continental subsidente y de rift, modificado luego por la subducci6n (Donnelly, op. cit.).

Durante el inicio en el Cretacico Temprano, del Atlantica sur (Le Pichon y Hayes, 1971), ocurri6, segun la opini6n de Donnelly (1964, 1975) , un movimiento en Ia direcci6n de las manecillas del reloj de Ia parte oriental de las Antillas Mayores. Esto parece quedar demostrado por las observaciones paleomagneticas de lavas del Cretacico Medio en Puerto Rico (Fink y Harrison, 1972). Segun Fox y Heezen (1975), que postulan el mismo concepto, la corteza oceanica, en Ja regi6n del Caribe qued6 acufiada, desde aquello~ tiempos, entre ambas Americas, del sur y del norte, que se desplazaron a velocidades variablt~.

Malfail y Dinkelman (1972), interpretaron el bloque del Caribe como un fragmento de placa Pacifica primaria situada entre las Americas del norte y del sur.

McGillavry (1970). considera la cuenca del Caribe como una antigua placa oceanica situada entre los continentes americanos del norte y del sur, y el bloque si:Hico de America Central.

Desde el Cret:kico Superior hasta el Eoceno, segtin Malfait y Dinkelman (1972), Cuba y La Espanola fucron empujadas hacia debajo de la placa de America del Norte. Este movimiento de la placa del Caribe hacia el nordeste fue causado por la aproximacion de ambas Americas, del norte y del sur (Dietz y Holden, 1970 a, b).

Como resultado de b compresion del Cretacico, aparece el desarrollo de un surco de subducci6n en el Cretacico Tardio con un maximo en el Eoceno, a lo largo del borde de la region del Caribe (Edgar y otros, 1971; Freeland y Dietz, 1971; Mattson, 1973; Knipper y Cabrera, 1974; Fox y Heezen, 1975) . La fase inicial de la compresi6n se expresa por los desplazamientos tectonicos y deslizamientos de Ia corteza oceanica a lo largo de los ejes de las Antillas Mayores y las Antillas Menores, con movilizaci6n de serpentinitas y metamorfismo.

El hundimiento parcial de la corteza continental en la oceanica, inido el vulcanismo calcio-alcalino en las Antillas Mayores, durante el Cretacico Superior Temprano (Nagle, 1972; Bow in, 1966, 1975; Mattson, 1966; Donnelly, 1966) y el plutonismo granodioritico (Hamilton, 1969; McGillavry, 1970; Larson y Pitman, 1972) .

Desde el Cretacico Superior hasta el Eoceno. se desarrollaron deformaciones de pliegues y sobrecorrimientos de los nappes en las "diversas partes de la regi6n del Caribe. AI principio del Terciario, el movimiento de Ja placa del Caribe se hizo mas oriental y el cambia de direcci6n provoc6 la separacion de una parte del bloque del

150

Caribe a lo largo de la falla Motagua y de la fosa Caiman (Malfait y Dinkelman, 1972) .

CONCLUSIONES

1. La Sierra de los Organos se form6 durante los sobrecorrimientos de nappes transportados de sur a norte durante la fase pirenaica del Eoceno Medio.

2. Los nappes o virtualmente las unidades de nappes escamados de la Sierra de los Organos, muestran caracteres de estructuras gravitacionales.

3. Los rasgos mas importantes del estilo tect6nico de la Sierra de los ·Organos son:

a desplazamientos diferenciales de rnasas de roca durante el trans porte, que conducen a un desarrollo de nappes parciales;

b inversiones estructurales de las unidades actuales en relacion con las posiciones primarias y de Las masas de rocas transportadas, y

c zonalidad de las deformaciones .

4. Las serpentinitas y rocas ultrabasicas que aparecen en las zonas de melange ocupan una posicion definida en el perfillitoestratigrafico, por lo cual no pueden ser interpretadas como protrusiones y bloques ex6ticos transportados al fondo de los sobrccorrimientos de las unidades de la Sierra de los Organos. Esas rocas han alcanzado el depocentro como masas de rocas deslizadas por gravitacion, en la fase final de la deposicion de wild flysch (esto no significa necesariamente que se excluya la posibilidad de protrusiones en otras partes del geosinclinal) .

5. Sobre Ia base de estudios mesoestructurales se put!de establecer que las lineaciones en Ia Sierra de los Organos representan tres fases de deformaciones principales. La lineacion mas antigua observada en las unidades metamorfizadas es probable que se hayan asociado con los procesos metamorficos de esta parte del geosinclinal. La lineaci6n principal qut: aparece en todas las unidades tect6nicas de la Sierra de los Organos se ha originado durante el transporte tectoni~o de Ia fase orogenica principaL La mas joven esta· conectada con las deformaciones post-charriage. El analisis de Ia asimetria de los plkgues p~quefios,

revela Ia persistencia de desplazamientos bacia el norte en todas las unidades tect6nicas de la Sierra de los Organos; aunque algunos pliegues que sefialan desplazamientos bacia el sur aparecen en las unidades situadas ai norte de Ia faja de mogotes.

6. Las unidades tcct6nicas de Ia Sierra de los Organos han sido empujadas sobre las de Ia zona de Zaza.

7. La cuenca sedimentaria de la Sierra de los ·Organos ha sido localizada dentro de la parte meridional del ortogeosinclinal cubano. La cuenca de la zona eugeosinclinal de Zaza fue localizada al norte.

8. Las rotaciones y desplazamientos a lo largo de las fallas en Cuba y en la region del Caribe, son, en general, derivados de la velocidad de desplazamiento variada bacia el oeste de los continentes americanos del norte y del sur.

151

BIBLIOGRAFiA

ABAKUMOV, S., W. STIEPANOV, y A. HERNANDEZ: La estructura geologica y los yacimientos minerales de la region de Vinales, Pinar del Rio. Fonda Geologico de la Emp. Cons. Mineria. La Habana, 1968.

ADAMOVICH, A. y V. CHEJOVICH: "Principales caracteristicas de la geologia y de los minerales utiles de la region nordeste de la provincia de Oriente." Revista Tecnologica, 2 {1) : 14-20, La Habana, 1964.

ARDEN, D. D.: "Geology of Jamaica and the Nicaragua Rise." The Ocean Basins and Margins, vol. 3. The Gulf of Mexico and the Caribbean: 617-658. Plenum Press. New York, London, 1975.

ATUS NACIONAL DE CUBA: Academia de Ciencias de Cuba, Academia de Ciencias de la URSS, La Habana, 1970.

BANKWITZ, P .: "Elemente der Schiefergebirgstektonik." Ber Geol. Ges. DDR, 10 (3) 249-263. Berlin, 1965.

BENES, K. y V. HANUS: "Structural Control and History of Hydrothermal Metallogeny in Western Cuba." Mineralium Deposita, 2 (4): 318-333. Berlin, Heidelberg, New York, 1967.

BoNIS, S.: Evidence for a Paleozoic Gayman Trough. Geol. Soc. Am. Abstr. 1968, Spec. Pap., 121:32. Boulder, 1968.

BowrN, C. 0 .: "Geology of Central Dominicana Republic (A case history of part of an island arc) ." En HEss, H. H., edit., Caribbean Geological Investigations. Geol. Soc. Am. Mem. 98: 11-84. Boulder, 1966.

----: "The Geology of Hispaniola." The Ocean Basins and Margins, vol. 3. The Gulf of Mexico and the Caribbean: 501-552, Plenum Press. New York, London, 1975.

BULLARD, E ., J. E. EVERETI, y A. G. SMITH: "The fit of the continents around the Atlantic." En, A Symposium on Continental Drift, organizers: Phil. Trans. Roy. Soc. London, Ser. A., v. 258: 41-51, 1965.

152

CAREY, S. W.: The tectonic approach to continental drift. En A symposium on Continental drift. Ussiv, Tasmania, Geology Dept., Hobart, Australia, p. 177-355, 1958.

CLOOs, E.: "Oolite Deformation in the South Mountain Fold, Maryland .. Geol. Soc. America · Bull., 58: 843-918. Rochester, 1947.

CZCHEREPANOV, V. M., M. CUELLAR y 0. N. GLOBOV: Informe de los trabajos de bt'tsqueda y levantamiento a escala 1:50 000 realizado en la parte noroeste de la provincia de Pinar del Rio en 1968-1970. Fondo Geologico de Ia Emp. Cons. Mineria. La Habana, 1971.

DANILEWSKI, D.: "Esquema general de Ia cr!tlposicion tectonico estructural de la zona _ los mogotes en el area Pons-San Vicente (Sierra de los Organos) ." Aetas. No. 2; 42-44. La Habana, 1972.

DENGO, G.: "Problems of tectonic relations between Central America and the Caribbean." Trans. Gulf Coast Assoc. Geol. Soc., 19: 311-320, 1969.

----: "Paleozoic and Mesozoic Tectonic Belt in Mexico and Central America." The Ocean Basins and Margins, vol. 3, The Gulf of Mexico and the Caribbean, 617-658. Penum Press. New York, London, 1975.

DIETZ, R. S.: "Continent and ocean basin evolution by spreading of the sea floor." Nature. 190: 854-857, 1961.

''Origin of continental slopes." American Science 52.1: 50-69, 1964.

DIETZ, R. S., J. C. HOLDEN, y W. P . SPROLL: "Geotectonic. Evolution and Subsidence of Bahama Platform." Geol. Soc: America Bull., 81: 1915-1928. Boulder, 1970.

DIETZ, R. S., y J. C. HOLDEN: Reconstruction of Pangea; Breakup and dispersion of continents, Permian to present. Jour. Geophs. Research, 75; 4939-4956. Washington, 1970.

DoNNELLY, T. W.: "Evolution of eastern Greater Antillean Island arc." Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 48 (5): 680.696, 1964.

----: "Geology of St. Thomas and St. John, U. S. Virgin Islands." Geol. Sec. Amerzc.:u Mem., 98; 85-176. Tulsa, 1966.

----: "The Geological Evolution o~ _tht: Caribbean and Gulf of Mexico-Some . Cntical Problems and Areas." The Ocean Basms and Margins, vol. 3, The Gulf of Mexico and th~:Caribbean: 667-689. flenum Press. New York, London, 1975.

DucLOz, C.: Informe sobre la parte centml de. la provincia de Pinar del Rio. Manuscrito, Archxvo ICRM. La Habana, 1956.

OUCLOZ, C. y M. VAUGNA:,: "A pro?os de l'age des serpentinites de Cuba. Arch. Set., Soc .. !'hys. et d'Hist. Nat. Geneve, 15 (2) : 309-332. Geneve, 1962.

EDGAR, N. T., J. I. EWING, y J . HENNION: "Seismic reflection in Caribbean Sea. Am. Assoc. Petr. Geol. Bull., 55: 833-870. Tulsa, 1971.

EWING, J. I., M. EWING, AND J . A.'ITOINE: "Geophysical meassurements in th: ~estern Caribbean Sea and in the Gulf of Mextco. Jour. Geophys. Res., 65: 4087-4126. Washington, 1960.

FINK, L. K., y C. G. A. HARRISON: Paleoma,gnetic observations of selected lava units on Puert? Rico. Memoria 6 Conferencia Geologica del Canbe, Margarita, Venezuela, p. 379, 1972.

Fox, P . J. y B . C. HEEZEN: "Geologv of the Caribbean Crust." The Ocean Basins and Margins, vol. 3. The Gull of Mexico and The Caribbean: 421-466. Plenum Press. New York, London, 1975.

FREELAND, G. L. y R. S . DIETZ: "Pl~te tec~oni~ evolution of Caribbean-Gulf of Mextco regt6n. Nature, 232 (5305) : 20-23. London, 1971.

FURRAZOLA BERMUDEZ, G., J UDOLEY y otros: Geologia de Cuba. La Habana, 1964.

HACZEWSKI, G.: "Sedimentological reconnai~ sance of the San Cayetano Formation: an accumulative continental margin in the Jurasic of western Cuba." Acta Geol. Polon., 26 (2): 332-353. Warszawa, 1976.

HAMILTO~, W.: "Mesozoic California and the underflow of Pacific mantle." Geol. Soc. Amer. BulL, 80: 2409-2430. Boulder, 1969.

HATTEN, C. W.: Geologic report on Sierra de los Organos. Ministerio de Industrias archives, unpublished, 140 p., La Habana, 1957.

----: "Principal features of Cuban geology." Am. Assoc. Petroleum Geologists Bull., 51 (5): 780-789. Tulsa, 1967.

HELWING, J: "Tectonic Evolution of the Southern Continental Margin of North America from a Paleozoic Perspective." The Ocean Basins and Margins, vol. 3. The Gulf of Mexico and the Caribbean, : 243-256. Plenum Press . New York, London, 1975.

HERRERA, N. M.: "Contribuci6n a la estratigrafia de la provincia de Pinar del Rio." Soc. Cubana Ing. Rev., 61 (1-2): 2-24. La Habana, 1961.

HESs, H . H.: "Histqry of ocean basins." En, Petrologic Studies, Buddington volume, pp. 599-620. Boulder, 1962.

----: "Caribbean reseach proyect, 1965, and bathymetric chart. Geol. Soc. Am. Mem., 98: 1-10. Boulder, 1966.

----: Geological and geophysical problems of the Caribbean Basin. Preprinted issued at Symposium lnvestig. Resources of the Caribbean Sea and adjacent regions, Curacao, 1968.

Hstl, K. J .: "Principles of melanges and their bearing on the Francisco-Knoxville paradox." Geol. Soc. Am. Bull., 79 (8): 1063-1074. Boulder, 1968.

lTURRALDE-VINENT, M. A.: "Problemas de la apli· cacion de dos hip6tesis tect6nicas modernas a Cuba y la Region Caribe." Revista Tecnol6gica, 13 (1): 46-63. La Habana, 1975.

JAROSZEWSKI, W.: Tektonika faldow i uskok6w. p . 296. Warszawa, 1974.

JUDOLEY, C. M. y G. FURRAZOLA BERMUDEZ: Geo[ogf.a del area· del Caribe y de la costa del Golfo de Mexico. p . 288. La Habana, 1971.

JAIN, V. E .: Osnovnie etapy gueologuicheskava razvitia Mexikanskava-Karaibskava reguions. Trudy Inst. Okeanologuii, 100:25-46. Moskva, 1975.

KHUDOLEY, K. M., y A. A. MEYERHOFF: "Paleogeography and geological history of Greater Antilles. Geol. Soc. Am. Mem., 129:199. Boulder, 1971.

153

KNIPPER, A. L., y R: CABRERA: "Tect6nica y geologia hist6rica de Ia zona de articulaci6n entre el mio y eugeosinclinal y del cintur6n hiperbasico de Cuba." Contribuci6n a la geologia de Cuba. Publ. Esp., 2:15-77. La Habana, 1974.

KNIPPER, A. L., y M. PuiG RIFA: Tektonicheskaia struktura gor Los Organos y raionie goroda V iiiales i polozhenie v niei tiel serpentinitov. Geologuia i poleznyie iskopaiemie Kuby,: 32-41. Moskva, 1967.

KosARY, M. T.: Ultramafics in the thrust zones in northwestern Oriente, Cuba. (abstract). 20th Intern. Geol. Congr., Mexico, Resum.: 138-139, 1956.

----: "Ultramafic rocks in thrust zones of northwestern Oriente Province, Cuba." Am. Assoc. Petroleum Geologists Bull. 52:2298-2317. Tulsa, 1968.

LARSON, R. L., AND W. C. PITMAN: "Worldwide correlation of Mesozoic magnetic anomalies, and its implications." Geol. Soc. Am. Bull., 83: 3645-3662. Boulder, 1972.

LAVEROV, N. P., I. BURIAN, R. CABRERA ORTEGA y S. KoNIECHI: Gueologuicheskaya struktura i niekatorie vaprosy guenezisa miednava mestorazndenia Matahambra (Provincia Pinar del Rio). Gueologuia i poleznyie iskopaiemie Kuby,: 58-79. Moskva, 1967.

LE PrcH6N, X., y P. J. Fox: "Marginal offsets, fracture zones and early opening of the North Atlantic." Jour. Geophys. Res., 76: 6294-6308. Washington, 1971.

LE PICHON, X., y D. E. HAYES: "Marginal offsets, fracture zones, and the early opening of the South Atlantic." Jour, Geophys. Res., 76: 6283-·6293. Washington, 1971.

MACGILLAVRY, H. J .: Geological history of the Caribbean. Koninkl. Neder]anse Acad. Wetensch. Proc., ser. B, 73: 64-96, 1970.

MALFAIT, B. T. y M. G. DINKELMAN: "Circum-Caribbean Tectonic and Igneous Activity and the Evolution of the Caribbean Plate." Geol. Soc. Am. Bull., 83: 251-272. Boulder, 1972.

MALINOVSKY, E. P., y G. CARASSOU: "Informe preliminar sobre Ia estructura geologica en los limites del campo mineral Matahambre." Fondo Geologico de la DGGG. La Habana, 1967.

----: "El sistema de plegamientos de Ma~ tahambre y su relaci6n con Ia posici6n de los

154

cuerpos minerales." Resum. IV Con. Cient. Aetas. 2: 26-27. La Habana, 1972.

----: "Resultados de las investigaciones geol6gicas en el yacimiento de cobre 'La Constancia', en la provincia de Pinar del Rio." Contribuci6n a Ia Geologia de Cuba, Publ. Especial., 2: 93-103. La Habana, 1974.

MAPA GEOLOGICZNA W. SKALI 1:100000 PROWINCJI PINAR DEL R1o. El mapa geologico en Ia escala 1 : 100 000 de Ia provincia de Pinar del Rio. Archiwum ZNG PAN. 16 arkuszy. Archivo Inst. Geol. Pal. Acad. Cienc. Cuba. 16 hojas. La Habana, 1975.

MARKOV, M.s., v. D. CHEJOVICH, 0. N. SOLOVIEV, I. K. SKIDAN, A. P . PANKRATOV, y C. M. JUOOLEY: "Comentarios sobre el mapa gravimetrico de la Isla de Cuba." Revista Tecnol6gica 2 (2). La Hal?ana, 1964.

·MATTSON, P. fl.: "Geology of the Mayaguez area, Puerto Rico." Geol. Soc. Am. Bull., 71: 319-362. Boulder, 1960.

----: "Geologic characteristics of Puerto Rico." Continental margins and island arcs: Poole. Canada. Geol. Survey Paper, 66 (15) : 224-238, 1966.

----: "Middle Cretaceous, nappe, structures in Puerto Rican ophiolites and their relation to the tectonic history of the Greater Antilles." Geol. Soc. Am. Bull., 84: 21-38. Boulder, 1973.

MEYERHOFF, A. A.: "Mapa geol6gico de Cuba." (A review by A. A. Meyerhoff). Intern. Geol. Review., 6 (5): 920-922. Revista Tecnol6gica, 2 (5): 30-33. La Habana, 1964.

----: "Bartlett fault system: age and offset." Geol. Survey Dept., 3 Caribbean Geol. Conf. Trans. p 1-9. Kingston, 1966.

----: "Future Hydrocarbon provinces Q{ Gulf of Mexico-Caribbean region." Gulf Coast Assoc. Geol. Soc. Trans., 17,: 217-260, 1967. J MEYERHOFF, A. A., AND C. W. HATTEN: "Diapiric (\ structures in central Cuba." Am. Assoc. Petr. Geol. Mem., 8 : 315-357. Tulsa, 1968.

----: "Bahamas salient of North America: tectonic framework, stratigraphy, and petroleum potential." Am. Assoc. Petr. Geol. Bull., 58 (6) : 1201-1239. Tulsa, 1974.

MILLAN, G.: "El metamorfismo y mesodeforma-

ciones de la unidad tect6nica regional mas suroriental de la Sierra de los Organos." Resum. IV Cons. Cient. Aetas. 2 : 33-34. La Habana, 1972.

----: "Nuevas datos sobre la geologia del complejo metam6rfico de Isla de Pinos, Cuba." Contr. Geol. Cuba. Public. Especial 2 : 105-115. La Habana,· 1974.

MTLLW. G., y M. L. SOMIN: "Algunas consideraciones sobre las metamorfitas cubanas." Academia de Ciencias de Cuba. Serie Geol., 27 : 3-21. La Habana, 1976.

MOLt-JAR, P., AND L. R. SYKES: "Tectonics of the Caribbean and Middle America regions from fo· cal mechanisms and seismicity." Geol. Soc. Am. Bull., 80 : 1639-1684. Boulder, 1969.

MORGAN. W. J.: "Rises, trenches, great faults and crustal blocks." Jour. Geophys. Research, 73 : 1959-1982. Washington, 1968.

NAGLE, F.: "Rocks from seamounts and escarpments of the Aves Ridge." Memoria VI Confe. rencia Geologica del. Caribe. Margarita, Venezuela : 409-413, 1972.

NUNEZ. JIMENEZ, A.: Geol!,rafia de Cuba. Editora Pedag6gica, 526 p, La Habana. 1965.

PALMER, R. H.: "Outline of the geology of Cuba." Jour. Geology, 53 (1): 1-34, 1945.

PARDO, G.: Stratigraphy and structure of central Cuba (abstract). New Orleans Geol. Soc. Log., 6 (12): 1-2, 1966.

----: "Geology of Cuba." En: The Ocean Basins and margins, vol. 3. The Gulf of Mexico and the Caribbean. New York, London, p . 554-615, 1975.

PINET, P. R.: "Structural Evolution of the Hondmas Continental Margin and the Sea Floor South of the Western Cayman Trough". Geol. Soc. Am. Bull., 86 : 830-838. Boulder, 1976.

PTOTROWSKA, K.: "La tect6nica de la Sierra de los Organos en el area comprendida entre las localidades de el Cangre, Santo Tomas, Santa Lucia, Baia y San Juan y Martinez." Aetas, 2: 35-38. La Habana, 1972.

-----: Niektore zagadnienia fotointerpretacji utworow formacji San Cayetano n.a Kubie. Ses ia: Nowoczesne metody kartowania w naukach geologicznych. Warszawa. p . 224-235, 1974.

----: "The Nappe development in the

Sierra de los Organos (Western Cuba)." Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Sc. Ter. , 22 (1): 43-52. Varsovia, 1975.

----: "Outline of Tectonics of the Pinar del Rio Province (Cuba)." Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Sc. Ter., 24 (3-4), (in press) . Varsovia, 1977 a.

----: "Tectonic Style of the Sierra de los Organos (Cuba)." Bull Acad. Pol. Sci., Ser. Sc. Ter., 24 (3-4), (in press) . Varsovia, 1977b.

PIOTROWSKI, J .: Sprawozdanie z prac terenowych w prowinci Pinar del Rio na Kubie, w 1973r. (Informe de las investigaciones en la provincia de Pinar del Rio de Cuba, en el aiio 1973.) Manuscrito. Archiwum ZNG PAN. Archivo Inst. Geol. Pal. Acad. Cienc. Cuba. Warszawa. La Habana, 1973.

----: "First Manifestations of Volcanism in the Cuban Geosyncline." Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Sc. Ter., 24 (3-4), (in press). Varsovia, 1977.

PszczoLKOWSKI, A: "Jurassic, Cretaceous and P::1leogene Deoosits of Sierra del Rosario (Cuba). Bull. Acad. Pol. Sci.Ser. Sc. Ter., 19 (4) : 249-259. Varsovia, 197la, 1971b.

----: Problematyka fotogeologiczna badan do mapy geologicznej prowincji Pinar del Rio (Kuba). Sesja nauk. : Nowoczesne metody kartowania w naukach geologicznych, : 200-223. Warszawa, 1974-1977.

----: lnforme de los trabajos del conjunto del levantamiento geologico del lnstituto de Ciencias Geologicas de la Academia de Ciencias de Polonia realizados en Cuba en el periodo del 17.1 al 8.Vl.1970. Informe inedito. Archivo del Inst. Geol. y Paleont. A.C.C., 1971b.

PSZCZOLKOWSKI, A.: "Nappe structure of Sierra del Rosario (Cuba)." Bull. Acad. Polan. Sci., Ser. Sci. Terre, 24 (3-4): 205-215. Varsovia, 1977.

PSZCZOLKOWSKI, A., K. PIOTROWSKA, R. MYCZYNS· KI, J. PIOTROWSKI, J. GRODZICKI, A. SKUPINSKI, G. HACZEWSKI, y D. DANILEWSKI: Texto explicativo para el mapa geolOgico en escala 1: 250 000 de la provincia de Pinar del Rio. p. 743. Archivo Inst. Geol. PaL Acad. Cienc. Cuba. La Habana, 1975. .

PUSCHAROWSKI, Y. M., A. L. KNIPPER y M. PUIG RIFA.: Tektonicheskaia karta Kuby mashtab 1 : 1250 000. Gueloguia 1 polieznie iskopaiemyie Kuby, : 7-31. Izdatielstua Nauka. Moskua, 1967.

155

RAMSAY, J. G.: "The geometry and mechanics of formation of similar type folds ." Journ. Geol., 70 (3) : 309-327. Chicago, 1962.

')\ RIGASSI STUDER, D.: "Sur le geologie de la Sierra · de los Organos, Cuba." Soc. Fis. Nat. Hist. 16

(2) : 339-350. Ginebra, 1963.

SITIER DE L. U.: Boudins and parasitic folds in relation to Geol. Mijnb, 1958.

----: Cleavage and folding. 20 : 277-286. Gravenhage.

----: Structural Geology. Me Graw-Hill: 555. New York, 1964.

SoLOVIEV, 0. N., s. A. SKIDAN, I. K. SKIDAN A.P. PANDRATOV, y C. M. JUDOLEY: "Cornentarios sobre el mapa gravimetrico de la Isla de Cuba." Min. Indust. Ins. Cub. Rec. Miner., Revista Tecnol6gica, 2 (2) : 8-19. La Habana, 1964.

SOMIN, M. L., y G. MILLAN: Metamorficheskiye Kompleksy Pinosa, Eskambraia i Orienta na Kubie i ij vozrast. Izd. Akad. Nauk SSSR. Ser. Gueol, 5 : 48-57, Moskua, 1972.

----: Niekatoryie cherty struktury mesozoikij ·metamorficheskij tolshch Kuby. Gueotektonika, 5 : 48-57, Moskua, 1974.

TOLLMANN, A.: Gruf{dprinzipien der Alpinen Dechentoktonik, 404. Wien, 1973.

TRUIIT, P. AND P. BRONNIMANN: Geology of Pinar del Rio and Isla de Pinos, Cuba. Manuscrito. Archivo ICRM. La Habana, 1956.

156

UcHUPI, E .: "The continental margin off eastern Yucatan and western Caribbean tectonics." Am. Assoc. Petr. Geol. Bull., 51 : 1074-1085. Tuls~ 1973.

UczUPI, E.: "Physiography of the Gulf of Mexico and Caribbean Sea." The ocean basins and margins, 3, The Gulf of Mexico and the Caribbean 1-64. Plenum press. New York. London, 1975.

VAN HrsE, C. R.: "Deformation of rocks." l. Geol., 4 (1) : 195-213. Chicago, 1896.

VINE, F. J., AND D. H . MAITHEWS: "Magnetic anomalies over oceanic ridges.'' Nature, 199: 947-949, 1963.

VOLOGDIN, N. P., G. V. DoROFEVA, y G. K. FRuMKINA: Estructura geologica y minerales utiles de la parte noroeste de Ia provincia de Pinar del Rio. Manuscrito, Archivo ICRM. La Habana, 1963.

WALPER, J. L. AND C. L. ROWETI: "Plate tectonics and the origin of the Caribbean Sea and the Gulf of Mexico." Trans. Gulf Coast Assoc. Geol. Soc., 22 : 105-116, 1972.

WASSALL, H .: The relationship of oil and serpentine in Cuba. 20th Internat. Geol. Congr., Mexico, sec. 3 : 67-n, 1956.

WILSON_. G.: The tectonics significance of small scale structures and their importance to the geologist in the field. Ann. Soc. Geologique de Belgique, 84 (9): 423-548. Liege, 1961.

LAS ESTRUCTURAS DE NAPPES EN LA SIERRA DE LOS … Piotrowska_estructura... · El analisis de la asi...

Documents

Transcript of LAS ESTRUCTURAS DE NAPPES EN LA SIERRA DE LOS … Piotrowska_estructura... · El analisis de la asi...