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4.1. Introducción. Debido a las características de las rocas metamórficas, hasta el momento no se ha establecido una clasificación jerárquica de las mismas universalmente aceptada para su uso práctico, a diferencia del caso de las rocas ígneas y sedimentarias. Por eso se tomo la decisión de utilizar como base para este trabajo la clasificación y terminología empleadas en Fry (1995) y Castro Viejo (1998), aunque adecuados a las particularidades de las metamorfitas expuestas en Cuba. Es bien conocido que en numerosos sectores del territorio cubano afloran rocas metamórficas generadas durante procesos de carácter regional cuyos protolitos, tanto de naturaleza oceánica así como siálica o continental, son diferentes formaciones o complejos de edad mesozoica, específicamente jurásicos y cretácicos, que pueden llegar a constituir grandes macizos rocosos. La única excepción son unos afloramientos pobres y aislados de mármoles y calcifiros de un basamento siálico del Proterozoico Superior localizados en la parte noroccidental de Cuba Central. El metamorfismo regional en Cuba tuvo lugar en diferentes épocas del periodo cretácico, hasta el campaniano inclusive. La génesis de las metamorfitas se relacionó esencialmente con procesos de subducción, suprasubducción y colisión de distintas microplacas o complejos oceánicos y continentales, donde las rocas casi siempre fueron además muy deformadas y multiplegadas. Excepcionalmente aparecen afloramientos de cierta significación de metamorfitas de contacto, vinculadas con la intrusión de granitoides de los arcos volcánicos cretácico y paleogeno, las cuales solo se tratan de forma muy general en 4.2.2. Para cumplir con los objetivos de este trabajo fue necesario el desarrollo del epígrafe 4.3, donde se describen de forma resumida los diferentes macizos o complejos generados durante los procesos cretácicos de metamorfismo regional. Sin otra pretensión que ayudar a la localización y descripción de estas metamorfitas, las mismas se separan aquí por regiones: Cuba Occidental, Cuba Central y extremo oriental. Además se caracterizan aparte las incluidas en el cinturón ofiolítico cubano, separándolas en metamorfitas de alta presión y metamorfitas de baja presión. 4.2. Glosario de términos. 4.2.1. Metamorfismo Regional. Es un proceso de reelaboración mineralógica, estructural y textural de las rocas en estado sólido, que ocurre debido a la interacción de las placas tectónicas bajo muy diferentes condiciones corticales de temperatura, presión y actividad de fluidos. En las zonas de convergencia de placas tiene lugar un metamorfismo regional en ambientes geodinámicos de subducción, de suprasubducción y de colisión; mientras que en las regiones donde las placas divergen y se genera nueva corteza oceánica ocurre un metamorfismo regional de muy baja presión y elevada actividad hidrotermal, donde las rocas son mucho menos deformadas y reelaboradas, que se conoce como metamorfismo oceánico. Este último tipo de metamorfismo también puede suceder en un ambiente de suprasubducción siempre que haya formación de corteza oceánica. En los procesos de metamorfismo regional la reelaboración de las rocas es generalmente polifásica, destacándose las asociaciones minerales progresivas que quedan impresas en la roca cuando el grado metamórfico se eleva, y, posteriormente, las asociaciones regresivas que se imprimen en la roca cuando el grado metamórfico disminuye; tanto unas como otras pueden preservarse en mayor o menor grado. En las metamorfitas con frecuencia 1 se conservan restos de minerales, texturas y estructuras de la roca primaria, lo cual está en dependencia del grado y tipo de metamorfismo. A continuación pasaremos a una caracterización general de las metamorfitas de carácter regional. Los términos utilizados aquí fueron tomados de Fry (1995 y Castro Viejo (1998), pero con modificaciones introducidas por el autor adecuadas al territorio cubano. Filita: roca de grano muy fino (menor de 0.5 mm), con foliación bien definida y aspecto lustroso debido a la abundancia de sericita, clorita, o sericita con clorita (filosilicatos). Su metamorfismo es de grado muy bajo. Si predominan los filosilicatos en la roca, ésta se denomina simplemente filita. Si la roca tiene predominio de cuarzo, ésta se denomina filita cuarcífera. Si la roca tiene predominio de calcita, ésta se denomina filita calcárea. La Faja Metamórfica Cangre, expuesta en el extremo meridional de Alturas de Pizarras del Sur, Subzona Los Organos de la Zona Guaniguanico, está compuesta básicamente por filitas cuarcíferas y filitas. En el complejo Purial, extremo oriental de Cuba, las metatobas de grano fino o metatufitas, así como las intercalaciones metaterrígenas y metacalcáreas, constituyen filitas, filitas cuarcíferas, filitas calcáreas y mármoles foliados. Ejemplos: Filita clorita sericítica Filita sericito grafítica Filita sericito calcáreo grafítica Filita cuarzo sericítica Esquisto: roca metamórfica de grano fino a medio, caracterizada por una foliación o esquistosidad bien definida, cuyos minerales suelen reconocerse a simple vista. Si presenta además una estructura bandeada, la roca se denomina esquisto bandeado. Los esquistos pueden contener uno o más minerales formando porfiroblastos de mayor tamaño. Su grado metamórfico generalmente es de bajo a medio. Ejemplos: Esquisto cuarzo moscovítico con granate Esquisto cuarzo bimicáceo (moscovita y biotita) Esquisto cianito moscovito grafítico Esquisto cianito moscovito granatífero bandeado Esquisto biotito granatífero sillimanítico Esquisto cuarzo moscovito granato glaucofánico bandeado Esquisto calcito moscovito grafítico con clinozoisita Esquisto verde: son esquistos derivados principalmente de magmatitas básicas efusivas y piroclásticas o también de areniscas de composición adecuada, generados en condiciones de un metamorfismo de bajo grado y presión baja a media. Se componen básicamente por clorita, albita, actinolita y epidota. Ejemplos: Esquisto albito clorito actinolito epidótico metatobáceo Esquisto clorito actinolítico clinozoisítico bandeado Esquisto albito clorito epidótico 2 Esquisto azul: son esquistos originados en condiciones de alta presión y grado bajo a medio, en cuya composición juega un rol fundamental la glaucofana. Cuando es de grano fino, la abundancia de este mineral imprime a la roca una coloración azulada o gris azulada. Ejemplos: Esquisto glaucofano albito moscovítico bandeado Esquisto albito glaucofano lawsonítico Esquisto glaucofano albito pumpelleítico metabasáltico Esquisto albito glaucofano granatífero bandeado Gneiss: roca foliada de grano fino, medio o grueso, con frecuencia bandeada, que presenta mayor coherencia y una fisibilidad mucho más imperfecta y grosera con respecto a los esquistos y las filitas. Su metamorfismo es de grado medio a alto. Ejemplos: Gneiss cuarzo feldespato potásico biotítico con cianita Gneiss cuarzo feldespato bimicáceo granatífero metagranitoídico Gneiss cuarzo plagioclaso biotítico con sillimanita y granate Gneiss cuarzo plagioclaso hornblendo biotítico Fels: roca granular carente de una esquistotosidad o bandeamiento manifiesto. Su grano puede ser medio a grueso y su grado metamórfico medio o alto. Ejemplos: Fels calcito forsterito flogopito diopsídico Fels moscovito granato cuarzo glaucofánico Fels granato cuarzo moscovito clinopiroxéno zoisítico Fels clinopiroxénico Fels zoisítico En los esquistos, gneisses y fels, la denominación de la roca incluye los minerales formadores dominantes, los cuales son nominados de forma decreciente con respecto a su cantidad, debiendo destacarse además la existencia de mineralesindicadores visibles, aunque sean escasos. Por ejemplo: esquisto cuarzo micáceo con granate, esquisto micáceo cuarcífero con cianita y estaurolita, gneiss cuarzo feldespato biotítico con cianita y granate, fels plagioclásico cuarcífero con clinopiroxeno y granate, etc. Si un mineral determinado predomina ampliamente en la composición de la roca o se trata de una roca prácticamente monomineral, éste caracteriza su apelativo, por ejemplo: esquisto granatífero, fels granatífero o granatita, fels zoisítico o zoisitita, cuarcita, esquisto cuarcífero, esquisto antigorítico o antigoritita. Los esquistos de diferente tipo, composición y grado metamórfico predominan en la composición de los macizos metamórficos de Isla de la Juventud y Escambray. En el Escambray existen además típicos esquistos azules y esquistos verdes. Gneises metaterrígenos aparecen en el macizo Isla de la Juventud, en el sector donde se alcanzó un metamorfismo de alto grado. En los macizos Isla de la Juventud y Escambray también se destacan típicos fels. El caso más característico es el de la unidad rocosa conocida como esquistos cristalinos Algarrobo en el macizo Escambray, que se trata de un fels polimineral cuarzo albito granato micáceo y otros minerales asociados. El denominado complejo Socorro se trata del representante de un basamento siálico del Neoproterozoico pobremente expuesto en el extremo noroccidental de la prov. Villa Clara, en las localidades La Teja y Socorro (Somin y Millán, 1981; Renne et al. 1989). Este se compone esencialmente de mármoles y calcifiros o fels calcáreos de grano 3 grueso. Aquí es característico el fels calcito flogopito forsterítico a veces también con diopsido. Cuarcita : roca metamórfica prácticamente monomineral o con cuarzo muy predominante. Pueden formarse en condiciones de cualquier grado de metamofismo regional, ya sea de presión alta, media o baja, así como también en el metamorfismo de contacto. Sus protolitos son generalmente pedernales o silicitas (chert) o areniscas cuarcíferas. Si la cuarcita presenta una estructura orientada bien manifiesta sería una cuarcita esquistosa y si tiene bandeamiento visible, cuarcita bandeada. Si presenta además otro mineral visible, éste será destacado en la denominación de la roca: cuarcita bandeada con granate, cuarcita granatífera si tiene una cantidad apreciable de granate, cuarcita con mica blanca y glaucofana, etc. Cuarcitas de diferentes orígenes, grados y tipos de metamorfismo son frecuentes en los macizos Escambray e Isla de la Juventud, en la Faja Metamórfica Cangre y como inclusiones en las serpentinitas del cinturón ofiolítico. Se puede destacar también el origen de la cuarcita en su propia denominación, por ejemplo: cuarcita metaterrígena, cuarcita metapedernálica o metasilicítica. Ejemplos: Cuarcita moscovito granatífera bandeada metapedernálica Cuarcita moscovítica metaterrígena esquistosa Cuarcita glaucofano moscovítica Cuarcita zoisito granatífera bandeada Mármol : roca metamórfica compuesta predominantemente por calcita o dolomita. Los mármoles se pueden formar en condiciones de cualquier grado de metamorfismo regional, ya sea de presión baja, media o alta, así como en el metamorfismo de contacto. Sus protolitos son principalmente calizas, calizas dolomíticas o dolomitas. Si tiene esquistosidad es un mármol esquistoso, con bandeamiento un mármol bandeado. Si presenta otro mineral visible, éste será destacado en la denominación de la roca: mármol bandeado con diopsido, mármol tremolítico, mármol flogopítico, etc. Mármoles de diferentes tipos y grados metamórficos afloran en los macizos Isla de la Juventud y Escambray, en la Faja Metamórfica Cangre y en los complejos Purial y Asunción del extremo oriental de Cuba. Ejemplos: Mármol tremolítico Mármol flogopítico Mármol diopsídico Mármol grafítico esquistoso Mármol masivo Migmatita : roca compuesta por una mezcla de material metamórfico e inyecciones cuarzo feldespáticas de composición granítica. Son formadas por la granitización de las metamorfitas en las regiones con alto grado metamórfico y elevada actividad de fluidos. Son rocas bandeadas o groseramente bandeadas y grano medio a grueso. Verdaderas migmatitas solo se conocen en el macizo Isla de la Juventud, en el sector donde el metamorfismo regional alcanzó su mayor grado. Anfibolita : roca metamórfica compuesta esencialmente por hornblenda y plagioclasa, producida por el metamorfismo de rocas magmáticas básicas y ocasionalmente margas magnesianas. Puede ser masiva, esquistosa o bandeada. Las anfibolitas se generan en 4 condiciones de diferentes grados y tipos de metamorfismo, incluso en condiciones de un metamorfismo de contacto, lo cual se refleja en el tipo de hornblenda, tipo de plagioclasa y los otros minerales asociados. En Cuba existen complejos o formaciones compuestas esencialmente por anfibolitas, tales como: el complejo Mabujina en el sur de Cuba Central, la formación Yayabo en el macizo Escambray, las anfibolitas Perea en el norte Cuba Central y vinculada con el cinturón ofiolítico y la Fm. Güira de Jauco en el extremo oriental cubano. También se destacan bloques de anfibolitas de alta y baja presión incluidos en las serpentinitas del cinturón ofiolítico. Ejemplos: Anfibolita esquistosa Anfibolita masiva Anfibolita bandeada Anfibolita epidótica Anfibolita biotítica Anfibolita moscovito granatífera bandeada Anfibolita metagabroídica Eclogita : son metamorfitas de origen principalmente magmático y carácter básico (gabros, diabasas y basaltos), formadas en condiciones de un metamorfismo de alta presión y grado medio a alto. Están constituidas esencialmente por clinopiroxeno onfacítico y granate. Generalmente son granulares o groseramente bandeadas y pueden contener otros minerales asociados. En Cuba se conocen formando cuerpos intercalados en secuencias de protolito terrígeno y carbonático de edad jurásica en el macizo Escambray, así como en bloques incluidos en las tectonitas ultramáficas serpentinizadas del cinturón ofiolítico cubano. Ejemplos: Eclogita bandeada Eclogita zoisítica Eclogita glaucofano moscovítica bandeada Los prefijos meta, orto y para suelen utilizarse en las denominaciones de las metamorfitas. El uso de los mismos lo veremos a continuación: Meta : el prefijo meta se usa, en casos necesarios, acompañado del nombre de la roca primaria para indicar que esta última se encuentra metamorfizada. Por ejemplo: metagabro, metabasalto, metaarenisca, etc. Este prefijo, acompañado de la denominación de la roca primaria, también suele utilizarse a continuación del nombre de una metamorfita nominada. Por ejemplo: anfibolita metagabroídica, gneiss feldespato micáceo granatífero metagranitoidico, eclogita metagabroídica, esquisto cuarzo moscovítico metaterrígeno o metaarenoso, etc. Orto : el prefijo orto se usa, en casos necesarios, acompañado del nombre de la roca metamórfica para indicar que esta última tiene un origen igneo o magmático. Por ejemplo: ortoanfibolita, ortogneiss plagioclaso micáceo granatífero, ortoesquisto albito clorito actinolítico, ortoesquisto verde, etc. Para : el prefijo para se usa, en casos necesarios, acompañado por el nombre de la metamorfita para indicar que esta última tiene un origen sedimentario. Por ejemplo: paraanfibolita, paragneiss cuarzo plagioclaso micáceo con cianita y granate, paraesquisto verde actinolito clorito albítico, etc. 5 4.2.2. Metamorfismo de Contacto. Este tipo de metamorfismo ocurre formando una aureola alrededor de los cuerpos intrusivos de rocas ígneas a distintas profundidades. Corneana u Hornfelsa: la corneana u hornfelsa es el tipo de roca que caracteriza este tipo de metamorfismo. En general son rocas con textura granoblástica de grano muy fino a medio, fractura concoidal y con frecuencia una estructura moteada, formada por un mosaico de granos minerales generalmente equidimensionales, donde a veces se observan también porfiroblastos de mayor tamaño. Raras veces presentan una verdadera foliación o esquistosidad. Son metamorfitas de baja presión y grado metamórfico bajo, medio o alto, lo cual está en dependencia del tipo y dimensiones del intrusivo, su profundidad, así como de su cercanía o lejanía del contacto con la intrusión. El metamorfismo de contacto vinculado con intrusivos, suele destacarse también en las regiones donde los complejos rocosos han sido afectados por el metamorfismo regional; ambos tipos de metamorfismo pueden incluso ocurrir durante un mismo proceso geodinámico. En Cuba se conoce el denominado cinturón Sierra de Rompe (Victoria de las Tunas), donde las vulcanitas cretácicas de la Fm. Güaimaro fueron instruidas por un plutón de granitoides del Cretácico Superior, formando una aureola de contacto de varios centenares de metros de potencia en la parte sur de la intrusión. Estas fueron convertidas en hornfelsas que a menudo se tratan de verdaderas anfibolitas granoblásticas que suelen tener una estructura moteada y a veces una foliación metamórfica. Ejemplos: Hornfelsa hornblendo plagioclásica Hornfelsa granato piroxénica Hornfelsa epidoto hornbléndica Skarn : el skarn es una roca granular que se forma cuando un cuerpo de granitoides intruye un horizonte o formación calcárea, constituyendo una aureola de contacto enriquecida en diferentes minerales calcosilicatados característicos para este tipo de metamorfismo de baja presión. En Cuba este tipo de roca aparece en varios lugares, destacándose particularmente en una localidad cercana al extremo noroccidental del macizo Escambray en Cuba Central, donde los granitoides del Cretácico Superior intruyen un horizonte calcáreo de la secuencia del arco volcánico cretácico. Aquí aparece, entre otros minerales calcosilicatados, la wollastonita, mineral típico para el metamorfismo de contacto o regional de muy baja presión. Ejemplos: Skarn granatífero Skarn wollastonítico 4.2.3. Metamorfismo Dinámico Este tipo de metamorfismo es el que ocurre en las fallas o zonas de fallas. Es bien conocido que a lo largo de las fallas de cierta envergadura generalmente se localizan zonas estrechas de stress o esfuerzos muy elevados donde la actividad de fluidos suele ser intensa, lo cual está en dependencia también de las diferencias en la temperatura debido a la profundidad de los cortes rocosos. Esto da lugar a que las rocas puedan ser metamorfizadas y foliadas, aunque generalmente conservan restos primarios muy 6 deformados. Este tipo de metamorfismo es de carácter local y aunque en Cuba no se conocen ejemplos significativos, creemos necesario una breve caracterización de los tipos de rocas relacionados con el mismo, siguiendo a Castro Viejo () y Fry (1995). Milonita : en sentido general, el término milonita ha sido usado para describir a las metamorfitas foliadas y bandeadas generadas en las zonas de falla. Sin embargo, este nombre, sin prefijo alguno, se usa en los casos de que la roca conserve numerosos restos primarios en forma de porfiroclastos deformados y elongados, con una matriz de grano muy fino parcialmente recristalizada. Protomilonita : este término se utiliza cuando la milonita tiene muy escasa matriz, predominando los restos primarios deformados. Ultramilonita : este apelativo se usa cuando la milonita no contiene restos primarios visibles y la matriz de grano muy fino se encuentra casi o totalmente recristalizada y generalmente bien bandeada. Blastomilonita: este nombre se utiliza cuando la milonita tiene la matriz casi o totalmente recristalizada, pero conserva restos deformados visibles de la roca primaria. Esquisto milonítico o gneiss milonítico: estos apelativos se utilizan, según el caso, cuando debido a la recristalización la milonita pierde sus características propias, formándose un agregado de minerales metamórficos visibles a simple vista. En estos casos la denominación de la roca se rige de la misma forma que en los esquistos y gneisses, aunque se especifica su carácter milonítico. Por ejemplo: esquisto milonítico cuarzo moscovito granatífero. Cataclasita: es una roca fragmentada con estructura masiva, sin recristalización ni deformaciones apreciables de los fragmentos. A diferencia de las milonitas, no se trata de una metamorfita propiamente. Brecha tectónica. es una roca fragmentada y masiva, con los fragmentos de un tamaño superior a medio centímetro, sin recristalización ni deformaciones apreciables. No se trata de una metamorfita propiamente. 4.3. PARTICULARIDADES DEL METAMORFISMO REGIONAL EN CUBA 4.3.1. Región Occidental 4.3.1.1. Macizo Isla de la Juventud Los protolitos del macizo metamórfico Isla de la Juventud se tratan de secuencias jurásico cretácicas, terrígenas y carbonáticas, depositadas en condiciones de sinrift y de un margen continental, las cuales fueron metamorfizadas y multiplegadas durante su colisión con el arco volcánico en el Cretácico Superior, destacándose claramente minerales o asociaciones minerales progresivas de grado medio a alto, así como regresivas (Millán 1997 a). De acuerdo con las investigaciones petrológicas detalladas realizadas recientemente por García-Casco et al. (2001) en los gneisses de alto grado expuestos en el extremo noroccidental del macizo, el metamorfismo regional progresivo se caracteriza por ser 7 de alta presión, pues el único aluminosilicato estable que aparece es la cianita. Estos fueron sometidos a una temperatura de 750 grados centígrados y una presión de 11-12 kilobars durante el pico del metamorfismo progresivo. A continuación, durante la etapa regresiva del metamorfismo regional, ocurrió una descompresión brusca debido a la rápida exhumación de las metamorfitas desde las profundidades en condiciones corticales distensivas, reelaborándose parcialmente los gneisses de alto grado. De esta forma se formó sillimanita sustituyendo parcialmente a la cianita, y posteriormente, en una etapa más avanzada de la diaftoresis, tuvo lugar la aparición de andalucita como único aluminosilicato estable. Este último mineral se formó a unos 600 grados centígrados y una presión de solo 3 kilobars. Al inicio de la descompresión regresiva tuvo lugar además la segregación de fundidos parciales de composición trondhjemítica. De acuerdo con una datación Ar-Ar el final del metamorfismo regresivo pudo haber ocurrido hace unos 68 millones de años. No obstante, existen algunas dataciones K-Ar que fluctuan entre 72 y 78 millones de años (Somin y Millán 1981; Iturralde-Vinent et al. 1996), la más significativa de las cuales son los 78 millones de años de unas láminas de moscovita de un greisen originado durante una etapa tardía del metamorfismo regional Sin embargo, el macizo Isla de la Juventud fue sometido a un importante proceso de reactivación tectono-magmática, en condiciones distensivas, al finalizar el metamorfismo regional, el cual dio lugar a la génesis de una metalogenia endógena muy particular que lo caracteriza (Pardo 1990). De acuerdo con la datación Ar-Ar de un dique de riodacita formado durante esta reactivación, ésta tuvo lugar hace unos 60 a 68 millones de años (Buguelsky et al. 1985), la cual está en correspondencia con la de 64 millones de años (inédita) que arrojó la mineralización aurífera de Mina Delita. Desde el punto de vistapráctico y sin llegar a precisiones, podemos destacar los siguientes tipos de rocas metamórficas. Esquistos cuarzo moscovíticos Esquistos cuarzo bimicáceos (moscovita y biotita) Esquistos cuarzo bimicáceos con granate Esquistos cuarzo moscovito con cianita Esquistos moscovito grafíticos o grafito moscovíticos Esquistos micáceo cianito estaurolíticos Esquistos micáceo cianito estaurolito granatíferos Esquistos micáceo cianito granatíferos Esquistos cianíticos con grafito Esquistos micáceo andalucito cianíticos Gneisses biotito granato sillimaníticos Gneisses biotito granato cianito sillimaníticos Gneisses biotito granato cianito sillimaníticos con feldespato potásico Migmatitas con granate Migmatitas con sillimanita y granate Mármoles. Mármoles dolomíticos Mármoles dolomíticos diopsídicos con grafito Mármoles escapolíticos Mármoles dolomíticos tremolíticos Esquistos o gneisses calcosilicatados poliminerales Anfibolitas biotíticas Anfibolitas biotito granatíferas 8 4.3.1.2. Faja Cangre Es una faja metamórfica destacada en el extremo meridional de la Sierra de los Organos, donde los equivalentes de la Fm. San Cayetano y de las calizas del Jurásico Superior aparecen más intensamente deformados y además metamorfizados en condiciones de alta presión y bajo grado (Somin y Millán 1981). Sus principales componentes son: filitas sericito cuarzo grafíticas o cuarzo sericito grafíticas, filitas cuarzo sericíticas, metaareniscas cuarcíferas esquistosas con sericita y albita, filitas calcito grafíticas y mármoles esquistosos. También se destacan cuerpos de metagabros y metadiabasas con numerosos restos primarios, en los cuales aparecen las asociaciones metamórficas de alta presión y bajo grado: albita, clorita, epidota, actinolita, glaucofana; albita, clorita, epidota, actinolita, glaucofana, pumpelleita. Sin embargo, estas rocas básicas fueron anfibolitizadas previamente al metamorfismo de bajo grado que caracteriza a la faja Cangre, proceso de un mayor grado de temperatura que dio lugar a que el clinopiroxeno magmático se convirtiese parcialmente en hornblenda. Esta anfibolitización fue localmente intensa, dando lugar a la generación de una anfibolita esquistosa con escasos restos magmáticos (Millán 1987). De acuerdo con estudios petrológicos recientes ejecutados por Cruz-Gámez et al. (2003), la anfibolita esquistosa fue formada en las condiciones de una temperatura de 550 a 660 grados centígrados y una presión inferior a los 5 kilobars, durante una etapa anterior al metamorfismo de alta presión y bajo grado. Estos autores destacaron en las metapelitas (filitas) las siguientes asociaciones: cuarzo-albita-moscovita-clorita-fengita, cuarzo-albita-fengita-clorita y cuarzo-fengita-clorita-actinolita, señalando además que este metamorfismo de bajo grado que caracteriza a las filitas y mármoles de la faja Cangre ocurrió aproximadamente a unos 450 grados centígrados y 6 kilobars. 4.3.2. Región Central 4.3.2.1.Macizo Escambray El macizo metamórfico Escambray se expone en la parte sur de Cuba Central, destacándose en la estructura regional como dos grandes antiformas que afloran formando una ventana tectónica entre las secuencias del arco volcánico cretácico y las anfibolitas del complejo Mabujina, las cuales yacen en la base de este último y rodean este macizo (Somin y Millán 1981). Los elementos rocosos que componen al mismo, al igual que los del macizo Isla de la Juventud, fueron despegados de su basamento, metamorfizados, escamados y multiplegados, durante el transcurso de un lapso de tiempo que probablemente abarcó una parte del Cretácico, en las condiciones de alta presión típicas de una zona de subducción, finalizando en la parte alta del Cretácico Superior durante la colisión con el arco volcánico donde primaron las condiciones de la facies de los esquistos verdes, Sin lugar a dudas se trató de un proceso de metamorfismo regional polifásico, lo que está también en correspondencia con las dataciones de edad absoluta (Millán 1997). Recientes dataciones Ar-Ar indican que el metamorfismo regional de este macizo probablemente finalizó hace unos 70 millones de años (Schneider et al. en prensa), al igual que en el caso del de la Isla de la Juventud. Los protolitos del Escambray son también de edad jurásica y cretácica. Sin embargo, además de las secuencias propias del sinrift y de un margen continental, también se destacan elementos que parecen ser propios de una corteza oceánica y de un arco volcánico. 9 En este macizo se exponen unidades metamorfizadas en condiciones progresivas de alta presión y alto grado, diaftoritizadas en varias etapas; unidades metamorfizados en condiciones de alta presión y bajo grado, diaftoritizadas parcialmente en las condiciones de la facies de los esquistos verdes; y unidades no diaftoritizadas metamorfizadas en la facies de los esquistos verdes. Las últimas son las más internas y constituyen el nivel estructural inferior (Millán 1997). Las unidades de alta presión y alto grado se caracterizan por tener un protolito jurásico, pues rocas primarias de presunta edad cretácica aún no se han reconocido aquí. Estas se caracterizan por la generación de eclogitas durante el metamorfismo progresivo, formadas a partir de basaltos y gabroides, las cuales yacen frecuentemente formando budinas en secuencias metaterrígenas y metacalcáreas, y también bloques en zonas de melange. Las eclogitas del Escambray se caracterizan por una asociación de onfacita, granate y rutilo, muchas veces además con zoisita. Sin embargo, ellas casi siempre aparecen parcialmente reelaboradas, en mayor o menor grado, en condiciones de un metamorfismo regional regresivo (Millán 1997). Primeramente en condiciones de alta presión y un menor grado de temperatura, se transformaron parcialmente en unas anfibolitas esquistosas con mica blanca, clinozoisita, granate y plagioclasa ácida. A menor temperatura, pero en condiciones de alta presión, las eclogitas pueden reelaborarse parcialmente, en diferente grado, en esquistos azules glaucofano granato albito fengito lawsoníticos (o clinozoisíticos). En las condiciones de la facies de los esquistos verdes, éstas pueden reelaborarse casi totalmente en un fels albito clorito actinolítico. Por eso las eclogitas del Escambray son generalmente rocas poliminerales, en las cuales aparecen minerales o asociaciones que fueron formadas en diferentes fases del metamorfismo regional, destacándose una compleja sustitución parcial de unos minerales por otros. En las unidades estructurales caracterizadas por el metamorfismo de alta presión y alto grado los esquistos metaterrígenos son básicamente cuarzo fengito albíticos, pero con frecuencia contienen además granate, granate y glaucofana, o granate, glaucofana y clinopiroxeno; en los últimos la glaucofana puede sustituir parcialmente al clinopiroxeno. También aparecen esquistos cuarzo albito fengito zoisíticos y esquistos fengito grafíticos. De rareza aparecen esquistos cloritoide cuarzo fengito grafíticos y cloritoide cuarzo cianito fengito grafíticos, los que ocasionalmente pueden contener también porfiroblastos de granate. Los esquistos carbonáticos son calcito fengito grafíticos, calcito grafíticos, y dolomito grafíticos con textura sacaroidal. También se destacan esquistos calcito fengito albito grafíticos, calcito fengito cuarzo zoisíticos, calcito cloritoide grafíticos, calcito zoisito graníticos y calcito fengito clinozoisíticos. En las condiciones del mayor grado metamórfico de alta presión aparecen con frecuencia horizontes compuestos por un fels polimineral cuarzo granate fengito glaucofano clinopiroxénico.Las cuarcitas metapedernálicas tienen generalmente una estructura bandeada y sacaroidal. Estas pueden ser granatíferas, glaucofánicas (o riebeckíticas), clinopiroxénicas o zoisíticas. De rareza se encontraron unas cuarcitas metapedernálicas con dierrita, mineral indicador de una presión entre 16 y 25 kilobars y una temperatura entre 530 y 630 grados centígrados, condiciones bajo las cuales se formaron también las eclogitas (Grafe et al. 2001). También se destacan fels zoisíticos, fels clinopiroxénicos, fels zoisito clinopiroxénicos, antigorititas y esquistos antigoríticos. 10 Existe una unidad litológica compuesta básicamente por anfibolitas (Fm. Yayabo), cuyas asociaciones minerales son similares a las que sustituyen parcialmente a las eclogitas durante la primera etapa del metamorfismo regresivo. Se tratan de unas anfibolitas de alta presión compuestas por barroisita, plagiclasa ácida, fengita, clinozoisita y granate, que se considera se formaron bajo condiciones de 13 - 14.5 kilobars y 580 – 675 grados centígrados (Grafe et al. 2001). En las unidades donde el metamorfismo progresivo ocurrió en condiciones de alta presión y bajo grado, los horizontes de vulcanitas básicas fueron convertidos en unos esquistos verdes que contienen lawsonita, la cual siempre aparece parcial o totalmente reelaborada por clinozoisita o clinozoisita – epidota. Estos esquistos son albito actinolito clorito lawsoníticos (la lawsonita generalmente se conserva en los núcleos de los cristales de clinozoisita). De rareza pueden contener también clinopiroxeno jadeítico. Siempre presentan esfena accesoria. Los esquistos metaterrígenos están aquí compuestos por cuarzo mica blanca y albita, raramente pueden contener también glaucofana. Las cuarcitas metapedernálicas generalmente son bandeadas y granatíferas, casi siempre con la asociación de cuarzo, granate y mica blanca. Pocas veces contienen glaucofana además del granate. Los esquistos calcáreos son calcito albita cuarzo mica blanca grafíticos, en ocasiones con lawsonita o clinozoisita. Siempre predomina la calcita. Los cuerpos de rocas básicas intrusivas suelen convertirse en un fels albito anfibol (actinolita o glaucofana) clinozoisito (o lawsonita) granatífero, fels albito actinolito clorito lawsonítico y fels albito glaucofana granate fengito lawsonítico. Estos siempre contienen esfena accesoria, a veces con restos de rutilo en sus núcleos. en ocasiones aparece un fels enriquecido en clinopiroxeno jadeítico con abundantes restos magmáticos. Los cuerpos de gabro metamorfizado pueden convertirse en un fels hornblendo albito clinozoisítico o zoisítico. Finalmente tenemos a las unidades que fueron solamente metamorfizadas en las condiciones de la facies de los esquistos verdes, las cuales nunca fueron afectadas previamente por un metamorfismo de alta presión. Los esquistos metaterrígenos equivalentes a la Fm. San Cayetano están formados por cuarzo y mica blanca, a veces también con escasa albita y grafito accesorio. En las condiciones de menor grado son unas metaareniscas esquistosas compuestas por granos de cuarzo detrítico deformados y una matriz de mica blanca de grano generalmente fino. Los esquistos verdes metavolcánicos se componen por la asociación de albita, clorita, actinolita y clinozoisita (o clinozoisita-epidota), con esfena accsesoria. Las metagrauvacas vulcanomícticas contienen los mismos minerales, pero con abundante cuarzo y con grafito accesorio. Los metaintrusivos siempre presentan numerosos restos primarios y aparecen parcialmente transformados en un fels albito actinolito clorito clinzoisítico, con esfena accesoria. Los mármoles de protolito Jurásico Superior son calcíticos, esquistosos y bastante puros, pues solo contienen aislados granos de cuarzo, albita o mica blanca. 4.3.2.2. Complejo Mabujina El complejo Mabujina aflora en la parte sur de Cuba Central, formando un cinturón anfibolítico de anchura variable que rodea y cubre tectónicamente al macizo metamórfico Escambray, infrayaciendo estructuralmente a las unidades del arco volcánico cretácico (Somin y Mill1án 1981, Millán 1996 a). Se compone básicamente por ortoanfibolitas de presión baja a media, generalmente muy plegadas y deformadas, 11 que con frecuencia contienen restos de minerales y estructuras primarias magmáticas. Aunque su génesis no está aún bien definida, los protolitos de una parte de sus unidades o litotipos se relacionaron con un arco volcánico y las anfibolitas fueron derivadas de basaltos porfiríticos, aglomerados volcánicos y tobas estratificadas, lo cual está en correspondencia con recientes datos geoquímicos (Blein et al. 2003). Sin embargo, otra parte de sus protolitos parece tratarse de rocas con un carácter más oceánico, en cuya composición aparecen gabros, diabasas, ultrabasitas y gabros bandeados (Millán 1996 a). Estas anfibolitas fueron cortadas, durante una etapa tardía y regresiva del proceso metamórfico, por cuerpos y venas de granitoides y pegmatitas deformados y metamorfizados que frecuentemente contienen granate y algunas veces presentan una marcada esquistosidad. Sus cortes fueron también atravesados por diques de lamprofiro y de andesitas porfiríticas algunas veces con esquistosidad y un metamorfismo de bajo grado. De acuerdo con los datos geológicos y de edad absoluta el metamorfismo del complejo Mabujina finalizó en la parte alta del Cretácico Superior, antes del Maastrichtiano, aunque debe haberse iniciado mucho antes, quizás hace aproximadamente 100 millones de años. Existen dataciones recientes de 86-88 y de 80-82 millones de años, utilizando el método Rb-Sr, de las láminas de moscovita de dos diferentes venas de pegmatitas sinmetamórficas tardías que cortan a las anfibolitas; mientras que la datación Ar-Ar de la moscovita de unos plagiogranitos bimicáceos granatíferos esquistosos, que también las atraviesan, arrojó una edad de 72-74 millones de años, y la biotita 73 millones de años utilizando el método Rb-Sr (Grafe et al. 2001). Por otra parte, la datación K-Ar más antigua de las anfibolitas fue de 95 millones de años (Somin y Millán 1981; Iturralde-Vinent et al. 1986), mientras que dos dataciones U-Pb de circón (probablemente de origen magmático) de unos gneises micáceo granatíferos que forman parte de este complejo dieron una edad de 108 y 118 millones de años (Bibikova et al. 1988). El complejo Mabujina presenta una clara zonación metamórfica, destacándose desde anfibolitas de bajo grado cuya plagioclasa es ácida, hasta anfibolitas de alto grado. Estas últimas son de grano grueso, a veces bandeadas y la hornblenda coexiste con una plagioclasa de tipo labrador, a menudo también contienen clinopiroxeno asociado. En ocasiones aparecen segregaciones metamórficas de un fels clinopiroxénico. Sin embargo, la mayoría del complejo está compuesto por anfibolitas de grado medio, donde la plagioclasa es de tipo oligoclasa andesina hasta andesina, con esfena accesoria. Muchas veces son esquistosas y algunas veces bandeadas, aunque pueden ser también aparentemente masivas o granoblasticas formando un fels horbléndico. Por otra parte, las anfibolitas de bajo grado están compuestas básicamente por anfibol (hornblenda a actinolita) y plagioclasa ácida (albita oligoclasa), a veces también con epidota asociada. También contienen esfena accesoria. Pueden ser esquistosas a masivas. Además tenemos los siguientes litotipos vinculados con las anfibolitas de grado medio compuestas por hornblenda y plagioclasa: anfibolitas biotíticas, anfibolitas granatíferas, fels hornbléndico u hornblendita, cuarcitas metapedernálicas a veces bandeadas, microgneiss biotito hornblendo plagioclásico a vecescon granate o con cuarzo, microgneiss cuarzo feldespato potásico oligoclaso hornbléndico, gneiss cuarzo bimicáceo plagioclaso granatífero, gneiss plagioclaso hornblendo biotítico, gneiss plagioclaso hornbléndico. En el extremo noroccidental de los afloramientos del complejo Mabujina se expone un estrecho cinturón compuesto por metavulcanitas básicas y ácidas que se conoce como Fm. Porvenir (Dublan et al. 1986, Millán y Somin 1985). Esta formación aparece 12 metamorfizada en las condiciones de la facies de los esquistos verdes, destacándose entre otros: esquistos cuarzo moscovito albíticos a veces con clorita y epidota, cuarcitas metapedernálicas bandeadas con granate y moscovita, cuarcitas metapedernálicas con moscovita, esquistos actinolito albito epidóticos. 4.3.3. Extremo Oriental 4.3.3.1. Complejo Purial Este complejo se trata, en una gran parte, de secuencias de la sección axial del arco volcánico cretácico las cuales fueron metamorfizadas y deformadas conjuntamente con el complejo Asunción en condiciones de alta presión y bajo grado de temperatura (Boiteau et al. 1972; Somin y Millán 1981; Millán y Somin 1985), conservando generalmente numerosos relictos de estructuras y minerales primarios, preservándose además restos de microfauna del Albiano-Turoniano y del Campaniano en intercalaciones de mármoles o calizas cristalinas (Nuñez et al. 1981; Millán y Somin 1985; Gyarmati et al. 1990). En ocasiones el metamorfismo regional solo es incipiente, donde las rocas primarias apenas aparecen reelaboradas. Las metavulcanitas son principalmente tufogénicas y de carácter básico, en menor grado se tratan de lavas y aglomerados volcánicos. De manera subordinada se destacan también metavulcanitas ácidas. En la composición de este complejo aparecen con frecuencia unas metagrauvacas o metaareniscas polimícticas y metaareniscas cuarcíferas o cuarzo albíticas con grafito y a veces lawsonita (Millán y Somin 1985). De acuerdo con los trabajos de Boiteau et al (1972), Hernández (1979), Somin y Millán, 1981 y Millán y Somin (1985), en el complejo Purial se destacan entre otros los siguientes litotipos: Filita clorito epidoto albito, a veces con lawsonita (metatufita) Filita cuarzo sericito grafítica Filita cuarzo actinolito epidótica. Filita calcítica con clorita y sericita Filita clorito albito epidoto sericítica Filita clorito sericito albito prehnítica Filita actinolito sericito clorito epidoto albítica Filita albito sericito epidoto actinolítica Filita albito clorito sericito epidoto glaucofánica Filita actinolito albito clorítica con cuarzo y grafito Metatoba con albita, clorita, epidota, prehnita y pumpelleita Metatoba cristaloclástica con albita, clorita, epidota, prehnita, pumpelleita y actinolita Metaarenisca polimíctica esquistosa con clorita, epidota, albita, actinolita y stilpnomelano Metaarenisca cuarcífera esquistosa con sericita, clorita, epidota, lawsonita y grafito metaarenisca con actinolita, clorita, epidota y lawsonita esquisto albito clorito epidoto stilpnomelánico esquisto cuarzo albito moscovito clorito lawsonito (metarenisca) esquisto cuarzo moscovito lawsonito grafítico (metaarenisca) esquisto albito epidoto glaucofánico esquisto glaucofano epidoto clorito albito cuarcífero 13 4.3.3.2. Complejo Asunción Este complejo se destaca en el extremo más oriental de Cuba, ocupando la porción más oriental de las montañas de la Sierra del Purial y aparece compuesto por las formaciones Chafarina y Sierra Verde cuyos límites son tectónicos. Este se separa del complejo Purial por la faja anfibolítica de la Fm. Guira de Jauco y por ofiolitas del extremo suroriental del macizo de Moa – Baracoa. Se encuentra metamorfizado y deformado conjuntamente con el complejo Purial en las condiciones de alta presión y bajo grado (Millán y Somin. 1985). La Fm. Sierra Verde se compone principalmente por esquistos moscovito cuarzo grafíticos y cuarzo moscovito grafíticos, a menudo con lawsonita. Contiene intercalaciones de mármoles esquistosos de grano fino que a veces conservan restos de microfauna del Tithoniano – Cretácico Inferior, de cuarcitas sericíticas metapedernálicas (a veces con restos de radiolarios) y de metabasaltos.o metabasitas con restos magmáticos. Estas últimas se tratan de unos esquistos de composición: albito clorito epidoto glaucofánico, albito clorito epidoto actinolito glaucofánico, albito clorito glaucofánico con hidrogranate, albito clorito glaucofana pumpelleítico. Unos esquistos metapelíticos grafíticos y cuarzo grafíticos, generalmente con lawsonita, similares a los que caracterizan a la Fm. Sierra Verde, afloran en un enclave en el extremo occidental de la Sierra del Purial, en su límite con la Cuenca de Guantánamo, y además en diferentes localidades donde se exponen las secuencias metavolcánicas del complejo Purial. La Fm. Chafarina se compone por mármoles calcíticos esquistosos a veces con grafito, mármoles grises bandeados, mármoles dolomíticos bandeados sacaroidales y esquistos calcito moscovito grafíticos. En una localidad se preservaron en los mármoles restos de microfauna del Jurásico Superior (Millán y Somin 1985). 4.3.3.3. Formación Güira de Jauco Se destaca como una faja de anfibolitas muy plegadas y deformadas, expuesta en el extremo oriental de Cuba, emplazada tectónicamente entre los complejos Purial y Asunción (ambos metamorfizados en condiciones de alta presión y baja temperatura). Además aparecen muy relacionadas espacialmente con afloramientos de ultrabasitas, gabros y diabasas que corresponden con el extremo suroriental del macizo ofiolítico de Moa-Baracoa. (Millán y Somin 1985). Se tratan de anfibolitas esquistosas, a veces bandeadas, de composición hornblendo andesítica, en ocasiones también con cuarzo y granate, que presentan intercalaciones aisladas de cuarcitas granatíferas metapedernálicas y de gneisses granato hornblendo andesino cuarcíferos, a veces con biotita, generalmente de grano fino. Además se destacan cuerpos de anfibolitas metagábricas con estructura ojosa o pseudobandeada, la que contiene restos muy deformados y reelaborados de estructuras y minerales magmáticos (plagioclasa y clinopiroxeno). Estas presentan la asociación metamórfica de hornblenda, andesina y zoisita. Entre las anfibolitas aparecen lentes o escamas de una ultrabasita serpentinizada, que contiene bloques o capas de anfibolitas. Se ven también pequeños cuerpos de pegmatitas, dioritas y cuarzodioritas no metamorfizadas. De acuerdo con García-Casco et al. (2003), los protolitos de las anfibolitas Guira de Jauco se tratan de basaltos y picritas, probablemente generados en condiciones de plateau oceánicos de acuerdo con su afinidad geoquímica. Las anfibolitas son cálcicas y de composición compleja, destacándose la presencia ocasional de clinopiroxeno 14 asociado. A veces presentan bandas intercaladas centimétricas de serpentinita paralelas a la foliación metamórfica. Se considera que estas anfibolitas fueron generadas en condiciones de colisión durante el Cretácico Superior, bajo una temperatura de 600 a 700 grados centígrados y una presión de 6 a 7 kilobars, o sea, presión media, estimándose además que esta unidad fue metamorfizada durante la etapa inicial del emplazamiento de las ofiolitas de Moa-Baracoa, infrayaciendo estructuralmente a las últimas. 4.3.4. Metamorfítas vinculadas con el Cinturón Ofiolítico 4.3.4.1. Metamorfítas de Alta Presión En la composición de los melange serpentiníticos que aparecen incluidos en peridotitas tectoníticas serpentinizadas del cinturón ofiolítico cubano, suelen destacarse, en diferentes lugares del territorio cubano, bloques de metamorfitas de alta presión cuyosprotolitos son principalmente elementos constituyentes de una corteza oceánica (ofiolíticos) metamorfizados en una zona de subducción, constituyendo lo que se conoce en la literatura como un complejo de subducción (Somin y Millán 1981; Kubovics et al. 1989; Millán 1996 b, 1997c). De acuerdo con numerosas dataciones de edad absoluta de muestras de estos bloques tomadas en distintos sitios, este complejo pudo haberse generado en una subducción norteña buzante al sur, suturada antes del inicio del arco volcánico calcoalcalino a partir del Aptiano-Albiano (Millán 1996 b, 1997 c, Millán et al. 1998). Cabe señalar, que de 33 dataciones K-Ar realizadas en estas metamorfitas, 20 arrojaron edades entre 100 y 128 millones de años (Iturralde-Vinent et al. 1996). Por otra parte, dos dataciones Ar-Ar, de muestras de eclogitas tomadas en diferentes localidades, una publicada (García-Casco et al. 2002) y otra inédita, arrojaron igualmente una edad de 118 millones de años para la época en que debió ocurrir la exhumación de estos bloques desde las profundidades en melange serpentiníticos. En Kerr et al. (1999) se señaló que durante la ocurrencia de esta subducción norteña tuvo lugar la generación de un arco volcánico de tipo boninítico de corta duración. Las principales localizaciones de estos bloques de metamorfitas de alta presión son, de oeste a este: olistostromas en el Mb.Vieja de la Fm. Manacas del Eoceno Inferior en Guaniguanico; melange tectónico de Rancho Veloz; ultrabasitas tectoníticas serpentinizadas en la regiones de Santa Clara, Holguín, Alto de Corea en la Sierra de Cristal y en la Sierra del Convento del extremo occidental de la Sierra del Purial. Las eclogitas típicas, parcialmente diaftoritizadas, se componen por la asociación básica de onfacita y granate, pudiendo contener además zoisita y rutilo. Sin embargo, debido al metamorfismo regresivo en condiciones de alta presión o en la facies de los esquistos verdes, suelen contener también diferentes tipos de anfíbol, mica blanca, clinozoisita o epidota, plagioclasa, clorita, esfena, etc. Estas pueden encontrarse en distintas localidades, particularmente en las regiones de Santa Clara y de Holguín. Investigaciones petrológicas realizadas recientemente con microsonda electrónica en dos muestras de rocas eclogíticas, una tomada al norte de la ciudad de Santa Clara y otra en la región de Holguín, incluidas ambas dentro de un mismo tipo de melange serpentinítico (García-Casco et al. 2002), demostraron que éstas se tratan de eclogitas anfibólicas con rutilo accesorio, en las cuales el granate y la onfacita se asocian paragenéticamente con abundante anfíbol sódico-cálcico; destacándose además una asociación regresiva, débilmente impresa, compuesta por anfíbol cálcico, albita, epidota y esfena. La inexistencia de efectos difusionales marcados en los halos de los cristales de granate, sugiere que la diaftoresis ocurrió justo a continuación del pico del 15 metamorfismo progresivo, ocurriendo un enfriamiento relativamente rápido de las eclogitas durante su exhumación en melange serpentiníticos. Estas investigaciones precisaron que el pico del metamorfismo progresivo de las eclogitas de ambas localidades ocurrió entre 450 y 650 grados centígrados bajo una presión superior a los 15 kilobars, mientras que el metamorfismo retrogrado tuvo lugar a una temperatura inferior a los 500 grados centígrados y una presión por debajo de los 10 kilobars. Son frecuentes las anfibolitas de alta presión, que se componen por anfíbol de tipo hornblenda asociada con plagioclasa ácida, granate, mica blanca, clinozoisita y rutilo, o sea, anfibolitas micáceo granatíferas. En ocasiones pueden encontrarse restos de una eclogita más antigua. Los bloques de estas anfibolitas, aunque sin restos eclogíticos, son profusos en el Alto de Corea, formando parte de una secuencia estratificada donde además aparecen intercalaciones de cuarcitas metapedernálicas con mica blanca y granate. Los bloques de cuarcitas de este tipo, a veces además con glaucofana, pueden destacarse en otras localidades. Los esquistos glaucofánicos de grado medio son frecuentes en diferentes localizaciones, donde la glaucofana se asocia con mica blanca, granate, plagioclasa ácida, clinozoisita- epidota o lawsonita y rutilo; se tratan de esquistos glaucofano granato micáceos. Por otra parte, en la región de Santa Clara (Sierra Alta de Agabama) son frecuentes unos esquistos glaucofánicos de bajo grado y grano fino (metaturbiditas), donde la glaucofana se asocia con albita, clorita, lawsonita y pumpelleita, con grafito accesorio; se tratan de esquistos glaucofano lawsonito pumpelleíticos. En la misma región encontramos un esquisto muy particular de composición cuarzo mica blanca stilpnomelánico. En la Sierra del Convento son usuales unos esquistos bandeados zoisíticos o zoisito clinopiroxénicos, a veces además cuarcíferos, de grano fino a medio. Además puede encontrarse un fels zoisítico. También aparecen esquistos jadeito glaucofano micáceos (mica blanca) y esquistos enriquecidos en clinopiroxeno jadeítico. Son usuales aquí unas anfibolitas con clnozoisita, plagioclasa ácida y a veces también granate, las cuales aparecen intruidas por unos metagranitoides trondjemíticos esquistosos con mica blanca y zoisita. Los bloques de antigorititas o de esquistos antigoríticos de grano muy fino son frecuentes en diferentes localidades, al igual que los esquistos actinolíticos o actinolititas no esquistosas y los esquistos talcosos. 4.3.4.2. Metamorfítas de Baja Presión Vinculadas con el cinturón ofiolítico cubano se destacan metabasitas de baja presión , las cuales parecen derivarse, al menos en parte, de gabros y diabasas de la propia asociación ofiolítica, formando bloques incluidos tectónicamente dentro del horizonte del complejo de las peridotitas tectoníticas. Principalmente se tratan de unas anfibolitas poco plegadas y deformadas que como regla conservan muchos restos de minerales y estructuras magmáticas. Pueden ser anfibolitas masivas, con esquistosidad imperfecta, o esquistosas y con menor cantidad de restos magmáticos. Estas se componen por la asociación de hornblenda y plagioclasa (oligoclasa hasta labrador). En menor grado también aparecen esquistos o rocas verdes de menor grado metamórfico, cuyos protolitos pueden ser basaltos, diabasas y gabros. Se consideraba que la reelaboración de estas basitas fue debido a un metamorfismo regional de muy baja presión de tipo oceánico, probablemente relacionado con la génesis de las ofiolitas, ya sea en condiciones de MORB o de suprasubducción, por lo que se suponía su edad como Jurásico Superior a Cretácico Inferior (Somin y Millán 1981). 16 Sin embargo, de acuerdo con datos recientes, la cuestión relacionada con estas metabasitas de baja presión vinculada con el cinturón ofiolítico es más complicada, pues las mismas parecen tener diferentes tipos de protolitos (García-Casco et al. 2003). En Cuba Central, al este de Santa Clara, las anfibolitas metadiabásicas y metagabroídicas de baja presión constituyen una faja coherente conocida en la literatura como metamorfitas Perea, las cuales además aparecen formando inclusiones en las peridotitas serpentinizadas del complejo tectonítico. Esta faja se compone por anfibolitas metagabroídicas y metadiabásicas desde esquistosas a masivas, que generalmente contienen restos de minerales y estructuras magmáticas. Las asocaciones metamórficas están compuestas por hornblenda y plagioclasa (Somin y Millán 1981; Millán 1996 b). De acuerdo con datos petrológicos recientes destacados en García-Casco et al. (2003), una muestra de anfibolita metadiabásicacon restos magmáticos, tomada en el cinturón de Perea, presentó una asociación metamórfica de magnesiohornblenda con andesina cuyos parámetros de presión y temperatura fueron de 650 a 800 grados centígrados y menos de 3 kilobars; mientras que una muestra de metagabroide tomada en una localidad cercana de la misma faja arrojó unos parámetros de temperatura-presión de 900 a 1100 grados centígrados y 3 kilobars, en una asociación metamórfica de andesina, anfibol (pargasita-kaesuitita) y clinopiroxeno, sin restos primarios, que parece corresponder con la facies granulítica de baja presión. Por sus características geoquímicas ambas muestras tienen una afinidad calcoalcalina típica de un magmatismo de arco volcánico, pero no de tipo ofiolítico. Además, una datación Ar-Ar indicó una edad del metamorfismo de aproximadamente 90 millones de años, por lo que éste pudiera estar relacionado con la propia colisión del Cretácico Superior y no con un proceso de tipo oceánico vinculado propiamente con las ofiolitas, a pesar de que las metabasitas de Perea aparecen actualmente asociadas espacial y estructuralmente con el cinturón ofiolítico e incluso sus bloques aparecen incluidos dentro de las peridotitas tectoníticas serpentinizadas de la base de una asociación ofiolítica original. Por otra parte, en una estrecha faja de melange serpentinítico que constituye la prolongación oriental del macizo ofiolítico de Cajálbana, en Cuba Occidental, se destacan numerosos bloques de anfibolitas metadiabásicas y metagabroídicas incluidos en peridotitas tectoníticas muy serpentinizadas y cizalladas. Estas son unas anfibolitas normales compuestas por hornblenda y oligoclasa andesina a andesina, que generalmente conservan restos de estructuras y minerales magmáticos, aunque con frecuencia presentan una marcada foliación metamórfica (Somin y Millán 1981; Millán 1996 b). Una muestra analizada de un cuerpo incluido de anfibolita metadiabásica (García-Casco et al. 2003), indicó que su protolito tiene una afinidad propia de las toleitas de suprasubducción, mientras que su metamorfismo ocurrió en la facies anfibolítica de muy baja presión, dentro de un rango de temperatura de 550 a 750 grados centígrados y una presión inferior a los 3 kilobars, probablemente en condiciones oceánicas. Este metamorfismo tuvo lugar, de acuerdo con una datación Ar-Ar, hace aproximadamente 130 millones de años. De acuerdo con esto, las ofiolitas de Cajálbana pudieran tratarse de ofiolitas de suprasubducción y fueron afectadas por un proceso de metamorfismo de tipo oceánico durante el Neocomiano. 17 ISLA DE LA JUVENTUD 18 104 (P-1032-4) 2.5x 86 (B-38-2)5X N// 94 (P-1016-a) 5x N//91 (P-41) 2.5x N// 97 (CU-7119) 2.5X 112 (13-352) 5X N// 117 (13-352) 5x 119 (1610-1965) 2.5x 124 (P-1038-4) 2.5x 129 (P-1016-11) 2.5x 131(P-1016-11) 2.5x 136 (MH-11-80) 5x 137 (CU-719-e) 2.5x 19 PIE FOTOS ISLA DE LA JUVENTUD 86 (B-38-2): Esquisto cuarzo biotito plagioclaso cianito estaurolítico, donde se destaca la asociación paragenética de cianita y estaurolita de color amarillo. 91 (P-41): Esquisto moscovítico cuarzo albítico. La albita forma granos deformados lensoidicos, en los cuales aparece una esquistosidad interna (más antigua) dispuesta diagonalmente con respecto a la esquistosidad de la roca, dada por haces orientados de moscovita. 94 (P-1016-a): Gneiss cuarzo plagioclaso biotito sillimanítico, donde se destaca la asociación paragenética de sillimanita con biotita. 97 (CU-7119): Mármol donde aparecen cristales de diopsido sustituidos parcialmente por un agregado de tremolita y calcita. 104 (P-1032-4): Esquisto cuarzo albito micáceo. Los cristales de albita se ven deformados y con una esquistosidad interna rotada (más antigua), marcada por inclusiones de grafito, dispuesta perpendicularmente a la esquistosidad de la roca, indicada por haces orientados de moscovita y biotita. (Zona limítrofe entre la facies de los esquistos verdes y la facies anfibolítica). 112, 117 (13-352): Esquisto biotito plagioclásico cuarcífero con porfiroblastos de estaurolita y cianita. En la foto 112 aparece un porfiroblasto maclado de estaurolita. En la foto 117 se aprecia una asociación intima de cianita con estaurolita de color amarillo, manifestándose una esquistosidad interna flexurada marcada por bandas de grafito. (Facies anfibolítica). 119 (1610-1965): Porfiroblasto de granate con inclusiones de otros minerales y una esquistosidad interna dada por bandas de grafito de grano fino. En el extremo lateral aparece biotita asociada con sillimanita de grano fino sustituyendo parcialmente al granate. (Zona de alto grado metamórfico de la facies anfibolítica). 124 (P-1038-4): Esquisto granato biotito cuarzo plagioclásico. Se aprecia un porfiroblasto de granate deformado que incluye numerosos granos de cuarzo. (Facies anfibolítica). 129,131(P-1016-11): Esquisto biotito sillimanitico plagioclaso cuarcífero, donde se destaca la asociación paragenética de biotita con sillimanita. La sillimanita forma haces fibrosos orientados según la esquistosidad o dispuestos de forma radial. 136 (MH-11-80): Fels escapolito diopsido plagioclásico cuarcífero. En el centro aparece un cristal de diopsido alterado en su periferia por un agregado fino compuesto por calcita y anfíbol. 137 (CU-719-e): Mármol tremolítico. Nótese los cristales de tremolita de forma rómbica. 20 ESCAMBRAY 54 (Herr. El Guineo) 2.5x 59 (GM-97-A) 2.5x 60 (E-99-7) 2.5x 167 (E-54-5) 2.5x N// 39 (E-94-1) 5x 40 (Loc. Pico Blanco) (2.5x) 44 (77-33) 2.5x 45 (M-562) 2.5x 48 (GM-RN) 2.5x 21 63 (LT-70-2) 2.5x 64 (F-54- A) 2.5x 66 (F-6-1) 5x 68 (GME-167-B1) 2.5x 70 (F-50- 4) 2.5x 22 PIE FOTOS ESCAMBRAY 167 (E-54-5): Esquisto cuarzo albítico micáceo granatífero. Los cristales de granate aparecen zonados debido a que se formaron en condiciones de stress, rotando durante su crecimiento y contorneando la esquistosidad manifiesta en la roca. (Esta muestra corresponde a la zona de mayor grado metamórfico de alta presión). 39 (E-94-1): Cristal de lawsonita bien conformado en un esquisto albito anfibólico clorito lawsonítico. (Esta muestra corresponde a la zona de menor grado metamórfico de alta presión). 40 (Loc. Pico Blanco): Extremo de un porfiroblasto de granate en un esquisto donde la glaucofana azul forma parte de la matriz junto con epidota, mica blanca y cuarzo. (Esta muestra corresponde a la zona de mayor grado metamórfico de alta presión). 44 (77-33): Cristal de zoisita más antiguo, alterado, deformado y rotado, en medio de una matriz esquistosa fina superpuesta de composición actinolito clorito albito clinozoisítica. (Esta muestra corresponde a la zona de la facies de los esquistos verdes). 45, 46 (M-562): Cuarcita con cristales de riebeckita zonados, en prismas orientados según la esquistosidad. El cuarzo constituye un agregado poligonal en mosaico. (Esta muestra corresponde a la zona de mayor grado metamórfico de alta presión). 48 (GM-RN): Mármol grafítico con restos de radiolarios, que contiene cristales de turmalina y lawsonita. (Esta muestra corresponde a la zona de menor grado metamórfico de alta presión). 54, 55 (Herr. El Guineo): Cristal de glaucofana en un esquisto de composición cuarzo mica granate glacofánico. (Esta muestra corresponde a la zona de menor grado metamórfico de alta presión). 59 (GM-97-A): Metaarenisca cuarcífera. Los granos de cuarzo detrítico, deformados y parcialmente recristalizados, aparecen envueltos en camisas de una sericita muy fina. (Esta muestra corresponde a la zona de menor grado metamórfico dentro de la facies de los esquistos verdes). 60 (E-99-7): Esquisto cuarzo clinopiroxénico, con los cristalesde clinopiroxeno orientados según la esquistosidad de la roca. (Esta muestra corresponde a la zona de mayor grado metamórfico de alta presión). 63 (LT-70-2): Esquisto cuarcífero con mica y granate, donde se evidencian dos sistemas de esquistosidad cortantes. (Esta muestra corresponde a la zona de la facies de los esquistos verdes). 64 (F-54-A): Esquisto compuesto por mica blanca, granate, glaucofana y cuarzo. Los cristales de granate contornean la esquistosidad. (Esta muestra corresponde a la zona de mayor grado metamórfico de alta presión). 66 (F-6-1): Esquisto lawsonítico clorítico donde aparecen profusos cristales bien conformados de lawsonita. (Esta muestra corresponde a la zona de menor grado metamórfico de alta presión). 23 68 (GME-167-B1): Esquisto albito clorito actinolítico. La albita constituye cristales poiquilíticos en los cuales se manifiesta una esquistosidad interna a veces plegada, dada por numerosas agujas de actinolita orientadas. (Esta muestra corresponde a la zona de la facies de los esquistos verdes). 70 (F-50-4-A): Esquisto compuesto por clinopiroxeno, granate, glaucofana y mica blanca. Nótese la coloración azul de un cristal de glaucofana en el extremo superior izquierdo de la foto. (Esta muestra corresponde a la zona de mayor grado metamórfico de alta presión). 24 FORMACION MABUJINA 139(C-44) 2.5 N// 141(E-68-6) 2.5x N// 144(PG-1) 2.5X N// 155(E-37-1) 2.5x N// 157 (E-66-4) 2.5x N// 165 (PMC-8) 2.5 N// 25 PIE FOTOS FORMACION MABUJINA 139(C-44): Anfibolita metaporfirítica. Los fenocristales de clinopiroxeno magmático aparecen seudomorfizados por hornblenda. 141(E-68-6): Esquisto plagioclaso hornblendo epidoto biotítico. Se manifiesta un cristal de plagioclasa magmática deformada, rotada y alterada que contornea la esquistosidad. 144(PG-1): Anfibolita. Se destaca un fenocristal relíctico de clinopiroxeno magmático (núcleo) parcialmente seudomorfizado por hornblenda metamórfica (periferia). 155(E-37-1): Microgneiss cuarzo plagioclaso biotito granatífero. 157 (E-66-4): Anfibolita clinopiroxénica. Se destacan abundantes cristales de clinopiroxeno metamórfico (incoloro) asociados con hornblenda. 165, (PMC-8) « Fm. Porvenir»: Metatufita esquistosa donde se destaca la estratificación primaria de la roca. Aparecen cristales de plagioclasa magmática deformados y elongados en medio de una trama de grano fino (Facies de los esquistos verdes). 26 PURIAL 19 (P-764-A) 2.5x 9 (GT-15) 5x 24 (SM-781) 2.5x N// 10 (GT-15) 2.5x06 (GT-35-a) 10x N// 18 (P-764-A) 2.5x 29 (55035) 2.5x 27 PIE FOTOS PURIAL 06 (GT-35-a): Complejo Purial. Esquisto glaucofano epidoto albito cuarcífero. Nótese los cristales tabulares azul violáceos de glaucofana y los granos de epidota de color verde olivo y mayor relieve. 9 (GT-15): Complejo Purial. Metavulcanita con relictos de plagioclasa magmática deformados y recristalizados, envueltos por un agregado esquistoso fino. Nótese un cúmulo lensoidico de láminas desorientadas de stilpnomelano de color pardo amarillento. 10 (GT-15): Complejo Purial. Metatoba cristaloclástica. Véase en la parte izquierda varios cristales de clinopiroxeno magmático deformados y parcialmente alterados, envueltos por un agregado esquistoso fino. En el otro extremo se observa un fragmento elongado convertido en un agregado fino. 18 (P-764-A): Complejo Purial. Filita actinolítica. Compuesta principalmente por haces orientados de una actinolita fina y que además contiene bandas de un agregado de cuarzo. 19 (P-764-A): Complejo Purial. Filita bandeada (metatufita) con numerosos restos destruidos de clinopiroxeno magmático. 24 (SM-781): Fm. Sierra Verde. Filita cuarzo sericítica compuesta principalmente por restos de radiolarios deformados y recristalizados. 29 (55035): Complejo Purial. Metalava ácida donde se destaca un fenocristal hexagonal de cuarzo magmático. Aparecen restos difusos de plagioclasa magmática convertida en un agregado enriquecido en lawsonita (color amarillo naranja en nicoles cruzados). 28 SIERRA ALTA AGABAMA PIE FOTOS INCLUSIONES DE METAMORFITAS DE ALTA PRESION EN EL MACIZO SERPENTINITICO DE SIERRA ALTA DE AGABAMA 79, 80 (GM-111-73): Fels albito lawsonítico glaucofánico. Nótese la abundancia de cristales tabulares desorientados de lawsonita. En la parte superior izquierda se destacan dos cristales de glaucofana de color azul violeta. 80 (GM-111-73) 2.5x79 (GM-111-73) 2.5x N// 29 REFERENCIAS Bibikova, E.V., et al. 1988. Primeros resultados de dataciones U-Pb de rocas metamórficas en el arco de las Antillas Mayores: edad del complejo Mabujina de Cuba. (en ruso). Doklady AN SSSR, ser. geol., vol. 302, n.4, p. 924-928. Blein, O. et al. 2003. Geochemistry of the Mabujina complex, Central Cuba: implications on the cuban cretaceous arc rocks. Journ. Geology 111, p. 89-101. Boiteau, A., A. Michard, P. Saliot. 1972 Metamorphisme de haute pression dans le complexe ophiolitique du Purial (Oriente, Cuba). CNRS. vol. 274, p. 2137-2140. Paris. Buguelsky, Y., et al. (1985). Yacimientos Minerales Metálicos de Cuba (en ruso). Edit. Nauka, Moscú, 246 pp. Castroviejo, R. 1998. Fundamentos de Petrografía, E. T. S. ING. MINAS, Universidad Politécnica de Madrid, 116p. Cruz-Gámez, E.M., et al. 2003: La faja Cangre y sus rasgos metamórficos. V Congreso Cubano de Geología y Minería. Resúmenes. p. 16-17. Dublan, L., et al. 1985: Informe final del levantamiento geológico y evaluación de los minerales útiles a escala 1:50,000 del polígono CAME, Zona Centro. Archivo ONRM, C. Habana. Hernández, M. (1979): Datos preliminares sobre las características petrográficas de las rocas del macizo Sierra del Purial. La Minería en Cuba. Vol. 5, N.2., p.2-7. Fry, N. 1995: The field description of metamorphic rocks. Geol. Soc. London Handbook. John Wiley and Sons. García-Casco, A., R. Torres-Roldán, G. Millán, P. Monié, F. Haissen. 2001: High-grade metamorphism and hydrous melting of metapelites in the Pinos terrane (W Cuba): Evidence for crustal thickening and extension in the northern Caribbean collisional belt. Journ. Metamorphic Geol., vol. 19, n.6, p.699-715. García-Casco, A., R. Torres-Roldán, G. Millán, P. Monié, J. Schneider. 2002: Oscillatory zoning in eclogite garnet and amphibole, northern serpentinite melange, Cuba: record of tectonic instability during subduction. Journ. Metamorphic Geol. Vol. 20, p. 1-18. García-Casco, A., et al. 2003: Metabasites from the northern serpentinite belt (Cuba) and a metamorphic perspective of the plate tectonic models for the Caribbean region. V Congreso Cubano de Geología y Minería. Resúmenes. p. 302-303. 30 Grafe, F., et al. 2001: Rb-Sr and Ar-Ar mineral ages of granitoid intrusives in the Mabujina unit, Central Cuba: Thermal exhumation history of the Escambray massif.Journ. Geology 109, p. 615-631. Gyarmati, P., et al. 1990: Informe final sobre los trabajos de levantamiento geológico en escala 1:50,000 y búsquedas acompañantes en el polígono V. Guantánamo (inédito). ONRM. C. Habana. Iturralde-Vinent, et al. 1996: Geological interpretation of the cuban K-Ar data base. En: Ofiolitas y Arcos Volcánicos de Cuba. Contrib.1, Proj. 364, Miami, IUGS-UNESCO, p. 48-69. Kerr, A.C., et al. 1999: A new plate tectonic model of the Caribbean: implications from a geochemical reconnaissance of Cuban Mesozoic volcanic rocks. Geol. Soc. Amer. Bull. 111, p. 1581-1599. Kubovics, I., J. Andó, Gy. Szakmány, 1989: Comparative petrology and geochemistry of high pressure metamorphic rocks from eastern Cuba and western Alps. Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged, 30, p.35-54. Millán G., Somin, M.L. 1985: Contribución al conocimiento geológico de las metamorfitas del Escambray y del Purial. Reporte de Investigación 2, 74 pp, ACC, IGP. Millán, G. 1987: Laasociación glaucofana-pumpelleita en metagabroides de la faja metamórfica Cangre. Millán, G. 1996 a: Geología del complejo Mabujina. En: Ofiolitas y Arcos Volcánicos de Cuba. Contrib.1, Proj.364, Miami, IUGS-UNESCO., P.147-153. Millán,G., 1996 b: Metamorfitas de la asociación ofiolítica de Cuba . En: Ofiolitas y Arcos volcánicos de Cuba. Contrib.1, Proj. 364, Miami, IUGS-UNESCO, p. 131-146. Millán, G. 1997 a: Geología del macizo metamórfico Isla de la Juventud. En: Estudios sobre Geología de Cuba., p. 259 – 270 IGP. CNIG. Millán, G. 1997 b: Geología del macizo metamórfico Escambray. En: Estudios sobre Geología de Cuba., p. 271-288. IGP-CNIG. Millán, G. 1997 c: Posición estratigráfica de las metamorfitas cubanas. En: Estudios sobre Geología de Cuba., p. 251-258, IGP-CNIG. Millán, G., C. Pérez, D. García, 1998: El cinturón orogénico en Cuba Central. GEOMIN 98, Memorias I, p. 423-425. CNIG, IGP. 31 Nuñez, A., et al. 1981: Informe geológico sobre los trabajos de levantamiento y búsqueda a escala 1: 100,000 y los resultados de los trabajos de búsqueda a escala 1: 50,000 y 1: 25,000 ejecutados en la parte este de la prov. Guantánamo. (inédito). ONRM. C. Habana. Pardo, M. 1990: La constitución geológica del macizo Isla de la Juventud y metalogenia endógena vinculada al magmatismo ácido. Trans. 12 Carib. Geol. Conference, St-Croix, U.S. Virgin Islands, p. 68-81. Miami Geol. Soc. Renne, P. R., et al. 1989: 40Ar / 39Ar and U– Pb evidence for Late Proterozoic (Grenville-age) continental crust in North-Central Cuba and regional tectonic implications. Precambrian Res. 42, p. 325-341. Schneider, J., et al. 2004: Origin and evolution of the Escambray Massif (Central Cuba): an example of HP / LT rocks exhumed during intraoceanic subduction. Journ. Metamorphic Geol. 22, p. 227 – 247. Somin, M. L., Millán, G. 1981: Geología de los complejos metamórficos de Cuba (en ruso). 219 32 Filita clorita sericítica Blastomilonita: este nombre se utiliza cuando la milonita tiene la matriz casi o totalmente recristalizada, pero conserva restos deformados visibles de la roca primaria.
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