REVISTA MEXICANA DE CIENCIAS GEOLÓGICAS

DOI: http://dx.doi.org/10.22201/cgeo.20072902e.2022.1.1632

 

Implicaciones tectono- metamórficas bajo una dinámica de compresión en Faja Cangre, occidente de Cuba

 

Dámaso Cáceres Govea y Esther M. Cruz-Gámez*

 

Departamento de Geología, Universidad de Pinar del Río, Calle Martí 270, CP 20100, Pinar del Río, Cuba.

* ecruz2405@hotmail.com

 

RESUMEN

La Faja Cangre se localiza en el occidente de Cuba y es parte del basamento Mesozoico de la Isla. Está constituida por tres unidades tectónicas: Pino Solo, Mestanza y Cerro de Cabras, las que descansan mediante un plano de cabalgamiento sobre la Unidad Alturas de Pizarra del Sur en el terreno Guaniguanico. Su complejo cuadro tectono-metamórfico contrasta con el resto del terreno. Las conclusiones que se presentan en este trabajo sobre la Faja Cangre están sustentadas por datos cartográficos, estructurales y petrográficos colectados por los autores durante décadas de trabajo en el área, además incluye contenidos de química mineral en micas de los siliciclastos. La rotación horaria del máximo esfuerzo compresivo σ1 evoluciona con consecuencias espacio-temporales singulares, que permiten separar los aquí definidos períodos deformacionales (P), desde NW 330°–340° hasta NE 20°–30°, durante la compresión (P1) y el desarrollo del transporte tectónico (P2 y P4). La falla Pinar, reconocida como transcurrente siniestra (P3), determina el surgimiento y estilo tectónico de la faja, a partir de un ligero cambio de rumbo en el trazado de la misma, que provocó la transpresión en determinado sector, la aparición de una estructura en flor positiva (orógeno extrusivo) y su configuración definitiva durante el último período deformacional (P4). En estas condiciones tectónicas se dan varios procesos metamórficos: mc-metamorfismo vinculado al clivaje de muy bajo grado, desarrollado en todos los períodos; mt-metamorfismo por transpresión, progresivo de grado bajo y presión media- parte alta (P4, se alcanzan los mayores gradientes de P/T) y me-metamorfismo por extrusión tectónica, retrogrado de grado bajo y presión media- parte intermedia (P4). La heterogeneidad metamórfica es determinada por el emplazamiento yuxtapuesto de las secuencias extruidas.

Palabras clave: transpresión; extrusión tectónica; flor positiva; metamorfismo; Cuba.

 

ABSTRACT

The Cangre Belt is located in western Cuba, where it belongs to the Mesozoic basement of the Island. The belt contains three tectonic units: Pino Solo, Mestanza and Cerro de Cabras, each one overthrusted upon the Alturas de Pizarras del Sur unit of the Guaniguanico terrane. This tectono-metamorphic scenario contrasts with the remaining parts of the terrane. The conclusions arrived in this paper are supported by cartographic, petrographic, and structural data, collected during decades, that also includes mineral chemistry content in the micas from the siliciclasts. The clockwise rotation of the main compressive stress σ1 developed with singular time-spatial consequences that allow to discriminate several deformational periods (P) from NW 330°–340° up to NE 20°–30° during P1 compression and the development of tectonic transport (P2 and P4). The sinistral Pinar fault (P3) conditioned the birth and tectonic style of the belt from a small change in its trend, provoking transpression in some sector and the development of a positive flower structure (extrusive orogen) and its definite configuration during the last deformation period (P4). In these tectonic conditions occurs some metamorphic processes: mc-very low degree metamorphism, related to cleavage, developed during all periods, mt-transpressive metamorphism of low degree, progressive related to mid pressure-high part (P4 with the highest P/T gradients) and me-metamorphism by tectonic extrusion, of low degree, retrograde with mid pressure-middle part (P4). The juxtaposed emplacement of the extrusive sequences conditioned their metamorphic heterogeneities.

Keywords: transpression; tectonic extrusión; positive flower; metamorphism; Cuba.

 

Manuscrito recibido: mayo 19, 2021

Manuscrito corregido recibido: octubre 16, 2021

Manuscrito aceptado: octubre 18, 2021

 

Figura 1. a) Localización de la Faja Cangre (FC) y su relación con otras estructuras geológicas de la región y Cuba. b) Unidades tectónicas de la FC y secuencias geológicas que la componen, con la dirección de las secciones que se da en la Figura 2 y la ubicación de los ríos, sitios (que se refieren en el texto) y muestras de rocas con análisis de química mineral en las micas. c) Columna estratigráfica de la FC según los trabajos de Cáceres (1997), Pszczolkowski (1999) y observaciones de campo de la presente investigación.

Figura 2. Cortes geológicos por la FC (secciones A, B y C), que muestran las relaciones de las diferentes unidades tectónicas en la zona: Pino Solo (UPS), Mestanza (UM) y Cerro de Cabras (UCC), así como la relación de éstas con la unidad Alturas de Pizarra de Sur (UAPS). La UPS representa la parte más alta del corte de la faja y constituye un eje isoclinal tumbado. Se dan valores de σ1 según los diagramas de contorno, a partir de proyección estereográfica y mediciones en sistemas de grietas de cizalla, vetas sigmoidales, de extensión e híbridas en las secuencias de las diferentes unidades (complementado con datos de Cáceres, 1997). Nótese como σ1 se orienta principalmente desde NW (330°–340°) hasta NE (20°–30°). Símbolos en Figura 1. Puntos en verde: Fm. Ac; violeta: Fm. Sc, UM; amarillo: Fm. Sc, UAPS; gris: Fm. Sc, UCC. Figura 2. Cortes geológicos por la FC (secciones A, B y C), que muestran las relaciones de las diferentes unidades tectónicas en la zona: Pino Solo (UPS), Mestanza (UM) y Cerro de Cabras (UCC), así como la relación de éstas con la unidad Alturas de Pizarra de Sur (UAPS). La UPS representa la parte más alta del corte de la faja y constituye un eje isoclinal tumbado. Se dan valores de σ1 según los diagramas de contorno, a partir de proyección estereográfica y mediciones en sistemas de grietas de cizalla, vetas sigmoidales, de extensión e híbridas en las secuencias de las diferentes unidades (complementado con datos de Cáceres, 1997). Nótese como σ1 se orienta principalmente desde NW (330°–340°) hasta NE (20°–30°). Símbolos en Figura 1. Puntos en verde: Fm. Ac; violeta: Fm. Sc, UM; amarillo: Fm. Sc, UAPS; gris: Fm. Sc, UCC.

 

RESULTADOS

Estructuras principales de las unidades tectónicas

La Unidad Pino Solo limita al sur y sureste con la falla Pinar y por el norte con la UM y/o UAPS (Figura 1b). Tiene el tectonismo más intenso dentro de la faja, representado por variadas estructuras plicativas y disyuntivas, clivaje, grietas y vetillas, generalmente relacionadas entre sí (Tabla 1; Figura 3a–3j). Existe una marcada lineación de estiramiento mineral con orientación cercana a los 80° y abundantes estructuras S-C siniestras cercanas a la zona de falla (Figura 3d). A partir del análisis de secciones delgadas orientadas, se determinó la existencia de diversas estructuras relacionadas con el transporte tectónico (Indicadores cinemáticos, Tabla 1).

La Unidad Mestanza, frecuentemente incompleta, muestra todas sus secuencias (formaciones Sc, Jg, Gs, An y Mn; Figura 3k–3p) sólo en la sección A (San José-Altos del Sitio, SJ-AS; Figura 2). Ocupa una franja estrecha y alargada con buzamiento preferencial al sur, que contacta mediante planos de sobrecorrimiento con las unidades UAPS y UPS al norte y sur, respectivamente (Figuras 1b y 2). El tipo de estructuras tectónicas en esta unidad es bastante uniforme, independientemente de su composición litológica (Tabla 1). Muestra una lineación de estiramiento mineral similar a la descrita en la UPS e indicadores cinemáticos (Tabla 1).

En la Unidad Cerro de Cabra sus representantes litológicos (Fm. Sc) buzan monoclinalmente hacia el sur y descansan tectónicamente sobre las rocas de la UAPS (Figura 2c). La constitución litológica (metapsamita) de dicha unidad resultó poco favorable para el desarrollo de estructuras (Tabla 1). Al igual que en las otras unidades de la faja, se observa una lineación de estiramiento mineral con similar orientación.

La Unidad Alturas de Pizarras del Sur limita por su parte más meridional mediante un plano de sobrecorrimiento con la UM y/o UPS, y por su extremo norte con la Unidad Zona de Mogotes (esencialmente carbonatada; Figura 1b). En sus inmediaciones sirve de soporte estructural a las secuencias de la UCC que la sobreyace y la ventana tectónica Cayos San Felipe (Fm. Gs recristalizada; Figura 2a). Muchas de las deformaciones de esta unidad (Tabla 1) se han reportado en el resto del terreno Guaniguanico (Pszczolkowski et al., 1975; Piotrowska, 1987; Martínez y Fernández de Lara, 1988). Resultan abundantes las grietas y vetillas, el clivaje pizarroso, de lápiz y planar axial en sus litologías (Fm. Sc; Figura 3q y 3r). También en muestras orientadas y afloramientos se presentan otras estructuras (Tabla 1), y no se observa lineación de estiramiento mineral.

 

Petrografía de las rocas siliciclásticas

Entre las rocas que integran FC y la UAPS, predominan los materiales siliciclásticos (psamita; meta- psamita, pelita; cuarcita y esquisto), agrupados en las formaciones Ac y Sc. Los minerales presentes a partir de su análisis petrográfico son: cuarzo, plagioclasa, feldespato K, mica blanca, sericita y clorita; subordinadamente aparecen titanita, circón, apatito, turmalina, calcita y minerales metálicos.

El cuarzo es el mineral más abundante (alrededor 65–85 %), forma clastos y blastos, algunos granos aparecen fracturados, alargados y aplastados. Los efectos del metamorfismo se manifiestan también de otras maneras en este mineral (Graziani et al., 2020): empaquetamiento, límites de granos irregulares, recristalización dinámica y desarrollo de subgranos, deformación intracristalina, lamelas, extinción ondulante y boudinage (Figura 4a–4f). En el cuarzo se desarrollan estructuras σ constituidas por material silíceo y sericítico (Figura 4c y 4d; Tabla 1) y forma a menudo vetillas (Figura 3f, 3g y 3r). Se distingue conjuntamente un material silíceo, generado por recristalización metamórfica (cuarzo policristalino), que se observa constituyendo agregados con límites ameboides. Es componente principal en las colas de las estructuras σ alrededor de los granos de cuarzo, feldespato K y plagioclasa, y sustituye parte de la matriz arcillosa en las rocas. Muestra una marcada orientación, con plegamiento superpuesto. Su abundancia es relativa, siendo la composición principal de algunos esquistos de la UPS (Figura 4f); en ocasiones constituye entre un 4 a 12 % en las rocas de la UAPS (Figura 4a y 4b).

Las micas en algunas de estas rocas conservan su procedencia detrítica (3–5 %) y otras junto a la sericita son formadas en el proceso metamórfico (verificándose transiciones de la matriz arcillosa: arcilla- sericita- mica; Figura 4a y 4b). Las micas blancas detríticas (mbd) forman cristales tabulares que alcanzan un tamaño de 0.2 mm; muestran trazas de exfoliación, alta birrefringencia, orientación, recristalización dinámica en sus bordes e intracristalina y desplazamientos entre sus cristales (Figura 4b, 4c y 4g). Las micas blancas neoformadas (mbn1 y mbn2) a diferencia de las mbd constituyen bandas irregulares (Figura 4c–4h). Las mbn1 tienen por lo general color de birrefringencia rojo y ocasionalmente verde- azul (Figura 4e–4g), muestran plegamiento superpuesto, pliegues de kink band inverso, marcan los planos de foliación, forman estructuras σ y mica fish, y son abundantes en toda la faja. Las mbn2 ópticamente semejantes a las mbn1 (mejor diferenciadas en la sección siguiente por el contenido de Si), constituyen un agregado microcristalino fino orientado, carente de exfoliación, a veces intercrecida con clorita reemplazando la mbn1 (Figura 4h). Ambas están muy relacionadas con el material silíceo (Figura 4e y 4f), e integran bordes de recristalización (Figura 4c y 4d). La sericita es común en la UAPS (10 %; Figura 4a y 4b).

La clorita igualmente muestra orientación mineral y con frecuencia está relacionada con la mica (Figura 4h); no es un mineral abundante, llegando a constituir el 10 % de algunas rocas de la UPS. Por otra parte, los feldespatos K y plagioclasas en los siliciclastos son escasos, por lo general de origen clástico, y ocasionalmente muestran recristalización y desplazamientos (Figura 4a). En las rocas de Ac a veces se observan porfidoblastos sintectónicos de albita (Figura 4d).

En la Figura 5 se representan los contenidos de cuarzo policristalino- Q(p), clorita- Chl y mica (incluyendo la sericita- M+Se) de las rocas siliciclásticas en las diferentes secuencias (Fms. Ac y Sc). Se observa una tendencia de razones mayores de estos tres componentes en la UPS (Ac), pero en algunos casos poseen proporciones semejantes a los de la UM (Sc), y también los de esta última con relación a los siliciclastos de la UAPS (Sc).

 

 

Química mineral de las micas

Las variaciones composicionales de las micas blancas están condicionadas por la presión, la temperatura y la composición del sistema (roca). Los tipos texturales de micas (mbd, mbn1 y mbn2) en las rocas metasiliciclásticas (MS) de las formaciones Arroyo Cangre (UPS) y San Cayetano (UM) se toman como base para el análisis. Los elementos mayores muestran rangos composicionales moscovita- celedonita con intervalos de la serie fengita (Tabla 2): 45.36–49.58 wt% para SiO2, 29.72–35.15 wt% para Al2O3, 1.42–4.84  wt% para FeO, 0.72–2.18 wt% para MgO y 9.73–11.24 wt% para K2O. En el diagrama triangular composicional Cel-Par-Ms las micas estudiadas se ubican en la porción moscovita y fengita (Figura 6a y 6b), agrupándose las mbd y mbn2 en zonas similares (hacia la moscovita). Mientras que en el diagrama Si (pfu)/Al (pfu) (Figura 6c y 6d) hay buena correlación inversa y demuestra una sustitución de tipo tschermakita entre estos cationes. La sílice en las micas varía de 3.03 a 3.34 (pfu) y el aluminio de 1.17 a 1.37 (pfu).

Las mbn1 poseen los mayores valores de Si (3.20–3.34 pfu), en las mbd los rangos de valores son intermedios (3.03–3.20 pfu) y las mbn2 poseen los inferiores (3.05–3.11 pfu). En una sección representativa, del contenido de Si (pfu) por la FC desde la falla Pinar hasta su porción norteña (Figura 6e), se manifiesta la presencia de mbn1 y mbd en toda la faja y las micas mbn2 solo en la UPS. Por otra parte el contenido de elementos alcalinos (EA) en estas micas disminuye con el incremento del silicio (sustitución pirofilítica) y varía de 0.90 a 1 (pfu). En general las mbd y las mbn2 exhiben poblaciones con valores similares; sin embargo, las mbn1 expresan los valores de EA más bajos (0.90–0.93 pfu) de las micas analizadas (Tabla 2). En la Fm. Ac existen los tres tipos de micas, mientras que en Sc (UM) se presentan solo las mbd y mbn1.

 

DISCUSIÓN

La falla Pinar

Se origina como una falla transcurrente siniestra a partir de un máximo esfuerzo compresivo (σ1) orientado al NE cercano a los 20°–30° (Figura 7; Cáceres, 1997; Cáceres y Cruz-Gámez, 2013). Un ligero cambio en el rumbo de la falla (Figura 1b), favoreció el desarrollo de la transpresión (Cáceres y Cruz-Gámez, 2013) y con ello el surgimiento de una estructura en flor positiva, fenómeno ampliamente documentado en la literatura (Woodcock y Fischer, 1986; Ramsay y Huber, 1987; Twiss y Moores, 1992; Fossen y Tikoff, 1998; King et al., 2008; Huang y Liu, 2017). Esta evolución marca una complejidad tectónica significativa y amalgamación de procesos (Dewey et al., 1998; Jones y Holdsworth, 1998; Mukherjee, 2012; Massey y Moecher, 2013; Li et al., 2016), como describe Zanchi et al. (2016) en rocas del Triásico en la cuenca Aghadarband (NE, Irán). La posterior componente normal en la evolución de la falla Pinar impide la observación de esta estructura en su porción sur (Figura 1b).

El análisis de los cortes geológicos y las estructuras asociadas (Tabla 1; Figura 2) corrobora la hipótesis anterior: (i) se preserva en la zona de falla una elevación topográfica (≈ 252 m), (ii) la transpresión es conocida por la resultante extrusión tectónica de material en la zona de falla en sentido lateral acompañado de fallas inversas, cabalgamientos y pliegues (Figura 3i y 3m; Harland, 1971; Dewey et al., 1998), (iii) las trazas de los pliegues y el rumbo de los cabalgamientos se orienta entre 40° y 45° de la falla principal (Figura 7; Ramsay y Huber, 1987), (iv) el vector desplazamiento en la superficie de los nappas y fallas inversas muestra componentes de desplazamiento por el rumbo y por el buzamiento (Ramsay y Huber, 1987; Tabla 1), (v) con el desplazamiento en la zona de falla, los ejes de los pliegues inicialmente formados son rotados unos 20° hacia la traza de la falla principal (Figura 7; Jones y Holdsworth, 1998; Frehner, 2016), apareciendo una lineación de estiramiento mineral subparalela al eje de los pliegues (Ramsay y Huber, 1987; Fossen et al., 1994; Tabla 1). De este modo se justifica el contraste existente entre la dirección de los ejes en las estructuras mayores y el rumbo de las capas en todo el terreno Guaniguanico con orientación entre 40° y 60°, asociado al transporte tectónico, y la FC donde se alcanzan hasta 70° u 80° (Piotrowska, 1987; Cáceres, 1997).

 

Períodos deformacionales, definición y características

Según el registro de deformaciones dado en la Tabla 1 se considera: (a) un momento inicial de relativa tranquilidad tectónica; (b) una marcada compresión relacionada con el transporte tectónico que, aunque continuo y bajo semejante régimen deformacional, rota en el tiempo de NW a NE según σ1, mientras σ3 se aparta continuamente de la vertical; (c) la aparición de la falla Pinar, las demás fallas menores cercanas que repiten su orientación y funcionamiento, y todas las fracturas de Reidel asociadas; y (d) transpresión asociada a un sector de la falla Pinar, con su consecuente estructura en flor positiva y demás fenómenos asociados (nuevo evento de carácter local, que se solapa temporalmente y se limita en el espacio). Aquí las estructuras preexistentes son afectadas por las subsecuentes deformaciones como se reporta en otros lugares (Fossen et al., 1994; Frehner, 2016; Li et al., 2016).

Las diferentes fases deformacionales, se suceden consecutivamente durante la evolución geológica de una región. Dada la complejidad tectónica en la zona de estudio (Tabla 1; Figura 2), se ha considerado que bajo el calificativo de fases, tienden a enmascararse importantes eventos desarrollados en la misma (Millán, 1972; Pszczolkowski et al., 1975; Piotrowska, 1987; Martínez y Fernández de Lara, 1988; Cáceres, 1997), por lo que se propone utilizar una nueva denominación “período deformacional”: desarrollo tectónico donde la rotación horaria del máximo esfuerzo compresivo σ1 evoluciona con consecuencias espacio- temporales. De este modo, es posible explicar eventos limitados espacialmente, pero solapables en el tiempo, estrechamente relacionados con la dinámica y funcionamiento de una estructura del tipo flor positiva. Se delimitan bajo este concepto cuatro períodos deformacionales relacionados al transporte tectónico durante el Paleoceno superior-Eoceno inferior en el occidente de Cuba, bajo un régimen compresivo (Figura 8).

 

P1. El primer período deformacional afecta todas las secuencias del terreno Guaniguanico, en el que se desarrolla un clivaje planar axial y pizarroso (de carga) con planos subparalelos a la estratificación. Los procesos plicativos se inician en un régimen deformacional dúctil-frágil, y son representados por suaves flexiones de capas y pliegues de amplias charnelas, como etapa precedente a los cabalgamientos principales que los enmascaran (Figura 8a).

 

P2. Es una continuación del período anterior en idéntico régimen deformacional, afectando a todas las secuencias. A este período corresponde un abundante clivaje pizarroso (McClay, 1992; Figura 3q), así como el clivaje planar axial de diversa orientación. Los cabalgamientos son de bajo ángulo, que se inician con movimiento hacia el NW. El contacto entre los nappas se caracteriza por el desarrollo de clivaje sigmoidal milonítico y/o brechas tectónicas. Los pliegues P2 originados inicialmente (P2i) poseen dimensiones desde milimétricas hasta decamétricas, con ejes de orientación NE- SW, que se hacen cada vez más apretados, vergentes y con planos axiales inclinados en la dirección del movimiento; se produce cizallamiento y ruptura a lo largo de la superficie axial sobre el flanco invertido de los pliegues, así como estiramiento, reducción y destrucción de éste, a la vez que sus ejes rotan hacia el paralelismo con la dirección del transporte. También se relacionan pliegues P2i de crenulación por persistencia de los esfuerzos en el tiempo, de kink band, a veces conjugados, pliegues similares tumbados, estructuras de pinch and swell, y sistemas transversales de fallas diestras y siniestras de orientación NW, N y NE relacionadas con el avance diferencial de los mantos y sus diferentes partes (Tabla 1). Abundantes sistemas de grietas de cizalla y vetillas de los más diversos tipos completan el cuadro resultante (Figura 3f, 3n y 3r).

Durante el período se hace evidente la rotación horaria de σ1 y al mismo tiempo σ3 se va haciendo cada vez menos vertical (Figura 8b). Aparecen pliegues con ejes de orientación SE-NW, prácticamente perpendiculares a los originados en P1 y los formados en P2i. El ángulo interflanco de los pliegues varía desde suave flexión de las capas hasta más apretadas, sin llegar a ser isoclinales y se muestran tanto simétricos, asimétricos, como vergentes. Sus dimensiones varían de milimétricas a métricas. Se localizan pliegues P2f de crenulación por superposición de los esfuerzos en el tiempo, con su clivaje de crenulación acompañante, grietas y vetas de diversos tipos, que frecuentemente desplazan a las anteriormente formadas. La superposición de ambos eventos del período P2 (P2i y P2f) origina con frecuencia la aparición del patrón en forma de caja de huevos. Los indicadores cinemáticos evidencian desplazamientos que varían su orientación desde SE-NW hasta SW-NE (Figura 2).

 

P3. Con la caída de σ3 al plano horizontal y su coincidencia en esta posición con σ1 (Figura 8c), se crean las condiciones para la transcurrencia en un régimen deformacional más frágil, lo que origina la falla Pinar como una fractura de Reidel principal y sistemas de fallas transcurrentes, transversales, diestras y siniestras, de orientación NE y NW (fracturas de Reidel secundarias; así como el sistema de fallas transcurrentes siniestras relacionadas con la zona de falla principal (Tabla 1). A este período se asocian indicadores cinemáticos a diferentes escalas relacionados a la fractura principal, pliegues con vergencia siniestra (Figura 3b y 3h), estructuras S-C siniestras (Tabla 1; Figura 3d), así como estrías y escamas de cuarzo o calcita (Figura 3j), fragmentos de rocas desplazados y clivaje sigmoidal milonítico.

 

P4. Este período deformacional (Figura 8d) sólo se manifiesta en las unidades Pino Solo, Mestanza y Cerro de Cabras, como resultado de la transpresión y consecuente extrusión tectónica, relacionada con el funcionamiento de la falla Pinar en un régimen deformacional frágil- dúctil. La aparición de una estructura en flor positiva condiciona la persistencia de estructuras compresivas: fallas inversas (Figura 3c) y de cabalgamiento de alto ángulo (Figura 3o), pliegues apretados y vergentes (Figura 3i y 3m), kink band inversos (Figura 3a), de crenulación (Figura 3e y 3k) y abundante clivaje que varía desde pizarroso hasta planar axial, de crenulación y clivaje de lápiz. Se describen además grietas de cizalla (Figura 3f y 3n), vetillas híbridas y de extensión, sistemas de vetillas en escalón y sigmoidales con orientación muy cercana a las originadas hacia el final del período P2 (P2f), pero rotadas angularmente alrededor de 20° hacia la falla Pinar por el desarrollo sinestral de la transcurrencia (Frehner, 2016). Con este evento se relaciona la lineación de estiramiento mineral representada por cristales alargados de cuarzo, mica, clorita y cuarzo policristalino, con una disposición cercana a los 80° (Figura 7).

El nuevo plegamiento, superpuesto al originado durante P2i, da lugar también un patrón en forma de caja de huevos (Figura 3g). Se reconocen pliegues P4 cuyas dimensiones varían desde milimétricas hasta métricas y hectométricas con ejes de orientación SE-NW, a veces isoclinales (Figura 3i). El análisis de los indicadores cinemáticos señala el movimiento de los mantos con idéntica orientación SW-NE. En la zona de falla continúa manifestándose la transcurrencia y se siguen generando estructuras relacionadas con ésta; se describen indicadores cinemáticos a diversas escalas, estructuras S-C y pliegues vergentes con charnelas retorcidas (Tabla 1).

Otras deformaciones continúan a las descritas anteriormente (post P4), pero los datos que se poseen en el territorio no permiten un análisis más completo del problema. A éstas pertenecen, entre otras, sistemas de fallas normales (Figura 3l) y muy probablemente algunos grandes pliegues de amplias charnelas.

 

Desarrollo metamórfico de la Faja Cangre

Las secuencias involucradas en el transporte tectónico (2.5 km de espesor según Pszczolkowski, 1999) de los mantos en todo Guaniguanico (Figura 1) se superponen y hay engrosamiento de corteza, pudiendo llegar a un valor mínimo de 5 km (Cobiella-Reguera, 2008), por lo que ocurre un ascenso del nivel estructural para el sector. En los niveles inferiores del corte (siliciclástico) se incrementan las condiciones de P-T e inician procesos metamórficos, potenciados bajo las condiciones de transcurrencia- transpresión-extrusión tectónica y se alcanzan condiciones de P-T más elevadas (Goscombe et al., 2003; King et al., 2008; Mulchrone y Mukherjee, 2016; Montomoli et al., 2018; Carosi et al., 2020). Se considera además los contenidos de silicio en micas, ampliamente usados para estimaciones de presión (Velde, 1967; Guidotti, 1973, 1984; Massone y Schreyer, 1987). Agard et al. (2001) exponen que las variaciones de Si (pfu) y EA en las micas fengíticas pueden relacionarse con condiciones variables de P-T a escala regional (Tabla 2). También Cruz-Gámez et al. (2007) reportan hornblenda, glaucofana, actinolita, epidota, zoisita y albita en un cuerpo de metagabro (MG) relacionado con la Fm. Ac, muy próximo a la falla Pinar; con la facies esquistos verde-anfibolitas y parte baja de esquistos glaucofánicos, y procesos retrógrados. Con relación a la hornblenda en el MG se discute aún su procedencia, Millán (1987) valoró su posible origen magmático. Lo anteriormente expuesto permite sustentar episodios de metamorfismo determinado por variaciones de P-T, con desarrollo progrado y retrógrado para la FC.

Varios procesos de metamorfismo se discuten a continuación en términos relativos a su intensidad (según la SCMR; Figura 9): (A) de muy bajo grado, gobernado por la compresión horizontal (P1), el transporte tectónico (P2) y la transcurrencia (P3), denominado metamorfismo relaciono al clivaje (mc), (B) de grado bajo y presión media (parte alta), durante la transpresión (mt), (C) de grado bajo y presión media (parte intermedia) relacionado al orógeno extrusivo (me) y (D) de muy bajo grado, gobernado por el nuevo transporte tectónico al final de P4 (mc). Todos vinculados a los períodos deformacionales consecutivos y su solapamiento (Figura 8).

 

A- Metamorfismo de muy bajo grado (mc), relacionado a un abundante y variado clivaje (Tabla 1; Figura 3e, 3f, 3i y 3q; Figura 9): (i) durante la compresión (P1; SE-NW), (ii) el transporte tectónico (P2: SE-NW, S-N y SW-NE), asociado a las estructuras con orientación 40°–60° y (iii) la transcurrencia (P3, vinculado a pliegues con vergencia siniestra y su clivaje acompañante). Se alcanzan presiones que favorece la removilización mineralógica en la roca (McClay, 1992; Kornprobst, 2003; Passchier y Trouw, 2005; Figura 4a–4c). La recristalización dinámica de los minerales detríticos (cuarzo, plagioclasa, feldespato K y mica), su empaquetamiento, orientación, formación de límites irregulares, deformación intracristalina, lamelas, extinción ondulante, boudinage, la presencia de estructuras σ y la recristalización de la matriz de las rocas siliciclásticas para formar sericita y cuarzo policristalino, ratifican esta condición. Raymond (2000) indica el límite inferior para el metamorfismo (~200 °C y 0.2–1.5 Kbar) y según Passcheir y Trouw (2005) la recristalización dinámica del cuarzo ocurre a temperaturas próximas a los 300 °C, lo que implica un metamorfismo de muy bajo grado, relacionado a las rocas siliciclásticas de la UAPS con P1, P2 y P3, mientras en la FC es común en todos los períodos deformacionales (Figura 8).

 

B- Metamorfismo de grado bajo y presión media (parte alta) por transpresión (mt). Con el desarrollo de la transpresión en un sector de la zona de falla (P4), se alcanzan las mayores condiciones de P-T y afectan sólo las secuencias ubicadas en esta zona (FC; Figuras 1b, 8c y 9). El mt se caracteriza por la presencia de: cuarzo, albita y mica del tipo mbn1 (moscovita- fengita, Si= 3.20–3.34 pfu) en los MS (UPS y UM; Figuras 4e–4g y 6). Aquí también se forman los minerales descritos en el cuerpo de MG: hornblenda, glaucofana, epidota (UPS; Cruz-Gámez et al., 2007). Se registra el mayor metamorfismo reconocido en la faja (pico de P-T).

 

C- Metamorfismo de grado bajo y presión media (parte intermedia) por extrusión (me). Vinculado con la extrusión tectónica (P4), a consecuencia de lo cual rocas (meta-siliciclástico, gabro y caliza) de diferentes niveles de la corteza, salen hacia la superficie cercana a la zona de falla (Figuras 8d y 9). Se reconocen gradientes retrógrados (extrusión + enfriamiento) en la UPS por la existencia de: (i) cuarzo, clorita y mica moscovita- mbn2 con bajo Si en los MS (3.05–3.11 pfu; Figuras 4h y 6c) y (ii) presencia de actinolita, epidota, clorita y albita en el MG (Cruz-Gámez et al., 2007).

 

D- Metamorfismo de muy bajo grado (relacionado al clivaje, mc), pero en el nuevo transporte tectónico (P4; Tabla 1; Figuras 3i, 4d, 4e y 9). El clivaje se manifiesta al SW-NE asociado a las nuevas estructuras, ahora con orientación 70°–80°. Se favorece la removilización mineralógica en la roca de las asociaciones minerales hasta aquí desarrolladas (Figura 4e y 4f). Con este evento se relaciona la lineación de estiramiento mineral cercana a los 080° ya mencionada (Figuras 4f–4h y 7).

 

Evolución de la Faja Cangre

La falla Pinar de edad Eoceno inferior (parte alta; Cáceres, 1997) define el estilo tectónico en la FC. Su configuración definitiva es resultado de la superposición de eventos deformacionales acontecidos durante el funcionamiento de esta falla sobre el terreno Guaniguanico (Figura 10). El no reconocimiento de las formaciones paleogénicas (Ancón y Manacas; Pszczolkowski, 1985) como parte de dicha faja, permitió que algunos investigadores consideraran su metamorfismo asociado a un posible evento de subducción (Simón, 1987; Cruz-Gámez et al., 2007; García-Casco et al., 2008) y en similares condiciones del descrito en los terrenos Pinos y Escambray (García-Casco et al., 2008). Estos últimos autores reconocen que la historia geológica de esta faja es distinta a la de Guaniguanico (no metamorfizado) relacionándola con una subducción (Campaniano superior), en la que intervienen sólo las unidades UPS y UCC, agrupándolas como “terreno Cangre”.

En el presente trabajo se reporta: (i) moscovita-fengita (Si=3.20–3.34 pfu con EA=0.90–0.93 pfu) para las mbn1 en la UPS y UM, y moscovita (Si=3.07 pfu con EA=0.98 pfu) para las mbn2 (Tabla 2; Figuras 4c, 4e–4h y 6) sólo en la UPS; (ii) presencia de una lineación de estiramiento mineral (80°) común en las tres unidades; (iii) contraste entre la dirección de los ejes en las estructuras mayores y el rumbo de las capas en todo el terreno Guaniguanico (40°–60°) y la FC (70°–80°; Figura 10) y (iv) marcada inclinación de sus planos de cabalgamiento. Todo lo cual supone una evolución similar entre ellas (UPS, UM y UCC), dichos rasgos y el desarrollo descrito de la falla Pinar (Figura 7), admiten vincular la evolución geológica de la FC a un evento de estructura en flor positiva. En la literatura se ha descrito metamorfismo relacionado con estos procesos (Thompson et al., 1997; Dewey et al. 1998; Fossen y Tikoff, 1998; Goscombe et al., 2003; Allibone y Tulloch, 2008; Kleine et al., 2014; Zanchi et al., 2016) y no es necesario una subducción para explicar el mismo.

Se ha indicado que el metamorfismo disminuye de sur a norte de modo general (Millán, 1972; Piotrowska, 1987; Martínez y Fernández de Lara, 1988; Cáceres, 1997; Cruz-Gámez et al., 2007). No obstante, se obtiene una dispersión entre las proporciones de los minerales neoformados representados en cada unidad tectónica y dentro de ellas (Figura 5), no aparecen micas mbn2 en la Fm. Sc (UM) y se da una tendencia variable del contenido de Si (pfu) en las micas según una sección transversal por la FC (Figura 6e), lo que demuestra su heterogeneidad metamórfica y niega la variación gradual. Su evolución como una estructura en flor positiva y la yuxtaposición interna de paquetes litológicos de diferentes niveles corticales durante la extrusión tectónica (Figura 10), explica mejor estas particularidades en el metamorfismo.

 

CONCLUSIONES

Se definen cuatro períodos deformacionales relacionados al transporte tectónico durante el Paleoceno superior-Eoceno inferior en el occidente de Cuba, bajo un régimen compresivo, donde σ1 de orientación NW 330°–340° rota en sentido horario hasta NE 020°–030°, mientras σ3 se aparta continuamente de la vertical (períodos P1 y P2). La coincidencia en el plano horizontal o muy próximo a este de σ1 y σ3, da lugar a la falla Pinar, transcurrente siniestra en el período P3. En determinado sector de dicha falla, una variación en su rumbo, propicia el desarrollo de una estructura en flor positiva, con la consecuente transpresión y extrusión tectónica (P4); se reactivan los cabalgamientos y fallas inversas, esta vez de ángulos más empinados, que muestran componentes del vector desplazamiento por el rumbo y por el buzamiento, y aparecen nuevas estructuras acompañantes que se superponen a las anteriores.

La diferencia en cuanto a los rasgos tectono-metamórficos entre la FC y el terreno Guaniguanico se relacionan al desarrollo de una estructura en flor positiva en este sector. Se desarrollan varios procesos metamórficos: mc-metamorfismo relacionado al clivaje (muy bajo grado), presente en todos los períodos deformacionales, igualmente vinculado a las estructuras σ y la recristalización dinámica de los minerales en las rocas; mt-metamorfismo de grado bajo y presión media (parte alta) por transpresión (P4), donde se alcanzan los mayores gradientes de P/T, marcado por cuarzo, albita, mica del tipo mbn1 (en MS), se incluye también hornblenda, glaucofana, epidota (en MG); y me-metamorfismo de grado bajo y presión media (parte intermedia-retrógrado) por extrusión tectónica (P4), reconocido en UPS por la presencia de cuarzo, clorita, mica del tipo mbn2 (en MS) y actinolita, epidota, clorita, albita (en MG).

No es la intensidad del metamorfismo lo que aumenta hacia el Sur en la FC, sino de las deformaciones tectónicas. La heterogeneidad del metamorfismo que muestran sus rocas a lo largo de una sección transversal, ha sido provocada por la yuxtaposición de los paquetes litológicos de diferentes niveles corticales durante la extrusión tectónica.

 

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen a varios profesores del Departamento de Geología, Universidad de Pinar del Río, por señalamientos realizados a esta memoria en el transcurso de su realización; asimismo los oportunos comentarios del Dr. Antonio García Casco de la Universidad de Granada (España). A las instituciones que ofrecieron su infraestructura para preparar las muestras y realizar distintos análisis. El artículo es una contribución al proyecto DCF-753/2018 (Departamento de Geología, UPR, Cuba). Especial agradecimiento al Dr. Roberto Maldondo, un revisor anónimo y al editor Dr. Luigi Augusto Solari cuyas sugerencias enriquecieron y mejoraron la versión final del manuscrito.

 

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