“Las maclas de calcita y las deformaciones de los minerales en los

Universidad de Pinar del Río “Hermanos Saíz Montes de Oca”
Facultad de Geología y Mecánica
Carrera de Geología
Trabajo de Diploma.
“Las maclas de calcita y las deformaciones de los minerales en
los metacarbonatos como indicadores de temperaturas de
deformación, en la cúpula de Trinidad, macizo Escambray”.
Autores:
AnaVivian Prieto Acosta.
Marbelys Riverón Hernández.
Tutor:
Dra. Ana Ibis Despaigne Díaz
“Año 52 de la Revolución.”
“Todas las batallas en la vida sirven para enseñarnos algo,
incluso aquellas que perdemos.”
“Solo una cosa vuelve un sueño imposible:
el miedo a fracasar.”
Pablo Cohelo.
Trabajo de diploma de Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández.
DECLARACIÓN DE AUTORIDAD
Declaramos que somos autores de este Trabajo de Diploma y autorizamos a la Universidad de
Pinar del Río, a hacer uso del mismo, con la finalidad que estime conveniente.
Firma: __________________________________
Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández.
Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández autorizamos la divulgacióndel presente
trabajo de diploma bajo licencia Creative Commons de tipo Reconocimiento No Comercial Sin
Obra Derivada, se permite su copia y distribución por cualquier medio siempre que mantenga el
reconocimiento de sus autores, no haga uso comercial de las obras y no realice ninguna
modificación de ellas.
Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández.autorizan al Dpto. de Geología adscrito
a la Universidad de Pinar del Río a distribuir el presente trabajo de diploma en formato digital
bajo la licencia Creative Commons descrita anteriormente y a conservarlo por tiempo indefinido,
según los requerimientos de la institución.
Agradecimientos.
Quiero agradecerle a Dios por permitirme llegar hasta aquí y amarme tanto
especialmente a mis padres y hermano por ser tan dedicados a mi, por infundirme
valores que me han ayudado a salir adelante y llegar a ser lo que soy hoy: GRACIAS
desde lo mas profundo de mi corazón. Para ustedes van todos los triunfos de mi vida.
A mi primo Juan Carlos le estoy eternamente agradecida, por orientarme cuando estoy
perdida, por escucharme y enterderme.
A William por su amor, apoyo, entrega, porque esta tesis también pertenece a él.
A mis suegros por sus consejos, su ayuda, por hacerme sentir como una hija más.
Mis mas sinceros agradecimientos a todos los profesores del departamento de geología
por su ayuda incondicional, por brindarnos sus conocimientos, por sus exigencias y su
esfuerzo para integrarnos como
verdaderos profesionales. Y en especial a nuestra
tutora Ana Ivis por su tiempo, entereza, por ayudarnos a hacer realidad nuestro sueño.
A todos mis compañeros de aula por ayudarme en estos cinco largos años,
principalmente en los momentos difíciles. Nunca los olvidaré.
A todas las persona queridas que me han ayudado a formarme como persona y como
profesional (a Iris, Ilia, Evelin, Pilar, Juan Miguel, Yohan, mi tío Juan Carlos, Maira, Nory,
Noraida, Candy, las muchachas de tercer año Alenia, Violeta, Marisleidy).
Y por último a aquellas personas que han pasado en algún momento por mi vida y me
han enseñado algo nuevo.
A TODOS MUCHAS GRACIAS.
Ana Vivian.
Agradecimientos.
Quiero agradecer a primero que todo a la revolución por darme la oportunidad de estudiar y
superarme. A las personas que hicieron posibles de una forma u otra la realización del presente
trabajo en especial a nuestra tutora Ana Ibis Despaigne por brindarnos un gran caudal de
conocimiento durante todo el transcurso de la tesis. A mi compañera de trabajo Ana Vivian por
comprenderme y apoyarme durante todo este tiempo. A Yania, Elizabeth, Esther María, Loly y
a todos aquellos que aportaron su granito de arena en la realización del presente trabajo.
Gracias a Dios por la gran familia que tengo y ser mi sustento en durante todo este
tiempo.
Gracias a mi papá (Rafael) por no perder la fe en mí, apoyarme en todo momento y
consolarme en los momentos más difíciles.
Gracias a mi mamá (Dionila) por ser tan dulce y tan especial.
Gracias a mi abuelita querida por ser la luz que ilumina mi vida.
Gracias a tata por ser una madre más para mi y darme ese amor incondicional.
Gracias a mi prima Ania, mis tías María y Pura, por sus oraciones y su amor.
Gracias a mis hermanos Nardelys, Ardenys y Darmays por su ayuda y cariño.
Gracias a Marcelino por enseñarme y guiarme por el camino de la vida.
Gracias a Ali por tu cariño y comprensión.
En general a toda mi familia “Gracias” por su confianza y amor.
A mis compañeros de aula que no por que los menciones de último dejan de ser importantes
(Yania, Wendys, Ana Vivian, Loly, Mely, Elizabeth, Helio, Teofilo, Luis, Wilmer, Danger,
Cristian), gracias por compartir durante todos estos años momentos de felicidad y tristezas. A
mis amigas por permitirme ser parte de sus vidas y por todos los momentos inolvidables que
pasamos juntas. A Wendys por su gran amistad y apoyo. En fin gracias a todos aquellos que en
estos momentos no puedan compartir esta alegría pero formaron parte de mi vida. A los
profesores del departamento de Geología por ser nuestros padres y por brindarnos todo su
conocimiento y formarnos como buenos humanos y futuros profesionales durante estos años.
Marbelys.
Dedicatoria.
A mis padres Ana Celia y José Vivo por ser el centro de mi vida.
A mi hermano Roberto por ser la luz que me orienta.
A mis sobrinos Elaine y Roberto J.; el tesoro más grande y hermosos que me han dado.
A mis abuelos Noelio y Migdalia por ser los ángeles de mi guarda. Los extraño mucho.
A Iris (mi cuñada) la figura femenina que siempre he visto como hermana.
A William por su amor infinito.
A mis suegros Elizabeth y Guillermo, a mi cuñada Elianys, por su apoyo incondicional, y
ser partes de mi vida.
A cada uno de mis compañeros de aula por estos hermosos años juntos.
A ustedes va dedicada mi tesis con todo mi amor.
Ana Vivian.
Dedico el presente trabajo a mi padre, mi madre y a mi abuelita por ser la inspiración y el
sentido de mi vida. A mi familia por brindarme su apoyo y su amor en todo momento.
Marbelys
Resumen.
En el área La Sierrita, cúpula Trinidad, macizo Escambray se realizó un estudio encaminado al
análisis de las maclas de calcita y las deformaciones de los minerales formadores de rocas,
teniendo en cuenta los rangos de temperatura a las cuales se formaron. Este estudio se realizó
con la finalidad de establecer la evolución tectonometamórfica (termal) del área. Se analizaron
un total de 23 muestras metacarbonatadas en secciones delgadas, donde las maclas de tipo II y
III respectivamente, son las de más amplia distribución, brindando temperaturas en un rango de
los 150˚ y 300˚C asociados a las fase D2. Esta fase se corresponde con un proceso de
subducción–colisión. Durante D3 las temperaturas descendieron a un rango de 150˚–250˚C
según las temperaturas de las maclas que presentan las vetas tardías que cortan a la foliación
principal S2. La fase D3 ocurrió durante la exhumación de las unidades. En las vetas de calcita
más jóvenes no aparecen granos maclados, sino calcita recristalizada formada durante la
disminución paulatina de las temperaturas en la fase D4. Las maclas de calcita no están
vinculadas al pico metamórfico (subducción), sino a los estadíos de subducción–colisión,
colisión–exhumación y exhumación. Las deformaciones observadas en las micas, plagioclasas
y el cuarzo indican que las temperaturas alcanzaron elevarse hasta los 400˚C. De modo general
se puede decir que tanto las maclas de calcita como las deformaciones manifestadas en los
minerales formadores de rocas demuestran que las rocas metacarbonatadas sufrieron
deformaciones a temperaturas de 150˚ a 400˚C, relacionados a una facies de esquistos verdes
tanto en el nappe de alta presión (Monforte) como en los restantes nappes: La Sierrita y Río
Chiquito.
Palabras claves: maclas de calcita, rocas metacarbonatadas, cuarzo, micas, plagioclasas,
maclas tipo I, II, II y IV.
Abstract.
Calcite twinning and deformation in rock forming minerals were analized to achieve deformation
temperatures in metacarbonates. The study was carried out in La Sierrita area, Trinidad dome,
Escambray massif, to establish the tectono metamporphic history of the area. Analysis of 23
rock samples under the optical microscope showed twins type II and III in metacarbonates
formed at temperatures ranging from 150º–300º C. These twinning in calcite is related to the D2
deformation
associated
with
a
subduction–collision
process.
During
D3
deformation
temperatures decreased from 150˚ to 250˚C according to late veins cross cutting the main S2
foliation. This phase is related to the exhumation history of the tectonic units. Recristalized
calcite fills the youngest veins and no twinning is reported thus the veins formed in shallower
crustal levels at expense of continuous temperature decrease. These late veins could occur
during D4 deformation phase in a continuous exhumation process. Calcite twinning is not related
to the metamorphic peak (subduction) thus were formed during the subduction–collission–
exhumation of the belt. Deformation observed in micas, plagioclases and quartz demonstrated
that temperatures could reach up to 400ºC. Calcite twinning as well as deformation in rock
forming minerals in the metacarbonates suggests these rocks were deformed at temperatures
from 150º C to 400º C under a green schist metamorphic phase.
Key words: calcite twins, metacarbonates, quartz, plagioclase, micas, calcite twin type I, II, II
and IV.
ÍNDICE
Introducción. _______________________________________________________________ 1
CAPÍTULO I: CARACTERÍSTICAS GEOGRÁFICAS Y ECONÓMICAS DE LA REGIÓN._____ 3
1.1 Ubicación geográfica.____________________________________________________ 3
1.2 Relieve. ______________________________________________________________ 4
1.3 Vías de comunicación. ___________________________________________________ 4
1.4 Vegetación. ___________________________________________________________ 4
1.5 Hidrografía. ___________________________________________________________ 4
1.6 Clima. _______________________________________________________________ 5
1.7 Recursos naturales. _____________________________________________________ 6
1.8 Actividad económica fundamental.__________________________________________ 6
1.9 Historia de los trabajos realizados anteriormente. ______________________________ 6
CAPÍTULO II: GEOLOGÍA REGIONAL DEL MACIZO METAMÓRFICO ESCAMBRAY Y DEL
ÁREA DE ESTUDIO.________________________________________________________ 10
2.1 Geología del macizo Escambray.__________________________________________
2.1.1 Tectónica. ________________________________________________________
2.1.2 Metamorfismo._____________________________________________________
2.1.3 Edad del metamorfismo. _____________________________________________
2.1.4 Magmatismo.______________________________________________________
10
12
15
15
16
2.2 Geología y tectónica del área de estudio. ___________________________________
2.2.1 Geología y tectónica por perfiles. ______________________________________
2.2.2 Estratigrafía. ______________________________________________________
2.2.3 Tipos de rocas metacarbonatadas. _____________________________________
17
18
22
27
CAPÍTULO III: METODOLOGÍA DE LA INVESTIGACIÓN ___________________________ 29
3.1 Revisión bibliográfica. __________________________________________________ 29
3.2 Trabajo de campo. _____________________________________________________ 29
3.2.1 Toma de muestras. _________________________________________________ 29
3.3 Preparación de las muestras._____________________________________________ 29
3.4 Análisis de secciones delgadas. __________________________________________ 29
3.5 Determinación de tipos de maclas. ________________________________________ 30
3.6 Determinación de las temperaturas de deformación. ___________________________ 32
3.7 Procesamiento e interpretación de los datos._________________________________ 32
3.8 Evolución tectonometamórfica. ___________________________________________ 32
CAPÍTULO IV: ANÁLISIS DE LAS MACLAS DE CALCITA Y DEFORMACIONES EN
MINERALES FORMADORES DE ROCAS._______________________________________ 35
4.1 Origen de las maclas. __________________________________________________ 35
4.1.2 Maclas de deformación en los metacarbonatos. ___________________________ 36
4.2 Tipos de maclas identificadas en los perfiles geológicos.________________________ 37
4.3 Vetas tardías._________________________________________________________ 41
4.4 Mecanismos de deformación en minerales formadores de rocas. _________________ 42
4.4.1 Deformaciones intracristalinas en minerales formadores de rocas. _____________ 44
4.5 Análisis de las temperaturas de deformación en los minerales formadores de rocas. __ 45
4.5.1 Análisis de las temperaturas de deformación en los minerales formadores de rocas
por perfiles. ___________________________________________________________ 45
4.5.2 Análisis de temperaturas de deformación en los diferentes nappes. ____________ 49
4.6 Muestras anómalas.____________________________________________________ 52
CAPÍTULO V: EVOLUCIÓN TECTONOMETAMÓRFICA DEL ÁREA DE ESTUDIO. _______ 56
5.1 Interpretación tectónica._________________________________________________ 56
5.2 Evolución tectonometamórfica del área de estudio. ____________________________ 59
Conclusiones. _____________________________________________________________ 62
Recomendaciones. _________________________________________________________ 63
Bibliografía consultada. ______________________________________________________ 64
Anexos gráficos____________________________________________________________ 72
Anexos textuales ___________________________________________________________ 84
Introducción.
Las maclas de calcita han sido utilizadas en numerosos trabajos para la estimación de las
temperaturas de deformación en las rocas metacarbonatadas (Weiss, 1954; Groshong et al.,
1984; Burkhard, 1990; Ferril, 1991; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009). Hasta hace unas
décadas atrás las mismas carecían de interés práctico para el análisis del metamorfismo en
rocas, sin embargo se ha demostrado que las maclas de calcita han ofrecido buenos resultados
en estudios tectónicos para la determinación de temperaturas de deformación en diferentes
facies metamórficas (Weiss, 1954; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009). De igual manera
los minerales formadores de rocas como el cuarzo, micas y plagioclasas bajo ciertas
condiciones de presión y temperaturas se deforman, comportándose de forma dúctil o frágil
(Passchier y Trouw, 1998; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009).y ofrecen datos sobre las
temperaturas a las cuales se deforman las rocas poliminerales.
El estudio conjunto de las maclas de calcita y las deformaciones observadas en los minerales
acompañantes permiten establecer los rangos de temperaturas a las cuales estuvieron
expuestas las rocas metacarbonatadas. En el macizo Escambray se han realizados estudios
sobre las temperaturas de deformación en rocas metapelíticas, metabasitas, rocas exóticas y
diferentes variedades de esquistos pero no existen estudios referentes a los metacarbonatos.
En la cúpula de Trinidad perteneciente al macizo Escambray, afloran una gran variedad de
rocas metacarbonatadas agrupadas en distintos nappes, metamorfizadas en su gran mayoría,
en la facies de esquistos verdes. Esto permite realizar estudios de las maclas de calcita y los
minerales en las rocas metacarbonatadas para la estimación de las temperaturas de
deformación a las que estuvieron expuestas estas rocas.
El trabajo se desarrolló en la cúpula de Trinidad específicamente en el área La Sierrita, no
reportándose en Cuba estudios de esta índole. Los resultados obtenidos demuestran la
importancia que pueden tener los metacarbonatos para el estudio del metamorfismo, en el
aporte de las temperaturas a las cuales se deformaron las rocas. Los datos que se obtengan
mediante este análisis nos permitirán revelar cómo ocurrieron los diferentes eventos tectónicos
y metamórficos del área en el tiempo, para así poder establecer una evolución
tectonometamórfica de la misma.
1
Diseño teórico de la investigación.
Problema.
No existen datos petrológicos de detalle sobre las temperaturas a las cuales se deformaron las
rocas metacarbonatadas en la cúpula de Trinidad lo que crea incertidumbre, de si los
metacarbonatos participaron o no en el proceso de subducción durante el Cretácico, y si
poseen importancia práctica en el estudio del metamorfismo del Escambray.
Objeto de estudio.
Las rocas metacarbonatadas del área La Sierrita, cúpula de Trinidad, macizo Escambray, Cuba
Central.
Objetivo general.
Estudio de las maclas de calcita y los rangos de temperatura a las cuales se formaron estas y
se
deformaron
los
minerales
formadores
de
rocas,
para
establecer
la
evolución
tectonometamórfica (termal) en el tiempo del área de estudio La Sierrita, cúpula de Trinidad,
macizo Escambray.
Objetivos específicos.
Determinar las maclas de calcita y sus tipos en los metacarbonatos del área La Sierrita,
macizo Escambray, apoyándonos de las secciones delgadas.
Establecer los rangos de temperatura a los cuales se formaron las maclas de calcita.
Determinar los rangos de temperauturas en los cuales se deformaron los minerales
acompañantes de la calcita en las rocas metacarbonatadas.
Vincular los tipos de maclas, las deformaciones en los minerales y sus rangos de
temperatura, para definir la evolución tectonometamórfica de la región de estudio empleando
las rocas metacarbonatadas.
Hipótesis.
Si se determinan los tipos de maclas de calcita en las rocas metacarbonatadas así como las
temperaturas en las que se deformaron los minerales acompañantes a la calcita en los
metacarbonatos del área La Sierrita, cúpula de Trinidad, macizo Escambray, a través de
perfiles, y teniendo en cuenta las temperaturas a la cual se formaron, se podrá establecer la
evolución tectonometamórfica de la zona.
2
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010 .
CAPÍTULO I: CARACTERÍSTICAS GEOGRÁFICAS Y ECONÓMICAS DE LA REGIÓN.
1.1 Ubicación geográfica.
El macizo Guamuhaya, más conocido como Escambray se encuentra situado en la región sur
central de la isla de Cuba, emplazado en territorios de las provincias de Cienfuegos, Villa Clara
y Sancti Spíritus (figura 1.1). El mismo está dividido en dos grandes cúpulas: la cúpula de
Trinidad y la cúpula de Sancti Spíritus. Los principales poblados ubicados en esta zona son: El
Nicho, Condado, Meyer, Caracusey, La Ceiba, Banao, La Guira, Alonzo. El área de estudio se
encuentra específicamente al suroeste de la cúpula de Trinidad comprendiendo los poblados de
La Sierrita, Gavilanes y San Juan, abarcando un área de 29 km2 aproximadamente con
coordenadas lambert mínimas de (564 000; 235 000) y máximas de (480 400; 240 600).
La Sierrita
Figura 1. 1: Ubicación del área de estudio (Encarta 2005).
3
Capítulo I. Características geográficas y económicas del área de estudio.
.
1.2 Relieve.
El área de estudio se caracteriza por presentar un relieve elevado abrupto, casi en toda su
generalidad, con excepción de pequeños lugares ubicados hacia el suroeste perteneciente a la
costa, con llanuras costeras aluviales. Hacia el centro de la zona de estudio hay un predominio
de montañas y premontañas bajas, escalonadas ligeramente diseccionadas y carsificadas (800
< H < 1000 m; h = 500 m–60 m; 300 < H < 500 m, h = 100 m–200 m), además de presentar
llanuras y terrazas fluviales erosivas y colinosas. Hacia el oeste del área de estudio predominan
las premontañas, monoclinales, escalonadas y ligeramente diseccionadas (300 < H < 500 m; h
= 100 m–150 m). Hacia la costa hay un predominio de llanuras marinas abrasivas, plegadas
formando monoclinales, aterrazadas y carsificadas. El punto más elevado en el área de estudio
es el Pico San Juan con 1140 m (Atlas Nacional de Cuba, 1989).
1.3 Vías de comunicación.
Las principales vías de acceso en el área de estudio son la carretera que va desde La Sierrita–
Topes de Collantes, Manicaragua–Trinidad y Arimao–San Juan–Trinidad.
1.4 Vegetación.
Hacia el centro del área de estudio hay un predominio, en la vegetación de bosques tropicales
entre los 800 y 1600 m y hacia las partes adyacentes de la cúpula de Trinidad, la vegetación
que prevalece es la vegetación secundaria (bosques, matorrales y comunidades herbáceas
secundaria). El área costera se caracteriza por presentar montes secos (costeros y subcostero)
y maniguas costeras. En pequeñas zonas hacia el sur–suroeste se ubica una vegetación
característica de mogotes (Atlas Nacional de Cuba, 1989).
1.5 Hidrografía.
Los recursos hídricos de la zona de estudio no son muy representativos. En la pequeña porción
que coincide con la costa, al oeste de Cienfuegos, no hay prácticamente drenaje fluvial. En toda
la región central de la zona de estudio, la red fluvial se torna un poco más densa, con valores
que van desde los 1,00–1,50 Km–km–2. Los principales ríos ubicados en la región del
Escambray son Manatí, Alabama y en la zona de estudio se encuentra río San Juan, río Arimao
con sus afluentes (Gavilanes). La dirección más predominante de los ríos es de Sur a Norte,
aunque hay una gran cantidad de afluentes que desembocan en el mar (sur). A continuación
hacemos referencia a los ríos que presentan mayor extensión en su cuenca y mayor densidad
de drenaje (Atlas Nacional de Cuba, 1989).
4
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010 .
Ríos
Área de la cuenca en Km2
Densidad de drenaje en Km.Km–2
Arimao
979,0
0,90
Agabama
1713,0
1,20
Tabla 1.1: Ríos con mayor densidad de drenaje y mayor área en sus cuencas, en la region de estudio
(Atlas Nacional de Cuba, 1989).
Algunos de los parámetros que caracterizan esta zona son:
El escurrimiento fluvial superficial varía desde los 600–1 200 mm, desde el interior de la
cúpula y hacia la costa.
La humedad total del territorio es de 1 000–1 400 mm.
La evaporación es de 1 200–2 100 mm.
1.6 Clima.
El área de estudio se identifica por presentar un clima trópical húmedo con lluvias todo el año.
Las temperaturas máximas absolutas pueden alcanzar de 30°–34°C, mientras que los valores
mínimos oscilan entre 2°–4°C y las medias anuales están entre 16°–26°C, hacia la costa los
máximos no llegan a sobrepasar los 38°C y los mínimos los 6°C (tabla 1.2).
Las precipitaciones pueden fluctuar de 1 600–2 500 mm hacia la parte montañosa, aumentando
hacia la periferia de la cúpula de Trinidad. Mientras que hacia el sur, es decir hacia la costa no
llegan a sobrepasar los 1 200 –1 400 mm (tabla 1.2). Los períodos secos (noviembre–octubre)
varían desde los 200–600 mm y en los periodos lluviosos (mayo–octubre) llegan a sobrepasar
los 1 000–1 600 mm. La humedad relativa media anual es de 65–95% (Atlas Nacional de Cuba,
1989).
5
Capítulo I. Características geográficas y económicas del área de estudio.
.
Indicadores
Precipitación media
Relieve montañoso con
Llanuras con
humedecimiento alto.
humedecimiento.
2500 –1901
1900 –1601
1400 –1201
Anual
23 –16
24 –20
26 –24
Enero
21 –13
22 –19
24 –22
Julio
25 –18
27 –25
28 –26
1800 –1200
1800 –1400
2100 –1800.
anual (mm).
Temperatura
media
anual (°C).
Evaporación media
anual (mm).
Tabla 1.2: Comportamiento de las precipitaciones, temperaturas y evaporación media anual en diferentes
sectores del área de estudio (Atlas Nacional de Cuba, 1989).
1.7 Recursos naturales.
En la zona de estudio se localizan varios recursos naturales como son yacimientos metálicos de
origen hidrotermal (piríticos y calcopiríticos), que pueden ser medianos, los mismos son
utilizados en industria metalúrgica y química. En el caso de los yacimientos no metálicos no son
muy abundantes siendo la arcilla el más representativo, el cual se utiliza en la cerámica y
fabricación de cemento. (Atlas Nacional de Cuba, 1989).
1.8 Actividad económica fundamental.
La actividad económica principal que sustenta las comunidades del área de estudio es la
actividad agropecuaria aunque también existe un gran desarrollo en la industria azucarera,
tabacalera y la construcción. En la mayoría del territorio el suelo es utilizado para usos
forestales y en menor medida para el cultivo del tabaco y la caña de azúcar. Por su gran belleza
natural la zona es propicia para el desarrollo turístico. (Atlas Nacional de Cuba, 1989).
1.9 Historia de los trabajos realizados anteriormente.
La geología del Escambray ha sido una gran polémica entre geólogos desde principios del siglo
XX en cuanto a su origen, estructura, tectónica, edad y metamorfismo. Los primeros trabajos
de la región de estudio datan de los años 1937 y 1959 (Thiadens, 1937; Hill, 1959), donde en
1937 se realizan trabajos basados principalmente en la litología y estratigrafía, sin profundizar
6
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010 .
en la estructura y tectónica del área describiéndola como simple. Durante aproximadamente 25
años se abandonan casi por completo los estudios sobre esta zona y no es hasta el año 1961
que se efectúa el primer levantamiento aereomagnético donde se relevó la compleja tectónica
del área de estudio y la presencia de cuerpos intrusivos en la misma (Rimanov, 1961). Durante
los años sesenta y setenta numerosos geólogos estimaron la edad del macizo antes que las
secuencias del Escambray se metamorfizaran ubicando las misma durante el Paleozoico
(Allende, 1928; Rigassi–Studer, 1961; Pusharoswsky, 1966; Hatten, 1967; Tijomirov, 1967;
Khudoley y Meyerhoff, 1971). Otros geólogos plantearon la gran similitud entre las secuencias
de la Formación San Cayetano, Cordillera de Guaniguanico, Pinar del Río con el macizo
Guamuaya, considerándola de edad Jurásico –Cretácico (Butterlin, 1956; Judoley et al., 1963,
Furrazola Bermúdez et al., 1964; Khudoley, 1967; Khudoley y Meyerhoff, 1971). Millán y
Myszynsky, (1978) se encuentran restos de ammonites en el Grupo San Juan, corroborando la
edad entre el Jurásico Inferior y el Cretácico Inferior. Esta edad fue considerada para todas las
investigaciones posteriores hasta la actualidad.
Somin y Millán, (1981) plantearon la existencia de tres zonas metamórficas principales:
Zona 1: Metamorfismo en la facies esquistos verdes (centro de las cúpulas).
Zona 2: Metamorfismo en la parte baja de facies anfibolítica (periferia de las cúpulas).
Zona 3: Metamorfismo en la parte alta de facies anfibolítica (periferia de las cúpulas).
Millán, (1997) replantea la presencia en el macizo de tres unidades principales; la primera
unidad, está constituida por las rocas de la facies esquistos verdes; la segunda unidad está
formada por rocas de la facies de esquistos azules y la tercera unidad está compuesta por
rocas de la facies esquistos azules, con lentes de eclogitas.
Durante los años 1981–1984 se realizaron estudios principalmente encaminados a la
estratigrafía designando varias formaciones. Stanik et al., (1981) plantean que existen
sobrecorrimientos con direcciones hacia el suroeste, en la periferia del macizo y delimitaron la
Formación Yaguanabo. Pszcolkowski, (1982) estableció la existencia de la Formación La
Sabina, así como también estudió los cuerpos de rocas metadiabásicas y metagabroides
asociados a serpentinitas dentro de esta Formación. Millán y Somin, (1984) reconocen las
formaciones Los Cedros (Charco Azul) y El Tambor. Entre 1994 al 2000 un equipo de geólogos
alemanes efectúa estudios petrológicos de detalle e introducen nuevos datos estructurales y de
metamorfismo principalmente en la cúpula de Sancti Spíritus. Stanek et al., (2006) distinguen
7
Capítulo I. Características geográficas y económicas del área de estudio.
.
diferentes nappes y plantean la posible asociación de estos con un proceso de subducción y
exhumación.
La geología del Escambray es muy compleja manifestándose en la ubicación de las diferentes
unidades tectónicas lo que ha creado disímiles modelos geotectónicos. Algunos geólogos
suponen que el Escambray es parte de la zona norte del bloque de Sur América (Puscharosvky
et al., 1989), y otros proponen que es parte del bloque de Yucatán junto con el macizo
metamórfico de la Isla de la Juventud y el terreno Guaniguanico (Iturralde–Vinent, 1994). En el
2000 aparece una nueva teoría planteada por el geólogo Jorge L. Cobiella donde considera que
el Escambray es parte de la corteza del Protocaribe que fue sobrecorrida hacia el Sur y que
producto de los sobrecorrimientos el mismo se encuentra emplazado actualmente bajo en el
arco volcánico Cretácico.
El origen de los cuerpos de eclogitas, piroxenitas, metabasitas constituye una de las
incertidumbres sobre el macizo Escambray. Debido a esto se han creado varios criterios sobre
su origen, donde según Millán y Somin, (1984) plantearon que pueden existir cuatro criterios
que explican la posible existencia de estos. El primero, que las rocas intrusivas que afectaron la
zona metamórfica III antes del metamorfismo del macizo, segundo que constituyen el
basamento del Escambray, tercero que son rocas derivadas del comienzo del proceso
metamórfico bajo condiciones específicas y cuarto fueron tectónicamente mezclados con las
rocas del Escambray antes del proceso metamórfico. Los criterios más aceptados según Millán
y Somin, (1981) sobre su origen, son el 1 y 2.
Un grupo de investigadores alemanes entre los años 1994–2000 realizaron estudios
petrológicos de detalle en la cúpula de Sancti Spíritus, aportando nuevos datos de estimaciones
de presión, temperaturas y estructurales para todas las unidades. Se diferencian distintos
nappes y se plantea la relación de los mismos con un proceso de subducción y exhumación
(Stanek et al., 2006). En esta misma etapa un grupo de investigadores franceses realizaron una
serie de estudios encaminados a aspectos sobre el metamorfismo de las rocas eclogíticas de
alta presión y edades geocronológicas del Escambray (Schneider et al., 2004), aportando
nuevos datos sobre el origen de los bloques exóticos, derivados de un ambiente de tipo MORB.
Las interpretaciones que se han realizado referente a las presiones y temperaturas en el
Escambray han sido establecidas a partir de muestras de eclogitas pertenecientes a la unidad
tectónica III (Grevel, 2000; Schneider et al., 2004; García–Casco et al., 2006; Despaigne–Díaz,
2009). Grevel, (2000) realizó evaluaciones de presiones y temperaturas para eclogitas de la
8
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010 .
unidad III. Los resultados obtenidos estuvieron entre los 16–20 Kbar y 580o–630oC. Estos
valores están relacionados a la etapa de exhumación aún estando activa a la subducción.
Schneider et al., (2004) revelan condiciones de presiones y temperaturas de 15–16 Kbar y
600o–650oC respectivamente, obtenidas en tres muestras de eclogitas. García–Casco et al.,
(2006) aportaron y perfeccionaron nuevos datos obtenidos sobre las condiciones de presión,
temperaturas y retrogresión de las rocas de alta presión. En ambas investigaciones se
demuestra que las temperaturas y presiones del pico metamórfico están relacionadas a la
subducción y el gradiente termal frío corresponde a la etapa de exhumación (Schneider et al.,
2004). Las investigaciones realizadas en la cúpula de Trinidad, macizo Escambray desde el
punto de vista estructural y metamórfico no han sido muy detallados, siendo de carácter
general.
En la actualidad existe en el área de estudio solo un trabajo relacionado a las temperaturas y el
grado de metamorfismo que sufrieron las rocas metacarbonatadas en el sector oeste de la
cúpula de Trinidad (Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009) En el área afloran rocas
metamorfizadas en facies de esquistos verdes y rocas de alta presión. Las maclas analizadas
respondieron principalmente a procesos de subducción–colisión y exhumación durante el
Cretácico Campaniano. Las deformaciones de micas, plagioclasas, cuarzo y epidota en las
muestras tomadas en este trabajo demostraron que las temperaturas de deformación de las
secuencias estuvieron alrededor de los 400°C (Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009). Por
los resultados satisfactorios obtenidos durante este trabajo es indiscutible la necesidad de un
estudio detallado en la cúpula de Trinidad, referente a aspectos que permitan establecer las
diferentes deformaciones y las temperaturas a las cuales ocurrieron los distintos eventos en el
Escambray. El estudio solo se realizó en una pequeña área de la zona.La cúpula occidental del
macizo Escambray exhibe una gran diversidad de rocas metacarbonatadas en sus distintos
nappes, esto permite realizar estudios relacionados con las temperaturas de deformación y el
grado de metamorfismo a las que estuvieron expuestas estas rocas. Las maclas de calcita y
algunos minerales que se deforman bajo las mismas condiciones de presión en las rocas
metacarbonatadas ofrecen datos relevantes sobre las diferentes temperaturas de deformación,
que nos son de gran utilidad para el estudio de las rocas metamórficas de la cúpula de Trinidad.
Nuestro país no cuenta con este tipo de estimaciones hasta el momento siendo este estudio,
único en su tipo en Cuba. Los resultados que se obtengan mediante este análisis nos permitirán
revelar cómo ocurrieron los diferentes eventos tectónicos y metamórficos del macizo en el
tiempo, para así establecer la evolución tectonometamórfica del macizo Escambray.
9
Capítulo II: Geología Regional y del área de estudio.
CAPÍTULO II: GEOLOGÍA REGIONAL DEL MACIZO METAMÓRFICO ESCAMBRAY Y DEL
ÁREA DE ESTUDIO.
2.1 Geología del macizo Escambray.
La constitución geológica del territorio de Cuba es una de las más complejas de toda la región
del Caribe y las Antillas, dividiéndose en dos niveles estructurales principales: El sustrato
plegado y el neoautóctono. El sustrato plegado se encuentra formado por diferentes tipos de
terrenos de naturaleza continental y oceánica con distinto grado de desplazamiento, y el
neoautóctono está representado por las rocas y estructuras originadas a partir del Eoceno
Superior tardío (Iturralde–Vinent, 1997).
Las unidades de naturaleza continental presentan rocas de edad jurásica y cretácica
acumuladas en un ambiente de margen continental pasivo, las cuales son: los terrenos del
margen del bloque Yucatán (terreno Guaniguanico, Pinos y Escambray), partes del bloque
estrecho de la Florida (Megaplataforma Florida–Bahamas, Plataforma de Bahamas y
sedimentos del protocaribe, figura 2.1). Estos elementos son cubiertos por sedimentos del
Paleoceno al Eoceno Superior de las cuencas del antepaís (Khudoley, 1967; Meyerhoff y
Hatten, 1974; Hatten et al., 1988; Iturralde–Vinent, 1994, 1997). Las unidades de naturaleza
oceánica están compuestas por fragmentos de la antigua corteza del Caribe (Ofiolitas
septentrionales) y tres generaciones del arco volcánico (arco volcánico primitivo, arco volcánico
Cretácico y el arco volcánico Paleógeno (figura 2.1). Sobre estas unidades yacen sedimentos
del Campaniano tardío al Eoceno Superior temprano en varias cuencas superpuestas
(Iturralde–Vinent, 1995, 1997). La división planteada por Iturralde–Vinent, (1997) no es la única
existiendo una segunda división del corte geológico de Cuba, que separa las secuencias en
dos grandes pisos estructurales, el zócalo y la cubierta (Cobiella–Reguera, 2000). El zócalo
está representado por dos cortes geológicos bien definidos que son el basamento precenozoico
en el nivel inferior y el cinturón plegado y fallado del Paleoceno y Eoceno Medio en el nivel
superior. El basamento precenozoico a su vez está dividido en cuatro unidades
tectonoestratigráficas las cuales son: el paleomargen pasivo mesozoico de América del Norte,
el cinturón ofiolítico septentrional, el arco volcánico Cretácico y los terrenos metamórficos
meridionales (Cobiella–Reguera, 2000).
10
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Figura 2.1: Mapa geológico general de Cuba (Iturralde-Vinent, 1997) con indicación de los elementos
geológicos mencionados en el texto.
La
geología
de
Cuba
central
está
representada
por
las
diferentes
unidades
tectonoestratigráficas de Cuba siendo el Arco Volcánico Paleógeno el único que no se conoce
referencias editadas de su existencia en la región central, pero existen evidencias de tufitas
muy finas, constituidas por cenizas volcánicas y materiales sedimentarios de laFormación Santa
Clara con edad Paleoceno cerca de la ciudad de Santa Clara (Jakus, 1983; Albear e Iturralde–
Vinent, 1985; Cobiella–Reguera, 1988, Iturralde–Vinent, 1981, 1988; Iturralde–Vinent, 1997).
Las unidades oceánicas (cinturón de ofiolitas y el Arco Volcánico Cretácico) y la unidad
continental (Plataforma de Bahamas) en la región de Cuba central se encuentran en contacto
tectónico unas con otras, apareciendo de sur a norte: El terreno metamórfico Escambray, el
terreno de arco volcánico Cretácico, la asociación ofiolítica septentrional y el paleomargen
pasivo de América del Norte (Cobiella–Reguera, 2000). Según sus características geológicas se
ha determinado que las unidades tectonoestratigráficas del sur sobreyacen tectónicamente a
las del norte como resultado de la acción de los sobrecorrimientos (Cobiella–Reguera, 2000).
Las ofiolitas del cinturón septentrional se encuentran en mantos en forma de franjas alargadas y
muy fragmentadas, que durante su desplazamiento fueron combinadas con las escamas
tectónicas del arco volcánico Cretácico. (Iturralde–Vinent, 1997).
El macizo metamórfico Escambray se localiza al sur de Cuba central, siendo el terreno
metamórfico más amplio. El mismo se puede dividir en dos grandes antiformas: la occidental
(Trinidad) y la oriental (Sancti Spíritus) separadas por la cuenca Terciaria de Trinidad (figura
2.2), ambas buzan del núcleo a la borde y el grado de metamorfismo aumenta del centro a la
periferia (Cobiella–Reguera, 1984; Millán, 1997; Despaigne–Díaz, 2009). La formación de las
11
Capítulo II: Geología Regional y del área de estudio.
cúpulas, fue un proceso tardío, posterior al metamorfismo y plegamientos asociados, que se
inicio en el Maestrichtiano y se ha extiendo hasta nuestros días. Todo esto ocasionó una
concentricidad de la zonación metamórfica invertida que identifica a ambas cúpulas (Cobiella–
Reguera, 1984; Millán y Somin, 1985a). La cúpula occidental del macizo (antiforma de Trinidad),
es más complicada que la cúpula oriental, esto se debe al grado superior de desmembramiento
tectónico que presenta la misma. Esta fue más levantada y erosionada, es por eso que en la
misma se exponen otras dos posibles unidades tectónicas principales (figura 2.2), que no
afloran en la cúpula anterior por ocupar cortes más bajos en la columna litológica (Cobiella–
Reguera, 1984; Millán y Somin, 1985b). La unidad tectónica más inferior, constituye el núcleo
aflorado de esta antiforma, se destaca una gran parte de los afloramientos que fueron
sometidos al menor grado de metamorfismo, es decir en la facies de esquistos verdes (Millán y
Somin ,1985a; Alazales–Capetillo, 2007; Despaigne–Díaz, 2009).
El macizo Escambray aflora como una ventana tectónica bajo las anfibolitas del complejo
Mabujina que constituyen la base del arco volcánico Cretácico (Somin y Millán, 1981; Dublan y
Álvarez Sánchez, 1986; Millán, 1997; Despaigne–Díaz; 2009). Se caracteriza por presentar una
sucesión de mantos tectónicos que incluyen rocas principalmente metasedimentarias y
metavolcánicas, asociándose a ellas cuerpos de eclogitas, esquistos azules, anfibolitas
granatíferas, esquistos cuarzo–micáceos con granates, metabasitas y cuarcitas (Somin y Millán,
1981; Millán y Somin, 1985 b; Millán, 1997; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009). El
macizo Escambray muestra evidencias de su inserción en una zona de subducción durante el
Cretácico tardío (Schneider et al., 2004; Stanek et al., 2006; García–Casco et al., 2006;
Despaigne–Díaz, 2009). Las diferentes condiciones metamórficas indican una subducción en
diferentes niveles estructurales (Iturralde–Vinent, 1994, 1998; Despaigne–Díaz, 2009).
2.1.1 Tectónica.
La posición tectónica del Escambray en la pila tectónica es la menos estudiada, existiendo en la
literatura geológica trabajos que plantean disímiles escenarios y tipos de movimientos del
Escambray con las unidades limítrofes tanto de dirección como sentido (Somin y Millán, 1981;
Stanik et al., 1981; Stanek et al., 2006; Despaigne–Díaz, 2009). Los elementos litológicos del
macizo fueron escamados, despegados de su basamento, metamorfizados y plegados (Millán,
1997). Los movimientos que originaron la superposición de los nappes en el Escambray tienen
dirección noreste manifestada por un gran número de indicadores cinemáticos desde un nivel
macro hasta el microtectónico. Esto se puede observar en las lineaciones de minerales y
orientación de los ejes de los pliegues que nos revelan una dirección al noroeste en todos los
nappes (Despaigne–Díaz, 2009).
12
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
La estructura interna del macizo se caracteriza por ser muy complicada, lo cual se manifiesta en
la distribución de sus diferentes unidades litoestratigráficas. El macizo Escambray está
compuesto por cuatro unidades tectónicas principales (Millán, 1997) (figura 2.2). La unidad I
está formada por rocas metamorfizadas en la facies de los esquistos verdes y presenta tanto
protolitos jurásicos como cretácicos. Se caracteriza por presentar rocas metacarbonatadas,
esquistos cuarzo–micáceos, mármoles, esquistos carbonatados y rocas metavolcánicas.
Pueden estar presentes cuerpos de serpentinitas metagabros y metadiabasas. Ocupa la mayor
parte del interior de la mitad occidental de la megaestructura occidental del macizo y su
metamorfismo parece ser de tipo invertido (Millán, 1997). La unidad II (figura 2.2) se caracteriza
por presentar un metamorfismo de alta presión y baja temperatura y está constituido por
mármoles, metareniscas, metapelitas, micaesquistos carbonatados con grafito, metavolcánicos,
serpentinitas, metabasitas, metadiabasas. La unidad III (figura 2.2) está constituida por mantos
y escamas tectónicas dispuestos estructuralmente sobre los elementos de las unidades
tectónicas primera y segunda, rodeando las cúpulas de Trinidad y Sancti Spíritus. Sus rocas
fueron metamorfizadas en condiciones de altas presiones y un mayor grado de temperatura,
durante la fase metamórfica más antigua del macizo (Millán, 1997 b). Se caracteriza por
presentar
esquistos
cuarzo–micáceos
con
grafitos,
mármoles
grafíticos
y esquistos
carbonatados. Los micaesquistos incluyen cuerpos de eclogitas, metabasitas, serpentinitas,
micaesquistos granitífiros y anfibolitas granitíferas. La unidad IV (figura 2.2) constituye una
franja estrecha en todo el borde septentrional del macizo, ocupando un nivel estructural
superior. Está formada por esquistos metaterrígenos, cuarcíferos, cuarzo–moscovíticos,
calcáreos, mármoles negros grafíticos, aunque pueden aparecer pequeños cuerpos de
serpentinitas y de metagabros aunque en menor medida. Su metamorfismo parece ser de alta
presión y bajas temperaturas, menor que el de la tercera (Millán, 1997 b).
13
Capítulo II: Geología Regional y del área de estudio.
Figura 2.2: Unidades tectónicas principales del macizo Escambray (Millán, 1997; Despaigne-Díaz, 2009) con la
localización del área de estudio.
En el macizo Escambray la yacencia de la foliación buza del núcleo a la periferia de ambas
cúpulas. En las dos antiformas se destacan cuatro fases superpuestas de plegamiento (Somin y
Millán, 1977; Cobiella–Reguera, 1984). El carácter de la sucesión indica una tendencia hacia la
disminución de la ductibilidad y plasticidad de las rocas con el transcurso del tiempo. Los
pliegues de la primera fase son isoclinales y tiene una amplitud de pocos metros. Con ellos se
asocia la foliación principal de las rocas (Somin y Millán, 1977; Cobiella–Reguera, 1984). La
segunda fase está compuesta por pliegues originalmente acostados de diversos órdenes
generalmente de tipo similar, que varían entre isoclinales y muy apretados. Los pliegues de la
tercera fase son de distintos órdenes, a veces muy disarmónicos, con estilo, intensidad, y
vergencia muy variada. Los pliegues de la segunda y tercera fases alcanzan varios kilómetros
de amplitud (Somin y Millán, 1977; Cobiella–Reguera, 1984). La cuarta fase de plegamiento
está representada por pliegues concéntricos muy abiertos (clivaje de fractura). Las tres primeras
fases son sinmetamórficas (asociadas con el metamorfismo) y la cuarta fase es post–tectónica
(Somin y Millán, 1977; Cobiella–Reguera, 1984).
Según estudios hechos recientemente por Despaigne–Díaz, (2009) plantea que las
deformaciones relacionadas al proceso de subducción existe hasta una quinta fase dividiéndola
14
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
en: D1 –Subducción, D2 –Subducción–Colisión, D3 –Colisión, D4 –exhumación y D5 la fase más
joven en un régimen distensivo y formación de fallas normales en un estadío final.
2.1.2 Metamorfismo.
El Macizo Escambray posee un metamorfismo regional de alta presión y uno más joven en la
facies de esquistos verdes, relacionados a la inserción del Escambray en una zona de
subducción (Millán, 1997; Grevel, 2000; Schneider et al., 2004; García–Casco et al., 2006;
Stanek et al., 2006; Despaigne–Díaz, 2009). El macizo sufrió un metamorfismo regional
invertido lo cual corresponde a las condiciones físico–químicas de una presión elevada o una
baja relación entre temperatura–presión (Millán y Somin, 1985a; Despaigne–Díaz, 2009).
Según el grado de metamorfismo que sufrieron las rocas del Escambray el macizo se divide en
cuatro unidades tectónicas principales por su diferente historia metamórfica y su zonación, es
decir con un metamorfismo progresivo en diferentes fases y facies (Millán, 1997; Despaigne–
Díaz, 2009). De esta forma se diferencian tres fases metamórficas superpuestas en el tiempo:
una más antigua de alta presión y mayor grado; otra de alta presión y bajo grado; y una tercera
(la más joven) que corresponde con la facies de los esquistos verdes (Millán, 1997; Depaigne–
Díaz, 2009). Las secuencias que estuvieron expuestas al metamorfismo de alta presión
(unidades de II, III y IV orden) ocupan gran parte del macizo y se identifica por presentar
secuencia de esquistos azules y eclogíticas (actual unidad III del macizo). Las asociaciones
minerales metamórficas características de los esquistos verdes son las siguientes: albita,
actinolita, clorita, clinozoicita–epidota, mica blanca y parda verdosa, cuarzo, calcita y esfena
(Millán, 1997). La facies metamórfica de esquistos verdes es la más joven del Escambray,
aflorando solo en la parte central de la cúpula de Trinidad (figura 2.2).
2.1.3 Edad del metamorfismo.
En cuanto a la edad de los eventos metamórficos, se puede decir que el metamorfismo de alta
presión fue formado en un sistema de subducción relacionado con una zona de arco volcánico
(Millán, 1997; Grevel, 2000; Schneider et al., 2004; García–Casco et al., 2006; Stanek et al.,
2006; Despaigne–Díaz, 2009). La facies más joven, la de esquistos verdes ocurrió en el
Cretácico Inferior durante la colisión de las rocas del Escambray y el arco volcánico Cretácico
(Millán, 1997; García–Casco et al., 2008; Despaigne–Díaz, 2009). El metamorfismo de la facies
más antigua (alta presión de la unidad III) pudiera ser aproximadamente de 65–70 millones de
años obtenidas por muestras de eclogitas, relacionándolas al pico metamórfico (subdución)
(Hatten et al., 1988; Iturralde–Vinent et al., 1996; Millán, 1997, Schcneider et al., 2004; García–
Casco et al., 2006; Stanek et al., 2006; Despaigne–Díaz, 2009). Se puede estimar una edad
15
Capítulo II: Geología Regional y del área de estudio.
cercana a los 85 millones de años, es decir después de los 70 millones de años, a la colisión y
el metamorfismo de la facies de los esquistos verdes del Escambray (Millán, 1997; Schcneider
et al., 2004; García–Casco et al., 2006; Despaigne–Díaz, 2009). Según datos aportados por
estos autores el metamorfismo del macizo Escambray se formó a finales del Cretácico
Maestrichtiano, durante las etapas de subducción y subducción–colisión (Despaigne–Díaz,
2009). En la actualidad no contamos con datos geocronológicos en lo referente al pico
metamórfico de las unidades tectónicas del área de estudio (La Sierrita, cúpula Trinidad, macizo
Escambray).
2.1.4 Magmatismo.
Extensas áreas del Escambray están cubiertas por rocas metamórficas, algunas de las cuales
sus protolitos son intrusivos, efusivos o vulcanógeno–sedimentarios. Varias de estas
secuencias pertenecen al sistema Jurásico como por ejemplo la Formación Yaguanabo. Esta
formación se compone principalmente por metavulcanitas de composición básica con otros tipos
de esquistos y lentes de mármoles (Millán y Somin, 1981; Stanik et al., 1981; Dublan y Álvarez–
Sánchez, 1986; Linares E., 1997). Otra de las secuencias que está formada por metavulcanitas
es el Grupo Felicidad cuyos protolitos eran principalmente tobas que aparecen como
intercalaciones en el Grupo Naranjo (Loma La Gloria, Cobrito y La Chispa) y en menor
proporción en los mármoles del Grupo San Juan (Stanik et al., 1981; Cobiella–Reguera, 1984;
Millán y Somin, 1985b; Linares E., 1997). El metamorfismo de estas rocas varía desde la facies
de esquistos verdes a la de esquistos azules (glaucofánico). Otra de las
secuencias de
metavulcanitas presentes en el Escambray son las capas del Grupo Yayabo el cual puede
provenir de rocas volcánicas máficas (Stanik et al., 1981; Millán y Somin, 1985b). La
representación de intercalaciones de rocas metavulcanógenas evidencia una actividad
magmática relacionada al desarrollo del margen (García–Casco et al., 2008; Despaigne–Díaz,
2009).
Los granitoides del arco volcánico Cretácico en la región central se ubican principalmente al
norte y este del macizo metamórfico del Escambray, formando una serie de intrusivos en un
cinturón granitóidico (Sukar. K. y Pérez. M, 1997). Estos se encuentran emplazados en la zona
límite entre el Complejo Anfibolítico Mabujina y el Complejo Volcánico–sedimentario Cretácico y
otros están representados por una pequeña franja extendida en dirección noroeste aflorando
dentro de las anfibolitas de Mabujina (Sukar. K. y Pérez. M, 1997).
16
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
2.2 Geología y tectónica del área de estudio.
El macizo Escambray se encuentra dividido en cuatro unidades tectónicas principales (I, II, III,
IV), donde en el área de estudio se han identificado dos unidades (I, III) que pertenecen los
nappes La Sierrita y Río Chiquito, metamorfizadas en la facies de esquistos verdes y el nappe
Monforte, con un metamorfismo de alta presión, en la facies de esquistos azules (figura 2.2). El
nappe Monforte está constituido por rocas de las formaciones Loma La Gloria y Cobrito (anexo
2.1). La litología representativa en esta unidad son: esquistos cristalinos metaterrígenos de
composición cuarzo moscovítica, mármoles y esquistoscalcáreos. Asociados a estas rocas
aparecen cuerpos de metabasitas y eclogitas. Estos cuerpos revelan la presencia de un
metamorfismo de alta presión previo y un metamorfismo posterior de retrogrado en la facies de
esquistos verdes (Millán y Álvarez–Sánchez, 1992). Su composición mineralógica típica es:
esfena, clorita, moscovita, cuarzo, calcita, plagioclasas, granates y anfíboles (actinolita y
glaucofana). El nappe Sierrita se identifica por presentar rocas cuyos protolitos son cretácicos.
La litología más representativa son los esquistos verdes calcáreos con clorita y mica blanca
aunque también se pueden encontrar calcoesquistos, mármoles, metasilicitas, metareniscas,
cuarcitas, cuerpos de metabasitas y de serpentinitas antigoríticas, rocas metasomáticas
compuestas por anfíbol (actinolita) y talco (Millán y Álvarez–Sánchez, 1992). La composición
mineralógica general es: clorita, plagioclasa, micas, anfíbol, epidota, esfena. El nappe Río
Chiquito se caracteriza por presentar esquistos metapelíticos, esquistos verdes calcáreos,
mármoles y metasilicitas. Asociados a estas rocas aparecen cuerpos de rocas metavolcánicas
básicas y cuerpos de serpentinitas aunque en menor medida en comparación con el nappe La
Sierrita (Millán y Álvarez–Sánchez, 1992). Aparecen cuerpos de zoisitas masivas de colores
claros con presencia de anfíboles que aparecen atrapadas en zonas de contacto tectónico
(Millán y Álvarez–Sánchez, 1992).
Los trabajos de campo realizados en el área de estudio fueron efectuados durante el desarrollo
de la tesis doctoral de Ana Ibis Despaigne con un total de cinco perfiles geológicos los cuales
son: Cafetal–Gavilanes (CG), Sierrita–Ojucal (S–O), Sierrita–Monforte (S–M), Sierrita–
Monforte2 (S–M2) y Guajímico–San José–Río Chiquito (GSR), (anexo 2.1). A continuación se
hará una breve descripción de la tectónica de los mismos.
17
Capítulo II: Geología Regional y del área de estudio.
2.2.1 Geología y tectónica por perfiles.
Perfil Cafetal–Gavilanes (CG)
El perfil Cafetal–Gavilanes se encuentra ubicado hacia el norte del área de estudio con una
dirección noroeste–este abarcando los nappes La Sierrita y Monforte (anexo 2.1 y 4.1). Las
rocas predominantes son esquistos pelíticos y mármoles con aisladas intercalaciones de
cuarcitas en lo que se desarrolla una foliación principal S2. En dirección a Gavilanes surge una
nueva foliación (S3), planar axial a S2. El nappe Monforte presenta una foliación de carácter
dúctil S2. La foliación S2 durante todo el perfil buza al oeste mientras que la S3 buza hacia el
suroeste. Los pliegues de la fase F1 son asimétricos mientras que los pliegues fase F3 son de
pocos centímetros y sus ejes se hunden hacia el noroeste y sureste respectivamente, pueden
existir también milonitas carbonatadas con indicadores cinemáticos de movimiento (figura 2.3).
Existen escamas de calcita en planos de fallas que indican movimientos tectónicos al noroeste
(Despaigne–Díaz, 2009; Ricardo–Machado y Maldonado, 2009).
N
Figura 2.3: Milonita carbonatada con porfiroclastos de calcita,
cuyas colas indican movimientos tectónicos al norte. Muestra
CG-2, perfil Cafetal-Gavilanes
Perfil Sierrita–Ocujal (SO).
El perfil Sierrita–Ocujal se encuentra ubicado hacia el centro del área de estudio con una
dirección norte–sur (anexo 2.1 y 4.2). Las rocas que afloran pertenecen al nappe La Sierrita,
donde son abundantes los esquistos calcáreos con mica blanca y clorita, esquistos pelíticos
calcáreos y mármoles, orientados en dirreción de la foliación principal S2. Aparecen escamas de
calcita en los planos de falla indicando movimientos inversos al noroeste. Los pliegues de fase
F2 son escasos, isoclinales y están relícticos dentro de la foliación S2. Los pliegues de la fase F3
18
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
son de gran escala y sus ejes son abruptos. Existen gran cantidad de fallas normales que
º
afectan todo el corte del perfil (anexo 4.2). Estas fallas poseen ángulos bajos (hasta 25 ) y las
estrías muestran una fuerte componente de desplazamiento horizontal localizadas hacia el
borde de la cúpula de Trinidad (Despaigne–Díaz, 2009; Ricardo–Machado y Maldonado, 2009).
Perfil Sierrita–Monforte (SM)
El perfil se encuentra ubicado hacia el centro del área de estudio con una dirección noroeste–
suroeste (anexo 2.1). Las rocas que afloran en este perfil pertenecen al nappe La Sierrita. La
foliación S2 es la más predominante con restos de una foliación antigua S1. La foliación S1
(relíctica) se encuentra englobada en la foliación S2 y se halla plegada y alargada paralelamente
con la nueva dirección, esto se puede observar por la presencia de charnelas aisladas en los
planos de S2 (Despaigne–Díaz, 2009; Ricardo–Machado y Maldonado, 2009). En este perfil
predominan los esquistos verdes calcáreos, mármoles y esquistos cuarzo–micáceos, esquistos
cuarzo–micáceos con granate y calcoesquistos (anexo 4.3). La foliación S2 está plegada en
todo el dominio del perfil y posee buzamientos constantes hacia el oeste, el plegamiento S2 da
lugar a un clivaje planar axial S3 en variados tipos de rocas. Las estructuras plegadas están
representadas en todo el perfil y se han originado fundamentalmente en el proceso de
superposición de nappes en la zona a través de fallas inversas y de sobrecorrimientos
(Despaigne–Díaz,
2009;
Ricardo–Machado
y
Maldonado,
2009).
Los
pliegues
más
representativos y abundantes son los de fase tres (F3). Son pliegues asimétricos cuya vergencia
indica movimientos al noreste. Los pliegues de fase F4 son abiertos y con planos axiales casi
verticales y poseen un clivaje de fractura asociado S4, sus ejes se hunden hacia suroeste y
noroeste. Las estructuras disyuntivas están representadas por fallas inversas que indican
movimiento noreste y sureste y que se han formado, al igual que el plegamiento, producto de la
superposición de los nappes (Despaigne–Díaz, 2009; Ricardo–Machado y Maldonado, 2009).
19
Capítulo II: Geología Regional y del área de estudio.
Figura 2.4: Clivaje planar axial S3 en mármoles Muestra SM49.
Perfil Sierrita–Monforte (SM2)
Este perfil se sitúa en la parte más central del área de estudio, presentando una dirección
noroeste–sureste (anexo 2.1). En el afloran rocas que pertenecen la nappe La Sierrita y al
nappe Monforte (anexo 4.4). Abundan los mármoles grafíticos, intercalados con esquistos
cuarzo–micáceos, predominando estos últimos. Se observan charnelas de pliegues,
erosionados, con una foliación antigua relíctica S1, imperando la foliación principal S2. Este
plegamiento (S2) origina una foliación S3, mostrando buzamientos abruptos (> 40°C) hacia el
oeste, similar semejante sucede con S3. El sentido en el que aparece orientado la lineación de
intersección L3, señalan que los ejes de pliegues F3 se hunden en dirección noroeste y sureste,
con ángulos suaves entre 0–15°. Predominan los micropliegues (centrímetros) de la foliación S2,
correspondiendo a una fase F3. Los pliegues a mayor escala no se observan en el recorrido de
este perfil todo el perfil. No se observaron estructuras disyuntivas, predominando las
deformaciones plicativas (Despaigne–Díaz, 2009; Ricardo–Machado y Maldonado, 2009).
Perfil Guajímico–San José–Chiquito (GSR)
El perfil Guajímico–San José–Río Chiquito, es el que abarca mayor área de los cuatro perfiles
(anexo 2.1). El mismo se encuentra ubicado en la parte sur del área de estudio con una
dirección suroeste–noreste y comprende tres de los cuatro nappes en que se encuentra dividido
la unidad I (nappes Monforte, Río Chiquito, La Sierrita, anexo 4.5). El perfil se inicia sobre las
rocas del nappe Monforte y termina sobre las rocas del nappe Río Chiquito.
20
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
En el nappe Monforte el buzamiento de la foliación es abrupto (55°). Las rocas que predominan
son mármoles grafíticos mientras que las intercalaciones de esquistos cuarzo–micáceos,
esquistos verdes carbonatados con clorita y mica blanca y metareniscas están en menor
proporción (Despaigne–Díaz, 2009; Ricardo–Machado y Maldonado, 2009) (anexo 4.5). La
foliación principal de orden dos es la más evidente con un buzamiento hacia el suroeste y sur.
Todo el paquete es afectado por un clivaje de fractura (S4) con orientación este–oeste. Existen
brechas en el área, que no presentan indicadores cinemáticos que puedan mostrar la
naturaleza tectónica (Despaigne–Díaz, 2009; Ricardo–Machado y Maldonado, 2009).
En el nappe La Sierrita la litología que predomina son los esquistos verdes micáceos con calcita
y clorita, capas de metareniscas, esporádicas capitas de milímetros de metasilicitas y
mármoles, y en algunos casos caliza recristalizada (figura 2.5 y anexo 4.5). La foliación S2 se
pliega en pliegues menores que generan la aparición de una nueva superficie planar S3. Se
desarrolla una potente lineación de intersección L3 por la intersección de las superficies S2 y S3.
Las lineaciones de intersección L3 están plegadas y se hunden al noroeste–sureste. Las grietas
de cizalla en el nappe Río Chiquito, muestran dos concentraciones diferentes: unas de
orientación sureste, y otras norte. Las de orientación sureste tienen una orientación de σ1 de
113° mientras que las de orientación norte tienen un σ1 de 005° (Despaigne–Díaz, 2009;
Ricardo–Machado y Maldonado, 2009).
Figura 2.5: Calizas recristalizadas plegadas del nappe La
Sierrita. Muestra G-104.
En el nappe Río Chiquito predominan los mármoles, y aparecen cuerpos de esquistos verdes
metavulcanógenos (anexo 4.5). En este nappe la foliación principal S2 está plegada, a
diferencia del borde de la cúpula los ángulos son más suaves. El plegamiento de la S2 origina
21
Capítulo II: Geología Regional y del área de estudio.
un nuevo clivaje planar axial S3 cuya orientación es suroeste. El clivaje de fractura afecta a
todas las litologías y tiene orientación noreste y suroeste con ángulos de 0–40°. La lineación L3
tiene escasas mediciones y se hunde en dirección sureste y noreste. Los esquistos verdes
metavulcanógenos son concordantes con las litologias adayacentes (mármoles y esquistos
cálcareos) (Despaigne–Díaz, 2009; Ricardo–Machado y Maldonado, 2009).
Hacia el final del perfil se hacen más abundantes los esquistos metapelíticos y las
intercalaciones de metasilicitas (pedernal). Los pliegues F1 en este perfil se desarrollan en
calizas y son abiertos, similares, con espesor constante en flanco y charnelas. La foliación
principal S2 está plegada en todos los nappes. La S2 presenta buzamientos hacia el suroeste en
el nappe Monforte y La Sierrita pero aparece más intensamente plegada en el nappe inferior
Río Chiquito. Los pliegues F3 son asimétricos vergentes desde centímetros hasta metros y su
asimetría indica movimientos al noreste. La lineación de intersección L3 muestra que los ejes de
estos pliegues se hunden hacia el noroeste y sureste con ángulos desde suaves hasta abruptos
(Despaigne–Diaz, 2009; Ricardo–Machado y Maldonado, 2009).
2.2.2 Estratigrafía.
La estratigrafía en el macizo Escambray se caracteriza por presentar casi en su totalidad rocas
metasedimentarias y metavolcánicas. Las secuencias presentes difieren unas de otras por: el
ambiente en que se sedimentaron, las diferentes fuentes de aporte del material, así como por
los distintos procesos que sufrieron. Las particularidades de la distribución de las diferentes
secuencias y formaciones litoestratigráficas del macizo es un reflejo de su estructura interna
nappe–escamada (Millán y Somin, 1985b). Según referencias en el epígrafe de tectónica
existen cuatro unidades tectónicas de orden principal en el macizo Escambray, donde cada una
de ellas poseen diferentes particularidades litoestratigráficas y diferente historia metamórfica
(Millán, 1995). En la zona de estudio se encuentran aflorando las unidades de orden principal I
y III representado por secuencias que van desde el Jurásico Inferior hasta el Cretácico Superior
(figura 2.6).
22
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
A continuación se realizará la caracterización de las unidades tectónicas de orden principal I y
III con las respectivas formaciones presentes en el área.
Primera unidad tectónica de orden principal (Unidad I).
Unidades jurásicas.
Formación La Yamagua (Millán y Somin, 1985b).
Litología: Esquistos metaterrígenos cuarcíferos y cuarzo–moscovíticos. Son comunes las
intercalaciones de filitas ricas en mica blanca y material carbonoso.
Contactos: Subyace a la Formación Narcizo en la base del Grupo San Juan.
Edad: Jurásico Inferior–Superior Oxfordiano.
Unidades cretácicas.
Formación Los Cedros (lcd) (Millán y Álvarez–Sánchez, 1992 inédito).
Litología: mármoles grises de tono medio, que en masa se aprecian con tonalidades azulosas;
son de granos finos hasta medios, generalmente con un contenido apreciable de laminillas de
moscovita. También contienen delgadas bandas enriquecidas de cuarzo, estos mármoles están
bien foliados, e incluso finamente laminados.
Composición mineralógica de mármoles: moscovita, calcita y cuarzo.
Contactos: Tiene un contacto estratigráfico con el Grupo San Juan (Formación Collantes),
también contacta con la Formación Yaguanabo que le sobreyace y la Formación Sabina.
Edad: Cretácico Inferior.
Formación La Sabina (lsb) (Millán y Somin, 1985b).
Litología: Presenta una sucesión característica de cuarcitas metasilicíticas bien estratificadas de
granos finos y muchas veces bandeadas; esquistos metapelíticos lustrosos de grano fino;
algunas capas de metareniscas. También contienen intercalaciones de esquistos verdes
metavulcanógenos.
Composición mineralógica cuarcitas metasilicíticas: sericita, clorita clinozoicita, actinolita
23
Capítulo II: Geología Regional y del área de estudio.
Composición mineralógica esquistos metapelíticos: cuarzo, albita, circón detrítico,
hidróxido de manganeso.
Contactos: Contacta estratigráficamente y tectónicamente con la Formación Loma Quivicán que
la sobreyace, también contacta con la Formación Collantes del Grupo San Juan.
Edad: Cretácico Inferior.
Formación Yaguanabo (yg) (Stanik et al., 1981; redefinida por Millán y Somin, 1985b).
Litología: Constituye una secuencia de ortoesquistos metavulcanógenos, generalmente bien
estratificada y de grano fino a medio, cuyas asociaciones metamórficas son típicas para las
facie de los esquistos verdes sin indicadores de alta presión. Su protolito parece tratar
esencialmente de rocas tufogénicas y lavas basálticas. Contiene ocasionalmente lechos
intercalados de mármoles grises hasta negros y de cuarcitas metasilicíticas.
Composición mineralógica asociaciones metamórficas de los esquistos verdes: albita, actinolita,
clinozoicita–epidota, clorita, esfena y en ocasiones mica blanca y mica pardo verdosa. Raras
veces contienen poco cuarzo y carbonatos muchas veces superpuestas.
Contactos: Contacta estratigráficamente con la Formación La Sabina
Edad: Cretácico Inferior–Superior
Formación El Tambor (et) (Millán y Somin, 1985b; Millán y Álvarez–Sánchez, 1992)
Litología: Esquistos verdes metaflysh o metaturbidíticos, a veces calcáreos en estratos finos y
rítmicos desde metapsamitas y hasta metapelíticos. Contienen lechos intercalados de cuarcitas
metasilicíticas de mármoles grises y de esquistos verdes metavulcanógenos.
Composición mineralógica de la fracción de esquistos verdes: albita, actinolita, clorita,
clinozoicita–epidota, mica blanca y parda verdosa, carbonatos, cuarzo y esfena.
Composición mineralógica de la fracción calcárea: calcita, albita, clinozoisita, clorita, mica
blanca, esfena, actinolita, hidrobiotita.
Contactos: Contacta estratigráficamente sobre la Formación Yaguanabo también se pueden
producir contactos tectónicos.
Edad: Cretácico Superior.
24
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Tercera unidad tectónica de orden principal (Unidad III).
Unidades jurásicas.
Formación Loma la Gloria (lg) (Millán y Somin, 1985b; Millán y Álvarez–Sánchez, 1992).
Litología: Constituye una sucesión de esquistos cristalinos metaterrígenos de composición
cuarzo–moscovítica, a veces albita bien estratificada, con intercalaciones generalmente
subordinadas desde varios milímetros hasta decímetros de esquistos moscovíticos enriquecidos
en grafito, en ocasiones contienen granates y zoisitas. Dentro del corte de esta Formación
pueden destacarse intercalaciones de rocas eclogíticas y zoisíticas hasta varios decenas de
metros de potencia, también pueden contener cuerpos de gabros por su origen
presumiblemente intrusivos, convertidos en rocas eclogíticas o anfibolíticas.
Composición mineralógica de esquistos metaterrígenos: glaucofana, cuarzo, circón detrítico,
clinopiroxeno, granate, raramente cianita, carbonato de calcio, moscovita y albita.
Contactos: Estratigráfico con la Formación Cobrito.
Edad: Jurásico Inferior.
Formación Cobrito (cbr) (Millán y Somin, 1985 b; Millán y Álvarez –Sánchez, 1992).
Litología: Compuesta por una sucesión de mármoles grises a negro y de esquistos calcáreos
moscovíticos grafítico, en estratos finos (desde milímetros hasta varios centímetros). Los
mármoles generalmente contienen laminillas de moscovita y contienen granos de cuarzo y
albita, cuyos contenidos aumentan en los esquistos calcáreos. Estos metacarbonatos a veces
presentan una estructura brechosa, algunas fracciones negras o gris oscura que preservan un
grano muy fino suelen concentrar restos de radiolarios. Estos esquistos calcáreos contienen
estratos aislados de algunas capas o cuerpos de esquistos verdes y de rocas granate–
anfibolíticas, en los cortes de esta Formación también aparecen cuerpos de rocas eclogíticas y
zoisíticas.
Composición mineralógica de los esquistos calcáreos moscovíticos: moscovita, cuarzo,
carbonato de calcio, plagioclasas ácidas, grafito, a veces granates y anfíboles (tremolita) y
manganeso.
Contactos: Estratigráfico con la Formación Loma la Gloria.
Edad: Jurásico Inferior–Medio.
25
Capítulo II: Geología Regional y del área de estudio.
Figura 2.6: Columna litológica del área de estudio (Despaine – Díaz, 2009).
26
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
2.2.3 Tipos de rocas metacarbonatadas.
En el presente trabajo para la clasificación de las diferentes rocas metacarbonatada presentes
en el área de estudio se tuvo en cuenta: la composición mineralógica, textura, por ciento de
maclas y sus temperaturas correspondientes, las deformaciones intracristalinas de los
minerales, así como también las vetas tardías. Las rocas metacarbonatadas que están presente
en el área de estudio son: esquistos carbonatados de variada composición, mármoles y
milonitas.
Milonitas: La palabra milonita es un término estructural que se refiere a la textura de la roca y no
aporta información acerca de la composición mineral. Es una roca usualmente foliada que
evidencia una deformación dúctil (Bell y Etheridge, 1973; Hobbs et al., 1976; White et al., 1980;
Tullis et al., 1982; Hanmer y Passchier, 1991; Passchier y Trouw, 1998). Ocurre en zonas de
altas deformaciones conocidas como zonas de shear. Muchas milonitas contienen porfiroclastos
con granos resistentes (Passchier y Trouw, 1998).
A continuación se hará una breve descripción de las rocas presentes en el área de estudio:
Milonitas carbonatadas
Las milonitas carbonatas son características de ambientes dúctiles. Están compuestas
fundamentalmente por calcita recristalizada (50–80%), minerales metálicos (10–30%) y en
menor medida por cuarzo, micas, cloritas y plagioclasas (tabla). La calcita se encuentra
maclada en muy pocos granos orientados (2–6%) presentando una fuerte extinción ondulatoria
(deformación intracristalina). Los granos no maclados aparecen de forma alargada en dirección
de la foliación principal S2, estos granos son la evidencia de la textura de la roca antes de la
milonitización. Este mineral se encuentra también en vetas tardías posteriores a la foliación
principal S2 (figuraSO–36a2).
Esquistos carbonatados
Los esquistos carbonatados son los más representativos en el área de estudio y están
constituidos mayormente por calcita (30–60%), cuarzo (5–30%), micas (5–20%), cloritas (2–
15%), minerales metálicos (5–20%) y en menor proporción las plagioclasas (albita) zoisita y
esfena (tabla 4.1). La textura característica es la foliada y en ocasiones en algunas muestras,
las micas suelen presentar de un 10–20%, considerando la roca con una textura
granolepidoblástica (tabla 4.3). Los granos de calcita en la mayoría de los casos se encuentran
maclados y elongados en la dirección de la foliación principal S2, aunque también la podemos
27
Capítulo II: Geología Regional y del área de estudio.
encontrar redepositada en las vetas tardías (G–83, G–85, CG–12) que atraviesan la roca. En
ocasiones los cristales de calcita presentan una fuerte extinción ondulatoria. Se pueden
observar maclas de deformación. La calcita en algunas muestras (CG–10, CG–11) se halla
recristalizada representado del 60 al 70% del total de calcita presente en la roca. El cuarzo se
encuentra en menor proporción que la calcita. Es común encontrarlo elongado en dirección de
la foliación principal S2. Las plagioclasas se encuentran formando estructuras esqueléticas por
procesos de fragmentación mecánica, y en ocasiones suelen mostrar inclusiones de micas,
maclas finas y extinción ondulatoria. Las micas se encuentran en forma de cristales
prismáticos, orientados en dirección a la foliación principal S2, presentando en la mayoría de las
muestras fracturación mecánica, plegamiento y en algunos casos una fuerte extinción
ondulatoria (figura a, b, c). La clorita se localiza entre los planos S2 rellenando pequeñas
oquedades ó en pressures fringes de cristales de hematíes. Las micas, además de la calcita, el
cuarzo y la clorita están relacionadas en estas rocas a la foliación principal S2.
Mármoles
La composición mineralógica de los mármoles está representada por los minerales calcita (50–
80%), cuarzo (2–10%), micas (1–20%), cloritas (1–10%), minerales metálicos (5–15%) y en
menor abundancia las plagioclasas (albita), epidota, zoisita y esfena (tabla 4.1). En estas rocas
la foliación S2 no está bien definida, presentando una textura granoblástica. El mineral calcita
se encuentra generalmente formando granos maclados y granos no maclados respectivamente.
También se puede encontrar pero en menor medida en forma de matriz recristalizada y
rellenando vetas tardías que cortan la roca perpendicular a la foliación principal S2 (SM–83,
SO–34). El cuarzo es subordinado al igual que en los esquistos carbonatados, pueden
aparecen pero en menor frecuencia cristales pequeños en franjas ó se comporta de forma dúctil
formando bandas de granos elongados en muy pocos casos. Las micas son poco abundantes
están muy deformadas definiendo una foliación S2 muy leve, presentando en la mayoría de los
casos plegamiento, extinción ondulatoria y fracturación mecánica. Las plagioclasas se
encuentran formando estructuras esqueléticas que pueden presentar maclado, inclusiones de
micas extinción ondulatoria y fracturación mecánica. Los minerales metálicos están
emplazados entre los planos de la foliación principal S2 y en cristales de hematíes muy bien
definidos, que en algunos casos se encuentran orientados. La clorita aparece casi siempre
entre los planos de la foliación S2.
28
Capítulo III: Metodología de la investigación.
CAPÍTULO III: METODOLOGÍA DE LA INVESTIGACIÓN
3.1 Revisión bibliográfica.
Para la realización del presente trabajo de diploma, en la primera etapa se realizó la revisión
bibliográfica de artículos, libros, tesis doctórales y de diplomas. Esta actividad nos permitió
obtener la información necesaria para ampliar los conocimentos del área de estudio.
3.2 Trabajo de campo.
3.2.1 Toma de muestras.
En el trabajo de campo se realizó la toma de muestras, en los perfiles geológicos Cafetal–
Gavilanes (CG), Sierrita–Ocujal (SO), Sierrita–Monforte (SM), Sierrita–Monforte2 (SM2) y
Guajímico–San José–Río Chiquito (GSR), con un total de 23 muestras (anexo 2.1 y 2.2). Estas
muestras fueron tomadas en el campo durante el desarrollo de la tesis doctoral de Ana Ibis
Despaigne en el área La Sierrita, macizo Escambray, Cuba Central. Las muestras seleccionadas
fueron metacarbonatadas, principalmente mármoles, esquistos carbonatados y milonitas
carbonatadas.
3.3 Preparación de las muestras.
La preparación de las secciones delgadas analizadas en el presente trabajo se efectuó en los
laboratorios de las Universidades de ¨Ernst Morritz¨, Greifswald, Alemania, y la Universidad de
Granada, España. Estas fueron preparadas y cortadas a 30 µ y por último prepulidas para ser
analizadas en el microscopio petrográfico.
3.4 Análisis de secciones delgadas.
En el trabajo de laboratorio se realizó el análisis de secciones delgadas en el microscopio
petrográfico de polarización estándar modelo “Carl Zeiss” con ocular 10 y distintos objetivos 4 x;
10 x; 40 x (figura 3.1). Esta actividad se efectuó en el laboratorio de Petrología, de la Facultad
de Geología –Mecánica de la Universidad de Pinar del Río.
Mediante este análisis se determinaron los diferentes tipos de maclas existentes en cada
sección delgada y los rangos de temperatura a las cuales se formaron las mismas. También se
determinarán los tipos de minerales presentes, por ciento de los mismos en las muestras, así
como texturas y asociaciones mineralógicas para la clasificación de las rocas. Además se
observaron las diferentes deformaciones producidas en los mismos y sus temperaturas
correspondientes. Finalmente se establecieron las temperaturas generales en las diferentes
29
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
muestras y se estableció el tipo de metamorfismo (facies) que sufrieron las rocas presentes en
el área de estudio.
Figura 3.1. Microscopio de polarización
estándar modelo “Carl Zeiss” con ocular
3.5 Determinación de tipos de maclas.
En la zona de estudio existen tres mantos principales, uno de metamorfismo de alta presión
(nappe Monfote) y dos en la facies de esquistos verdes (nappe La Sierrita y nappe Río Chiquito)
(Tabla 3.1). En el presente trabajo se establecieron los tipos de maclas de deformación
existentes por mantos siguiendo la siguiente metodología:
Las muestras de rocas se analizaron, clasificaron y separaron por mantos tectónicos (tabla 3.1).
Posteriormente se determinaron los tipos de maclas de deformación existentes en las rocas
metacarbonatadas en cada uno de los mantos a través de los diferentes perfiles realizados. Se
seleccionaron las maclas de deformación y se clasificaron según su tipo, así como también se
comparó el tipo de macla que predomina en las diferentes secciones delgadas ubicadas en los
referentes mantos.
30
Capítulo III: Metodología de la investigación.
No. de muestra
Manto
Cantidad de muestras
Monforte
5
G–101
La Sierrita
17
G–104
Río Chiquito
1
CG–11
CG–12
SM–83
G–81
G–83
CG–1
CG–2
CG–7
CG–7a
CG–10
SO–34
SO–35
SO–36a1
SO–36a2
SO–36a3
SO–40
SM–45b
SM–46
SM–49
G–84
G–85
Tabla 3.1: Cantidad de muestras por mantos.
31
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
3.6 Determinación de las temperaturas de deformación.
Posterior a la determinación de los tipos de maclas existentes en las secciones delgadas y las
deformaciones observadas en los diferentes minerales formadores de rocas, se establecieron
los rangos de temperaturas a los cuales se formaron las maclas y se deformaron los minerales
(figura 3.2). Donde se puede ultimar que al aumentar la complejidad de las maclas de calcita
aumenta el rango de temperatura a las cuales estas se formaron (Friedman et al., 1976,
Groshong et al., 1984; Ferrill, 1991; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009).
3.7 Procesamiento e interpretación de los datos.
Atendiendo al tipo de roca, tipos de maclas, las temperaturas de deformación de dichas maclas,
además de las deformaciones indentificadas en los minerales formadores de rocas con sus
temperaturas correspondientes, se interpretaron los datos obtenidos para establecer las
temperaturas a las que se deformaron las rocas metacarbonatadas. Para la complementación e
interpretación de los datos obtenidos se utilizaron los sofwares, corelDRAW 12 y Grapher 4.
3.8 Evolución tectonometamórfica.
La primera etapa de la investigación consistió en una revisión detallada de la bibliografía
relacionada con el tema. La segunda etapa radicó en el trabajo de campo por perfiles y la toma
de muestras durante el desarrollo de la tesis doctoral de Ana Ibis Despaigne, (2009). A
continuación de esta segunda etapa se realizó el trabajo de laboratorio que consistió en dos
estadíos fundamentales, uno de petrología con la clasificación de las rocas según la
composición mineralógica de las rocas, y el segundo estadío con el análisis microtectónico de
los tipos de maclas de calcita, y las deformaciones presentadas en los diferentaes minerales
formadores de rocas, en las secciones delgadas. Se complementó este trabajo con el análisis
de las temperaturas de deformación de las maclas y minerales. Por último se realizó la
interpretación y procesamiento de los datos obtenidos, incorporando la información recopilada
de la zona de estudio durante las diferentes etapas de la investigación, para finalmente
establecer un modelo de la evolución tectonometamórfica del área La Sierrita ubicada en el
macizo Escambray (figura 3.3).
32
Capítulo III: Metodología de la investigación.
Unidades Tectónicas
Facies de alta presión
Facies de los esquistos
verdes
Nappe Monforte
Nappe La Sierrita
Nappe Yaguanabo
Nappe Río Chiquito
Rocas Metacarbonatadas
Mármoles, esquistos carbonatados, milonitas
carbonatadas
Maclas de calcita y deformación en minerales formadores de rocas.
Determinación de las temperaturas de deformación.
Figura 3.2. Diagrama de determinación de los tipos de maclas por mantos y la determinación de las
temperaturas de deformación.
33
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Figura 3.3: Diagrama de flujo de la metodología utilizada en la presente investigación.
34
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
CAPÍTULO IV: ANÁLISIS DE LAS MACLAS DE CALCITA Y DEFORMACIONES EN
MINERALES FORMADORES DE ROCAS.
Las maclas de calcita han sido muy utilizadas en numerosos trabajos para la estimación de las
temperaturas de deformación a las cuales fueron expuestas las rocas metacarbonatadas
(Groshong et al., 1984; Burkhard, 1990; Ferril, 1991; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009).
El estudio de las maclas de calcita y las deformaciones en otros minerales como las micas,
plagioclasas y cuarzo nos pueden servir de ayuda para obtener los rangos de temperaturas a
los cuales fueron sometidas las rocas metacarbonatadas del área de estudio. Con el apoyo de
las investigaciones realizadas en La Sierrita y los resultados obtenidos en el presente trabajo
lograremos alcanzar un mayor conocimiento del área con el objetivo de apoyar ideas
propuestas por numerosos autores y exponer nuestros criterios para realizar la evolución
tectonometamórfica del área. A continuación se hará referencia a algunos dominios que se
deben tener en cuenta para el desarrollo del siguiente capítulo.
4.1 Origen de las maclas.
Existen numerosos minerales que bajo ciertas condiciones, tienden a crecer conjuntamente
formándose las denominadas maclas. La calcita es un mineral que se caracteriza por
desarrollar maclas en un amplio rango de temperaturas, desde condiciones normales a
temperatura ambiente hasta elevadas temperaturas. A continuación se abordarán algunos
aspectos de importancia para el desarrollo del presente capítulo.
Macla: Dos o más granos de minerales ó cristales que crecen conjuntamente de forma racional
y simétrica bajo determinadas condiciones. Estos crecimientos conjuntos y controlados
cristalográficamente se le pueden llamar también cristales gemelos. (Bloss, 1971; Buerger,
1945, 1956, 1971; Phillips, 1971; Dana, tercera edición).
Existen dos tipos de maclas: las maclas de contacto y las maclas de penetración. Las maclas
de contactos están unidas por una superficie definida que separa los dos cristales. Las maclas
de penetración están formadas por diferentes cristales interpenetrados unidos por una
superficie irregular. Si los planos son paralelos resulta una macla polisintética y si los planos no
son paralelos resulta una macla cíclica (Bloss, 1971; Buerger, 1945, 1956, 1971; Phillips, 1971;
Dana, tercera edición).
35
Capítulo IV: Análisis de las maclas de calcita y las deformaciones en los minerales formadores de rocas.
Las maclas de calcita según el mecanismo de formación (Buerger, 1945) se pueden dividir en:
Macla de crecimiento: Son el resultado de un emplazamiento de átomos o iones (o grupos)
sobre la parte exterior del cristal en crecimiento de tal forma que la distribución regular de la
estructura del cristal original se ve interrumpida. Las maclas de crecimiento reflejan, por tanto,
accidentes que tiene lugar durante el crecimiento libre (errores de nucleación) y puede
considerarse como macla primaria (Bloss, 1971; Buerger, 1945, 1956, 1971; Phillips, 1971;
Dana, tercera edición).
Macla de deformación: Ocurre en cristales que se deforman por la aplicación de una tensión
mecánica produciendo el deslizamiento de átomos a escala pequeña produciendo cristales
maclados. Pueden variar desde finas hasta gruesas, presentan bordes irregulares aserrados.
La principal característica de ellas es su forma de lensoide, curvas y las terminaciones en
puntas que no llegan al borde del grano. (Bloss, 1971; Buerger, 1945, 1956, 1971; Phillips,
1971; Dana, tercera edición).
4.1.2 Maclas de deformación en los metacarbonatos.
Se conocen cuatro grupos de maclas correspondientes a determinados rangos de temperaturas
asociadas con deformaciones tectónicas en los metacarbonatos, las cuales son: maclas de tipo
I, II, III y IV (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea,
2009).
Maclas de tipo I: Maclas finas y rectas, con una y hasta tres series de maclas. Sus espesores
son menores ó iguales a 1m. Estas maclas son distintivas de deformaciones ligeras en las
rocas a bajas temperaturas, pueden representar maclas tardías post–metamórficas ó post–
tectónicas. Las mismas se forman a temperaturas entre los 100–150C (figura 4.1a).
Maclas de tipo II: Maclas gruesas, rectas, con forma de lensoide hacia el borde del grano. Sus
espesores son mayores de 1m. Estas maclas son propias de deformaciones fuertes y su grano
se observa completamente maclado, pueden ser sinmetamórficas ó postmetamórficas. El rango
de temperatura de formación de dichas maclas oscila entre 150–250C (figura 4.1b).
Maclas de tipo III: Maclas curvas, donde aparecen un maclado secundario dentro de las maclas,
donde los granos están completamente maclados. Los espesores varían entre 1–5m y
mayores. Estas maclas representan grandes deformaciones producidas por mecanismos de
deformación intracristalina a través de los planos de maclas y representan maclas
36
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
sinmetamórficas. Las temperaturas a las cuales se forman oscilan entre los 200–300C (figura
4.1c).
Maclas de tipo IV: Maclas gruesas con bordes aserrados y saturados donde se manifiestan
trazos de pequeños granos. Estas maclas son propias de deformaciones grandes y responden
a procesos de recristalización dinámica a través de migración de borde del grano, pueden ser
pre ó sinmetamórficas. Se forman a temperaturas mayores de 250C (figura 4.1d).
Figura 4.1: Maclas de deformación en el mineral calcita; a-Maclas de tipo I finas y rectas; b-Maclas de tipo II gruesas
. ; c-Maclas de tipo III curvas, en ocasiones muestran un maclado secundario; d-Maclas de tipo IV gruesas con bordes
aserrados (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993; Despaigne-Díaz y Cáceres-Govea, 2009).
A temperaturas inferiores a los 200C los granos de calcita se caracterizan por desarrollar un
maclado intenso (denso) producto del estrés y a temperaturas superiores a los 200C
comienzan la extensión (grosor) de sus maclas (Ferrill, 1991; Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz
y Cáceres–Govea).
4.2 Tipos de maclas identificadas en los perfiles geológicos.
En el presente trabajo se estudiaron muestras por perfiles analizando los tipos de maclas y las
temperaturas a las cuales estas se formaron.
Perfil Cafetal–Gavilanes
En el perfil Cafetal–Gavilanes en la mayoría de las muestras metacarbonatadas, la calcita se
encuentra elongada en dirección de la foliación principal S2. Los granos de calcita maclados
presentan un set de maclas (tabla 4.1). La calcita maclada prevalece sobre la no maclada con
excepción de las muestras CG–7a, CG–10, CG–11 donde la calcita se halla recristalizada o
formando granos no maclados en la mayoría de los casos (tabla 4.1 y 4.2). Las maclas que
predominan en estas muestras son las de tipo II (40–60%) y tipo III curvas (10–30%), siendo
menos abundantes las de tipo I (5–20%) y los granos no maclados no llegan a sobrepasar el
15% (figura 4.2a, b y tabla 4.1 y 4.2).
37
Capítulo IV: Análisis de las maclas de calcita y las deformaciones en los minerales formadores de rocas.
a
b
Figura 4.2: Granos de calcita maclados; a-Maclas de tipo I con dos sets.Muestra CG-1; b-Maclas de tipo II con dos
sets y combinaciones de maclas de tipo II con tipo I, predominando las últimas. Muestra CG-2.
Las combinaciones de maclas que existen son las de tipo II cruzadas por maclas de tipo I (2–
15%) predominando las últimas (figura 4.2b), y las maclas de tipo III interceptadas por tipo I,
dominando las maclas de tipo I (2–6%), aunque también pueden existir granos con maclas de
tipo III combinadas con tipo II (figura 4.3a, b y tabla 4.3). La vetas tardías rellenas de calcita, no
son muy representativas existiendo solo en la muestra CG–12 perteneciente al nappe Monforte.
Esta muestra se describirá en epígrafes posteriores por las características específicas que
presenta la misma. Las temperaturas que proporcionaron las maclas de calcita oscilan en el
rango de los 100–300C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y
Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.1 y tabla 4.4, 4.5).
.
a
b
Figura 4.3: Granos con maclas combinadas; a-Maclas de tipo III curvas con tipo I más finas, predominando las
últimas (muestra CG-7); b-Maclas de tipo III curvas interseptadas por maclas de tipo II (muestra CG-2).
4.2.2 Perfil Sierrita–Ocujal.
a
38
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
En este perfil el 95% de la calcita que se halla en estas muestras está maclada, con excepción
de las milonitas carbonadas (tabla 4.1). Predominan los granos con un set de maclas sobre los
que presentan dos sets de maclas (tabla 4.1). Las maclas que prevalecen en este perfil son de
tipo II (figura 4.2b) menos las muestras SO–36a1, SO–36a2, SO–36 a3, SO–40, donde dominan
las maclas de tipo III y tipo IV (figura 4.4 y tabla 4.1). Estas muestras se especificarán en
epígrafes posteriores. En el caso de los mármoles aparecen un por ciento considerable (8–9%)
de maclas de tipo I que interceptan a las maclas de tipo II, predominado las primeras (figura
4.2b y tabla 4.3). La calcita que no se encuentra maclada, está recristalizada y no llega a
sobrepasar el 20% (tabla 4.2). Cuatro de las muestras presentes en este perfil (SO–34, SO–
36a1, SO–36a2, SO–36a3) contienen vetas tardías posteriores a la foliación principal S2. Las
características de estas vetas se abordarán en epígrafes posteriores. Las temperaturas que
mostraron las maclas de calcita fluctúan entre los 150–300C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991,
Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.2 y tabla 4.4 y 4.5).
a
a
b
Figura 4.4: Maclas de calcita; a-Maclas de tipo III (maclado secundario, maclas dentro de maclas); b-Grano de
calcita con maclas de tipo IV que presentan dos sets. Observe los bordes aserrados de las maclas producto de la
migración del borde de grano. Muestra SO-36 a3.
Perfil Sierrita–Monforte
En el perfil Sierrita–Monforte la mayoría de los granos de calcita se encuentran maclados y los
no maclados, no son representativos con excepción de la muestra SM–49 que contiene un 20%
(tabla 4.1 y 4.2). Predominan los granos con dos sets de maclas sobre los que presentan un set
(tabla 4.1). Las maclas de deformación en la calcita que predominan en estas rocas son las de
tipo II y tipo I (figura 4.2a y b) siendo menos abundantes las maclas de tipo III curvas, maclas de
tipo IV (figura 4.4b) y los granos no maclados (tabla 4.1 y 4.2). Las combinaciones de maclas
que son más comunes son las maclas de tipo II con tipo I predominado las últimas (figura 4.2b y
tabla 4.3). Las muestras que pertenecen a este perfil no muestran vetas tardías. Las
39
Capítulo IV: Análisis de las maclas de calcita y las deformaciones en los minerales formadores de rocas.
temperaturas a las que se formaron la gran mayoría de las maclas presentes en este perfil
están en el rango de los 150–300C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993; Despaigne–
Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.3 y tabla 4.4 y 4.5).
Perfil Sierrita–Monforte2
Los granos de calcita maclados con un set de maclas predominan sobre los no maclados que
representan el 15% del total de la calcita que aparece en esta muestra (G–83) (tabla 4.1 y 4.2).
Las maclas que dominan son las de tipo II (60%), siendo menos abundantes las de tipo I y tipo
III curvas (figura 4.2a, b y tabla 4.1). También existen granos con maclas de tipo II que son
cruzadas por maclas de tipo I (figura 4.2b y tabla 4.3) predominando las últimas (7%). No
existen vetas tardías en esta muestra. Las maclas de calcita presentes revelan temperaturas
que oscilan entre los 200–250C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz
y Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.4 y tabla 4.4, 4.5).
Perfil Guajímico–San José–Río Chiquito
En este perfil (anexo 2.6) los granos de calcita maclados con dos sets predominan sobre los
granos no maclados que no llegan a sobrepasar el 20% del total de la calcita presente en estas
muestras. La calcita en la mayoría de las muestras se halla elongada en dirección de la
foliación principal S2 (figura 4.5). Las maclas de calcita que predominan son las de tipo II (25–
50%) y tipo I (10–30%) con excepción de las muestras G–101 y G–81, donde predominan las
de tipo III y tipo II respectivamente (tabla 4.1). Las maclas de tipo III, IV y los granos no
maclados no llegan a sobrepasar el 15% siendo los menos abundantes en estas rocas. Existen
también granos con maclas de tipo I que cruzan maclas de tipo II (4–7%) predominando las
primeras (figura 4.2b y tabla 4.3). Las que muestran vetas tardías son la G–81, G–83 y G–85
que responden a dos estadíos diferentes. Las temperaturas en estas muestras que mostraron
las maclas de calcita fluctúan de los 150–300C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993;
Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.5 y tabla 4.4 y 4.5).
40
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
S2
Figura 4.5: Calcita elongada en dirección de la foliación
principal S2. Muestra G-85.
4.3 Vetas tardías.
Existen nueve muestras (G–81, G–83, SM–83, SO–34, SO–36a3 y CG–12) que presentan vetas
tardías posteriores a la formación de S2 con excepción de la muestra (SO–36a1 y SO–36a2)
(tabla 4.7). Estas vetas se dividen en tres estadíos según su posible formación: Las vetas más
antiguas presentan en su gran mayoría maclas de tipo III y tipo IV (SO–36a1 y a2). Las maclas
que predominan tienen tanto uno o como dos sets, manifestando temperaturas entre los 200–
300C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009).
Las vetas donde predominan las maclas de tipo II y los granos no maclados (CG–12, SO–34,
SO–36a3, G–81, G–83) revelan temperaturas entre los 200–250C (figura 4.6a) (Weiss, 1954;
Ferrill, 1991, Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009), considerándolas
posteriores a las vetas que presentan maclas de tipo III y maclas de tipo IV (tabla 4.7). Estas
muestras (CG–12, SO–34, SO–36a3, G–81, G–83) poseen en menor proporción en sus vetas,
granos con maclas de tipo II cruzadas por tipo I. Se destacan en dichas vetas los granos
maclados con un set de maclas aunque pueden existir dos sets en menor proporción. Las vetas
más jóvenes (G–85 y CG–12) se caracterizan por ser finas y estar rellenas con calcita
recristalizada (figura 4.6b), sin aportar un rango de temperaturas, demostrando con su
presencia que las deformaciones siguieron en un nivel superior con una disminución paulatina
de las temperaturas.
41
Capítulo IV: Análisis de las maclas de calcita y las deformaciones en los minerales formadores de rocas.
Dirección de la
Dirección
de la
veta
veta
S2
S2
b
a
a
b
Figura 4.6: Vetas de calcita en las rocas metacarbonatadas; a-Veta de calcita con maclas de tipo II y granos no
maclados que se encuentran perpendicular a la foliación principal S2; b- Veta de calcita recristalizada.
4.4 Mecanismos de deformación en minerales formadores de rocas.
Los minerales bajo ciertas condiciones de estrés tienden a deformarse, es decir sufren
transformaciones en sus redes cristalinas que se reflejan en las partes externas del cristal. Para
la comprensión del presente epígrafe es necesario aclarar algunos términos que se utilizarán en
el texto.
Porfiroblastos: Son cristales relativamente largos en una matriz granulada fina. Se forman por el
crecimiento de cristales específicos mientras que los cristales de la matriz no crecen con la
misma extensión (Passchier y Trouw, 1998).
Porfiroclastos: Se forman por la disminución del tamaño del grano en la matriz. Son típicos de
milonitas y cataclasitas. Forman estructuras relícticas de una textura original más granulada.
Los minerales comunes que forman los porfiroclastos son feldespatos, granates, piroxenos y
horblenda (Passchier y Trouw, 1998).
Franjas de presión (Pressure fringes): Los strain fringes también son conocidos como pressure
fringes y son objetos rígidos (pirita, hematite) en un flujo coaxial o no coaxial que causa
perturbaciones de los patrones de flujo y estrés. En caso de bajas temperaturas de deformación
y alta presión de fluidos puede ocurrir un aumento de la presión solución adyacente a los
objetos rígidos formando nuevos materiales cristalinos fibrosos creando los pressure fringes.
Estos aportan información de la historia del flujo y la deformación de la forma externa e interna y
son usados por lo tanto como indicadores cinemáticos (Passchier y Trouw, 1998). Usualmente
los minerales que lo forman son el cuarzo calcita y clorita (MÜgge, 1930; Willians 1972;
Passchier y Trouw, 1998).
42
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
A continuación se dará una breve explicación de algunos de los mecanismos.de deformación
intracristalinas que pueden presentar los minerales formadores de rocas.
Presión solución: La presión de las soluciones se localizan donde los granos están en contacto
a lo largo de las superficies con un ángulo grande y donde el estrés del grano es alto. La
solubilidad del cristal al estar expuesta a un alto estrés es relativamente baja provocando que
se compacten los puntos de contactos entre ellos y el material que se redeposita va hacia los
espacios de los adyacentes. Los planos en los cuales la presión de las soluciones tiene un gran
efecto, comúnmente son ricos en material micáceo y ópalo, puede ser visible también en la
presencia de granos nuevos, venas fibrosas rellenas e intercrecimientos fibrosos de granos
(Wheeler, 1987; Knipe, 1989; Passchier y Trouw, 1998).
Deformación intracristalina: La forma de un cristal puede ser cambiada cuando el mismo es
sometido a un estrés, esto solo puede ser producido por un cambio en las posiciones relativas
de las moléculas ó átomos. Una de las evidencias que ocurren a gran escala como
consecuencia de las dislocaciones es la extinción ondulatoria, aunque también se pueden
presentar pequeñas fracturas invisibles microscópicamente (microkinks). Ocurre en pequeños y
aisladas estructuras del cuarzo y feldespato (Tullis y Yund, 1987; Passchier y Trouw, 1998).
Algunos minerales como la calcita también pueden mostrar deformación de maclado (Hirth y
Tullis, 1992; Passchier y Trouw, 1998).
Migración del borde de grano: Es un proceso que reduce la energía libre interna de los cristales
que presentan una alta densidad de dislocación en las rocas. Los átomos ubicados en el límite
del grano que presenta mayor densidad de dislocación son desplazados ligeramente hacia el
cristal con baja densidad de dislocación. Como resultado los límites del grano con mayor
densidad de dislocación son desplazados y el cristal menos deformado crece en las cercanías
de su vecino más deformado formando nuevos cristales (Goottstein y Mecking, 1985; Urai et al.,
1986; Drury y Urai, 1990; Passchier y Trouw, 1998).
Recristalización dinámica: Se caracteriza por presentar texturas recristalizadas, parcial y
completamente. En la textura recristalizada parcial se distingue por una distribución del tamaño
del grano bimodal con pequeños granos agregados entre granos grandes con extinción
ondulatoria; muchos de los pequeños granos son formados por la recristalización dinámica y su
tamaño uniforme se debe a la deformación y recristalización de un estrés diferencial específico
(Urai, 1983; Jessell, 1986, 1987; Tullis et al., 1990; Passchier y Trouw, 1998).
43
Capítulo IV: Análisis de las maclas de calcita y las deformaciones en los minerales formadores de rocas.
4.4.1 Deformaciones intracristalinas en minerales formadores de rocas.
Existen minerales que de acuerdo a su comportamiento (frágil o dúctil) nos indican las
condiciones de temperatura a la cual estuvieron expuestos. Algunos de estos minerales que
nos revelan las temperaturas de deformación de las rocas son: el cuarzo, plagioclasas, micas y
anfíboles (Passchier y Trouw, 1998). Debido al escaso porcentaje de los anfíboles en las
muestras analizadas no se tendrá en cuenta las deformaciones presentes en estos minerales.
El cuarzo (Qtz): La presión solución es muy importante, especialmente a bajas temperaturas
(Linker y Kirby, 1981; Linker et al., 1984; Hobbs, 1985; Passchier y Trouw, 1998). A condiciones
de muy bajo grado de temperaturas inferiores a los 300C se puede observar fracturación
mecánica, presión solución, extinción ondulatoria y redeposición de este mineral en venas.
Entre los 300C y 400C el cuarzo presenta extinción ondulatoria en bandas y lamelas de
deformación. De los 400C a los 700C presenta estructuras de recristalización dinámica (Den
Brok, 1992; Hirth y Tullis 1992; Passchier y Trouw, 1998).
Las plagioclasas (Plg): Se ha mostrado que las deformaciones del feldespato dependen
fuertemente de las condiciones metamórficas (Tullis y Yund, 1980, 1985, 1987; Hanmer, 1982;
Tullis, 1983; Dell´ Angelo y Tullis, 1989; Tullis et al., 1990; Tullis y Yund, 1991; Pryer 1993;
Passchier y Trouw, 1998). A un bajo grado de metamorfismo por debajo de 300C las
plagioclasas se deforman principalmente por procesos de fracturación mecánica, plegamiento,
extinción ondulatoria y flujo cataclástico. Los fragmentos de granos muestran una fuerte
deformación presentando planos de clivaje y maclas (Seifert, 1964; Vernon 1965; Borg y Heard,
1969, 1970; Lawrence, 1970; Kronenberg y Shelton, 1980; Passchier, 1982 ; Jensen y Starkey,
1985; Passchier y Trouw, 1998). A temperaturas entre los 300 y los 400C los feldespatos
pueden deformarse por fracturas internas pero esta asistido por dislocaciones menores,
presentado en la mayoría de los casos maclas de deformación curvas y deformación en
bandas. Se encuentran de forma aislada los kink bands y los porfiroclastos de nappes están
ausentes al igual que las texturas mirmekíticas y pertíticas (Pryer, 1993; Passchier y Trouw,
1998). Los procesos de deformación que pueden presentar entre 400–500C son
principalmente la recristalización en especial hacia el borde del grano y al mismo tiempo están
presentes los porfiroclastos de nappes en microzonas de shear (Borges y White, 1980; Gapais,
1989; Gates y Glover, 1989; Tullis y Yund, 1991; Passchier y Trouw, 1998). A temperaturas
mayores de los 500C los porfiroclastos de nappes no son muy abundantes y están ausentes
las texturas mirmekíticas y pertíticas (Montardi y Mainprice, 1987; Ji y Mainprice, 1988;
Dornbush et al, 1994; Ullemer et al, 1994; Passchier y Trouw, 1998).
44
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Las micas (Ms): a temperaturas mayores de 250C pueden presentar fracturación mecánica,
plegamiento, extinción ondulatoria, presión solución y kink bands (Wilson, 1980; Lister y Snoke,
1984; Bell et al., 1986; Passchier y Trouw, 1998).
4.5 Análisis de las temperaturas de deformación en los minerales formadores de rocas.
Las asociaciones mineralógicas que muestran las rocas metacarbonatas analizadas en el área
de estudio poseen un contenido similar (calcita, cuarzo, micas, clorita, óxidos y plagioclasas).
Donde las deformaciones producidas en los minerales acompañantes de la calcita revelaron
rangos de temperaturas a las que estuvieron expuestas estas rocas.
4.5.1 Análisis de las temperaturas de deformación en los minerales formadores de rocas
por perfiles.
Perfil Cafetal–Gavilanes
En este perfil prevalecen los esquistos carbonatados sobre los mármoles y la textura que
predomina es la foliada (tabla 4.3). La composición mineralógica que esta asociada a estas
rocas en orden de abundancia es: La calcita (35–80%), cuarzo (5–25%), micas (5–20%), óxidos
(5–15%), clorita (2–15%), plagioclasas (3–7%), y en menor proporción esfena, zoisita y
actinolita (tabla 4.1).
El cuarzo en todos los casos (CG–1, CG–2, CG–7, CG–7a, CG–10, CG–11, CG–12) muestra
extinción ondulatoria y en menor medida fracturas, recristalización y granos elongados en
dirección de la foliación principal S2 (figura 4.7a y tabla 4.6) .Las temperaturas que manifestaron
estas deformaciones son menores 300C (Den Brok, 1992; Hirth y Tullis 1992; Passchier y
Trouw, 1998) (anexo 4.1). Las micas se presentan en forma de cristales prismáticos alargados,
fracturados y plegados con una fuerte extinción ondulatoria (figura 4.7b y tabla 4.6) dando
temperaturas mayores de 250C (Wilson, 1980; Lister y Snoke, 1984; Bell et al., 1986;
Passchier y Trouw, 1998) (anexo 4.1). En las muestras donde están presentes las plagioclasas
se caracterizan por mostrar una estructura esquelética en la mayoría de los casos con
inclusiones de micas y extinción ondulatoria (figura 4.8) mostrando temperaturas menores
300C (Seifert, 1964; Vernon 1965; Borg y Heard, 1969, 1970; Lawrence, 1970; Kronenberg y
Shelton, 1980; Passchier, 1982; Jensen y Starkey, 1985; Passchier y Trouw, 1998) (anexo 4.1 y
tabla 4.5). Los mecanismos de deformación que se observan son la presión solución
representados por los minerales clorita y micas (5–10%) y la recristalización dinámica (tabla 4.7)
por el cuarzo (5–15%).
45
Capítulo IV: Análisis de las maclas de calcita y las deformaciones en los minerales formadores de rocas.
a
b
Figura 4.7: Deformaciones presentes en los minerales acompañantes de la calcita; a-Cuarzo recristalizado
elongado en dirección de la foliación principal S2; b- Plegamiento de las micas con una fuerte extinción
ondulatoria.
Perfil Sierrita–Ocujal
a
b
En este perfi se analizaron seis muestras metacarbonatadas (SO–34, SO–35, SO.36a1, SO–
36a2, SO–36a3, SO–40) de las cuales dos son esquistos (SO.36a1, SO–36a3), dos son b
mármoles (SO–34, SO–35) y dos son milonitas carbonatas (SO–36a2, SO–40). Los esquistos
carbonatados como su nombre lo indica están formados principalmente por calcita y en menor
proporción por cuarzo, micas y óxidos (tabla 4.1). Los minerales se encuentran orientados
según la dirección de la foliación principal S2 presentando una textura foliada. Los mármoles se
diferencian de los esquistos por poseer un mayor contenido de calcita y una textura
granoblástica (tabla 4.1 y 4.3). También se presentan esporádicamente minerales como el
cuarzo, micas, cloritas y minerales metálicos (tabla 4.1). Las milonitas carbonatadas se
caracterizan por contener más del 40% de calcita recristalizada y la asociación mineralógica
que aparece en estas rocas son calcita, cuarzo, micas, clorita, óxidos y plagioclasas (albita)
(anexo 4.1 y 4.2).
Los minerales acompañantes como el cuarzo en la mayoría de los casos (SO–34 y SO–35)
tienen extinción ondulatoria y fracturas, dando temperaturas menores de 300C (Den Brok,
1992; Hirth y Tullis 1992; Passchier y Trouw, 1998) (anexo 4.2 y tabla 4.6). Las micas presentan
fragmentación mecánica, plegamiento y extinción ondulatoria mostrando temperaturas mayores
250C (Wilson, 1980; Lister y Snoke, 1984; Bell et al., 1986; Passchier y Trouw, 1998) (anexo
4.2 y tabla 4.6). En este perfil existe solo una muestra que contienes plagioclasas mostrando
fracturación mecánica e inclusiones de micas (figura 4.8 y tabla 4.5), aportando temperaturas
menores de 300C (Seifert, 1964; Vernon 1965; Borg y Heard, 1969, 1970; Lawrence, 1970;
46
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Kronenberg y Shelton, 1980; Passchier, 1982 ; Jensen y Starkey, 1985; Passchier y Trouw,
1998). Los mecanismos de deformación intracristalinos que se pueden presenciar en estas
rocas son la presión solución para los mármoles (3–5%) por los minerales clorita y micas (tabla
4.7).
Plg
Figura 4.8: Porfiroblasto de plagioclasa (estructuras
esqueléticas) y micas con fracturación mecánica.
Perfil Sierrita–Monforte
En el perfil Sierrita–Monforte se tomaron un total de tres muestras (SM–45b, SM–46, SM–49)
clasificadas como esquistos carbonatados con texturas foliadas (tabla 4.3). La asociación
mineralógica que presenta según en el orden de abundancia es la calcita (40–60%), cuarzo
(18–30%), micas (6–15%), plagioclasa (5–20%), óxidos (5–15%), clorita (5–12%) (tabla 4.1).
Las deformaciones intracristalinas que presentan estas muestras en el cuarzo son la extinción
ondulatoria y las fracturas (tabla 4.6) manifestando temperaturas menores de 300C (Den Brok,
1992; Hirth y Tullis 1992; Passchier y Trouw, 1998) (anexo 4.3). Las micas muestran
plegamiento, fracturación mecánica y extinción ondulatoria (tabla
4.6) manifestando
temperaturas mayores de 250C (Wilson, 1980; Lister y Snoke, 1984; Bell et al., 1986;
Passchier y Trouw, 1998) (anexo 4.3). Las muestras que contienen plagioclasas (SM–45b, SM–
46) se encuentran formando estructuras esqueléticas además de presentar, maclado, extinción
ondulatoria, inclusiones de micas (tabla 4.5) y en ocasiones la calcita aparece sustituyéndola
(figura 4.9). Las temperaturas que arrojaron las deformaciones en este mineral son menores de
300C (Seifert, 1964; Vernon 1965; Borg y Heard, 1969, 1970; Lawrence, 1970; Kronenberg y
Shelton, 1980; Passchier, 1982; Jensen y Starkey, 1985; Passchier y Trouw, 1998) (anexo 4.3).
Los mecanismos de deformación que dominan en estas rocas es la presión solución
47
Capítulo IV: Análisis de las maclas de calcita y las deformaciones en los minerales formadores de rocas.
representados por los minerales clorita y micas oscilando entre un 5–15%, la migración del
borde del grano y la recristación dinámica en la calcita en la muestra SM–49 con un 18% (tabla
4.7).
Plg
calcita
tardía
Figura 4.9: Plagioclasa fracturada sustituida por
calcita. Muestra SM-46.
Perfil Sierrita–Monforte2
Este perfil solo esta representado por una muestra metacarbonatada clasificada como mármol
(SM–83) con textura granoblástica (tabla 4.3). La composición mineralógica de la misma es la
siguiente: Cc–60%; Ms–15%; Qtz–10%; Mat.C–10%; Cl–1%; Ox–4% (tabla 4.1). Los
mecanismos de deformación intracristalinas están representados por el cuarzo que muestra
extinción ondulatoria dando temperaturas menores de 300C (Den Brok, 1992; Hirth y Tullis
1992; Passchier y Trouw, 1998) y las micas presentan fracturación mecánica y plegamiento
mostrando temperaturas mayores 250C (Wilson, 1980; Lister y Snoke, 1984; Bell et al., 1986;
Passchier y Trouw, 1998) (figura 4.10a, anexo 4.4 y tabla 4.6). Las plagioclasas están ausentes
en la muestra G–83 que pertenece a este perfil. El mecanismo de deformación intracristalina
que se muestra es la presión solución por las micas que se encuentran rellenando oquedades
entre los planos S2 con un 7% (figura 4.10b).
48
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
a
b
Figura 4.10: Deformaciones en los minerales formadores de rocas; a- Moscovita plegada. Muestra G-81.; bMecanismo de deformación intracristalina (presión solución). Note la fuerte extinción ondulatoria del cristal de mica en
el centro. Muestra SM-83.
Perfil Guajímico–San José–Río Chiquito
a predominan los esquistos carbonatados con unab
En el perfil Guajímico –San José–Río Chiquito
textura foliada y en menos proporción los mármoles representados solo por dos muestras (tabla
4.3). La composición mineralógica de estas rocas son principalmente: calcita (50–70%), cuarzo
(5–20%), micas (5–20%), óxidos (5–20%) y clorita (2–10%) (tabla 4.1).
El cuarzo en todos las muestras (CG–1, CG–2, CG–7, CG–7a, CG–10, CG–11, CG–12),
manifiesta extinción ondulatoria y en algunos casos fracturas mostrando temperaturas menores
de 300C (Den Brok, 1992; Hirth y Tullis 1992; Passchier y Trouw, 1998) (anexo 4.5). Las micas
presentan fracturación mecánica, plegamiento y extinción ondulatoria, proporcionando
temperaturas mayores de 250C (Wilson, 1980; Lister y Snoke, 1984; Bell et al., 1986;
Passchier y Trouw, 1998) (anexo 4.5 y tabla 4.6). Los mecanismos de deformación
intracristalinos presentes en estas muestras son: presión solución representados por las micas
y la clorita con 5–10%; la recristalización dinámica lo muestran los minerales calcita y cuarzo
(G–83, G–85) que oscila entre un 10–20% y la migración del borde del grano representado por
el mineral calcita con un 20% en la muestra G–85 (tabla 4.7).
4.5.2 Análisis de temperaturas de deformación en los diferentes nappes.
Las maclas de deformación de la calcita así como también los minerales formadores de rocas
brindaron información sobre las temperaturas a las cuales se deformaron las rocas analizadas.
A continuación se resume por nappes, la información obtenida de la combinación de ambos
métodos.
49
Capítulo IV: Análisis de las maclas de calcita y las deformaciones en los minerales formadores de rocas.
Nappe Monforte
Las muestras que se analizaron en el nappe Monforte fueron la CG–12, SM–83 y G–81
predominando las maclas de tipo II y tipo III, además de presentar maclas de tipo I y granos no
maclados en menor proporción. Las temperaturas que proyectaron las maclas en los granos de
calcita están en el rango de los 200 a 300C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993;
Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.1, 4.4 y 4.5). La existencia de vetas tardías
paralelas y perpendiculares a la foliación principal S2 nos demuestra que las venas se formaron
posteriores a S2 probablemente relacionadas a la fase D3. Los granos de las vetas dan
temperaturas en el rango de 100 a 250C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993;
Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009). En el caso de la muestra CG–12 presenta una veta
fina rellena con calcita recristalizada perpendicular a la foliación principal S2 que nos indica que
las mismas son posteriores a las vetas que presentan maclas de tipo I y de tipo II.
Las deformaciones intracristalinas observadas en los diferentes minerales formadores de rocas
nos revelan temperaturas menores de 300C (anexo 4.1, 4.4 y 4.5). Los mecanismos de
deformación que se manifiestan en estas rocas es la recristalización dinámica por el cuarzo y la
calcita; la presión solución por las micas y la clorita; la migración del borde del grano en el
mineral calcita, donde pueden llegar en algunas muestras hasta un 20%.
Nappe Río Chiquito
El nappe Río Chiquito solo está representado por la muestra G–101, predominando las maclas
de tipo II y tipo III siendo las últimas las más abundantes. Las maclas de tipo I y los granos no
maclados son los menos abundantes representando el 25% del total de granos de calcita de la
muestra. Las temperaturas que revelaron las maclas presentes en este nappe oscilan en el
rango de los 200–300C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y
Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.5). Los granos que presentan dos sets de maclas prevalecen
sobre los granos que muestran un set de macla.
Las deformaciones intracristalinas observadas en los diferentes minerales formadores de rocas
nos revelan temperaturas menores de 300C (anexo 4.5). El mecanismo de deformación que se
presentan en estas rocas es la presión solución la presión solución presentando solo un 5% por
las micas presentando solo un 5%.
Nappe La Sierrita
En las muestras (CG–1, CG–2, CG–7, CG–7a, CG–10, CG–11, SO–34, SO–35, SO–36a1, SO–
36a2, SO–36a3, SO–40, SM–45b, SM–46, SM–49, G–83, G–84, G–85, G–104) estudiadas en el
50
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
nappe La Sierrita, las maclas que prevalecen son las de tipo II y tipo I principalmente, dando
temperaturas que oscilan desde los 150–250C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993;
Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.1, 4.2, 4.3 y 4.5). Las maclas de tipo III y los
granos no maclados son pocos abundantes, además de existir maclas de tipo IV en áreas muy
locales. En los granos con maclas de tipo IV los bordes de las maclas son muy irregulares lo
que evidencia un proceso de migración del borde del grano y recristalización dinámica (Weiss,
1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009). Este nappe se
destaca por presentar en los granos de calcita un solo set de macla con excepción de las
muestras G–84 y G–85 que predominan tanto los granos con un set de maclas como con dos
sets de maclas.
Existen algunas muestras (SM–46, CG–7, CG–7a, SO–40) en este nappe que difieren en
cuanto al predominio de maclas de tipo II y tipo I, prevaleciendo las maclas de tipo III y de tipo II
dando temperaturas de 200–300C (Weiss, 1954; Ferril, 1991; Burkhard, 1993; Despaigne–
Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.1, 4.2 y 4.3). La presencia de granos no maclados y
maclas de tipo I son menos abundantes. Para las muestras CG–7 y CG–7a predominan tanto
los granos con un set de macla como los granos con dos sets y en la muestra SM–46
predominan los granos con dos sets de maclas. Se puede presenciar aunque en un menor por
ciento maclas de tipo III con tipo I predominando las últimas y los granos con maclas de tipo I
cortantes con tipo II predominando las primeras (tabla 4.3). La muestra SO–40 está compuesta
en su gran mayoría por calcita recristalizada y escasos granos con maclas de tipo III curvas de
un solo set, ofreciendo temperaturas de 200–300C (Weiss, 1954; Ferril, 1991; Burkhard,
1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (tabla 4.1 y 4.5), donde al parecer estos
granos se formaron antes de la milonitización (recristalización).
Las temperaturas que arrojaron las deformaciones intracristalinas presentes el cuarzo en la
mayoría de las muestras son menores de 300C (Linker y Kirby, 1981; Linker et al., 1984;
Hobbs, 1985) (anexo 4.1, 4.2, 4.3 y 4.5). La moscovita presenta plegamiento, fracturación
mecánica y extinción ondulatoria la cual revela temperaturas mayores de 250C (Wilson, 1980;
Lister y Snoke, 1984; Bell et al., 1986) (anexo 4.1, 4.2, 4.3 y 4.5). Las plagioclasas solo están
presentes en algunas muestras (SM–46, CG–10, CG–2, CG–7a y G–104), no presentando una
dirección preferencial. Todas las deformaciones intracristalinas analizadas brindan temperaturas
menores de 300C (Seifert, 1964; Vernon 1965; Borg y Heard, 1969, 1970; Lawrence, 1970;
Kronenberg y Shelton, 1980; Passchier, 1982; Jensen y Starkey, 1985) (anexo 4.1, 4.3 y 4.5).
51
Capítulo IV: Análisis de las maclas de calcita y las deformaciones en los minerales formadores de rocas.
Los mecanismos de deformación que se encuentran presentes en este nappe son
principalmente la presión solución con un 3–20% y la recristalización de la calcita con un 5–
70%. Los minerales que evidencian el mecanismo de presión solución son las micas y la clorita,
donde en ocasiones pueden estar acompañados de minerales metálicos.
4.6 Muestras anómalas.
En la muestra CG–12 perteneciente al nappe Monforte predominan las maclas de tipo II y tipo
III curvas con un set, manifestando temperaturas entre los 200–300C (Weiss, 1954; Ferril,
1991; Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.1y tabla 4.5). En el
caso de las maclas de tipo II predominan los granos que presentan dos sets de maclas sobre
los que presentan un set. Los granos no maclados, las maclas de tipo I y las de tipo II
interceptadas por tipo I, son las menos abundantes. En la misma existen, vetas tardías que se
hallan cortando la foliación principal S2 con un predomino de granos de gran tamaño con
maclas de tipo II, aportando temperaturas en el rango de 100–250C (Weiss, 1954; Ferril,
1991; Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres Govea, 2009).Existe una veta fina que corta
la roca, perpendicular a la foliación S2 que al parecer son posteriores a las anteriormente
descritas pues la calcita que se encuentra rellenado estas veta está recristalizada.
En la muestra SO–36a1, SO–36a3, pertenecientes al nappe La Sierrita son predominantes las
maclas de tipo III y IV dando temperaturas de 200–300C (Weiss, 1954; Ferril, 1991; Burkhard,
1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.2). Las maclas de tipo II y los granos
no maclados no son muy significativos. En el caso de la muestra SO–36a2 el 80% de la calcita
se encuentra recristalizada presentando un 60% de porfiroclastos de calcita y hematíes
considerándose una protomilonita (figura 4.11a). Los cristales de hematíes en esta muestra se
comportan como cuerpos rígidos mostrando en algunos casos pressure fringes con el mineral
clorita en sus colas. Esta muestra presenta escasos granos maclados con maclas de tipo III
curvas con dos sets, en la mayoría de los casos, mostrando temperaturas de 200–300C
(Weiss, 1954; Ferril, 1991; Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (anexo
4.2).
52
b
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Porfiroclastos
de calcita
Figura 4.11: Muestra SO-36a2; a- matriz de la roca
compuesta
por
calcita
recristalizada
que
contienen
porfiroclastos de calcita con maclas de tipo III.
En la muestra SO–40 perteneciente al nappe La Sierrita clasificada como una milonita
carbonatada, abundan los porfiroclastos de manto representados por los cristales de calcita y
hematíes (figura 4.12), constituyendo de un 20–60% en comparación con la matriz de la roca
(calcita). Los minerales clorita y el cuarzo forman junto con los cristales de hematíes los
llamados pressure fringes, al comportarse estos últimos como cuerpos rígidos dentro de una
matriz mas dúctil. Posee escasos granos maclados elongados en dirección de la foliación
principal, con maclas de tipo III manifestando temperaturas 200–300C (Weiss, 1954; Ferrill,
1991, Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.2).
Figura 4.12: Porfiroclasto de hematite que muestra
pressure fringes, con colas rellenas por cuarzo dentro
de una matriz carbonatada.
53
Capítulo IV: Análisis de las maclas de calcita y las deformaciones en los minerales formadores de rocas.
En la muestra G–81 que pertenece al nappe Monforte predominan los granos maclados con dos
sets sobre los granos no maclados. Posee maclas de tipo II y tipo III respectivamente, revelando
temperaturas entre los 200–300C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993; Despaigne–
Díaz y Cáceres–Govea, 2009) (anexo 4.5). Las maclas de tipo I y IV no son muy
representativas, donde no llegan a sobrepasar el 15% del total de granos de calcita maclados
en la muestra. Posee vetas tardías que cortan a la roca perpendicular a la foliación principal S2.
Las características de estas vetas fueron descritas anteriormente.
En las muestras anteriormente descritas (CG–12, SO–36 a1, SO–36 a2, SO–36 a3,SO–40, G–
81) los minerales acompañantes a la calcita como el cuarzo, se hallan en ocasiones elongados
en la dirección de la foliación principal (SO–36 a1, G–81) con una fuerte extinción ondulatoria en
bandas (figura 4.13a) y algunas veces poseen extinción ondulatoria y fracturas, reflejando
temperaturas que se encuentran en el orden de los 300–400C (Den Brok, 1992; Hirth y Tullis
1992; Passchier y Trouw, 1998) (anexo 4.1, 4.2 y 4.5). En la muestra SO–36a2 el cuarzo se
halla disperso, formando en ocasiones bandas de granos muy pequeños alrededor de granos
más grandes (figura 4.14b) en dirección de la foliación principal S2, donde al parecer sufrieron
procesos de recristalización dinámica. Las micas presentan fracturación mecánica y
plegamiento y en ocasiones extinción ondulatoria manifestando temperaturas mayores de
250C (Wilson, 1980; Lister y Snoke, 1984; Bell et al., 1986; Passchier y Trouw, 1998) (anexo
4.1, 4.2 y 4.5). Las plagioclasas que se encuentran presentes solo en las muestras SO–36a3 y
SO–40, muestran procesos de fragmentación mecánica, inclusiones de micas y sustitución de la
calcita (4.13b), mostrando temperaturas menores de 300C (Seifert, 1964; Vernon 1965; Borg y
Heard, 1969, 1970; Lawrence, 1970; Kronenberg y Shelton, 1980; Passchier, 1982; Jensen y
Starkey, 1985; Passchier y Trouw, 1998) (anexo 4.2).
Los mecanismos de deformación presentes en estas muestras están representados por la
recristalización dinámica de la calcita con un 40% y del cuarzo con un 15% aproximadamente
(CG–12, SO–36a1, SO–36a2). La migración del borde del grano se observa en granos de calcita
que poseen maclas de tipo IV de un 20–40% (figura 4.4b) (SO–36a1, SO–36a3). La presión
solución esta representada por los minerales clorita y las micas que se encuentran entre los
planos S2 representando de un 7–10%.
Qtz
Plg
54
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Cc
Plg
Qtz
Cc
b
a
Figura 4.13: Deformaciones intracristalinas en los minerales acompañantes de la calcita. Muestra SO-40; aExtinción ondulatoria en bandas en el cuazo; b-Porfiroblasto de plagioclasa sustituido por el mineral calcita.
Qtz
a
Cc
b
Figura 4.14: Procesos de deformación en el mineral cuarzo; a-Pequeños cristales de cuarzo recristalizado dentro
de una matriz carbonatada. Muestra SO-36a2; b- Recristalización dinámica y extinción ondulatoria en el cuarzo.
Muestra SO-40.
Es necesario destacar que las temperaturas obtenidas en este trabajo no son temperaturas
absolutas determinadas por métodos petrológicos. Las mismas constituyen temperaturas
relativas de deformación pero que ha sido demostrado como efectivas, en el estudio de las
rocas metacarbonatadas (Weiss, 1954; Groshong et al., 1984; Burkhard, 1990; Ferril, 1991;
Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009).
55
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
CAPÍTULO V: EVOLUCIÓN TECTONOMETAMÓRFICA DEL ÁREA DE ESTUDIO.
5.1 Interpretación tectónica.
Una vez analizadas las muestras por perfiles se procedió a la interpretación tectónica de las
temperaturas obtenidas por las maclas de calcita y las deformaciones observadas en los
minerales formadores de rocas. Esta información fue analizada por mantos.
Nappe Monforte
Las maclas de calcita conjuntamente con los procesos de deformación intracristalina del cuarzo,
micas y plagioclasas presentes en las rocas del nappe Monforte revelaron un rango de
temperaturas entre los 200–300C (figura 5.1, anexo 5.1, 5.4 y 5.5 y tabla 4.4 y 4.8). Las
secuencias de este nappe muestran un metamorfismo de alta presión primario evidenciado por
cuerpos de esquistos cuarzo-micáceos con granate, eclogitas, esquistos azules, anfibolitas
granatíferas, cuarcitas y metabasitas, que se encuentran asociados con micaesquistos (Somin y
Millán, 1981; Millán, 1997; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009). Posee un metamorfismo
retrógrado sobreimpuesto en la facies de esquistos verdes (Somin y Millán, 1981; Millán, 1997;
Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009), indicado por los resultados obtenidos en las
diferentes muestras donde las temperaturas no suelen ser superiores a los 300C. La existencia
de maclas de tipo II y maclas de tipo III en granos elongados de calcita que se encuentran
orientados según la foliación principal S2 en las muestras G–81 y CG–12, nos demuestra que
las deformaciones presenten en estas rocas pueden estar asociadas a la disminución de las
temperaturas durante la fase de deformación D2 (anexo 5.6).
Las vetas tardías que atraviesan a las rocas del nappe Monforte están representadas por dos
sistemas de vetas principales: las que muestran en su mayoría maclas de tipo II y granos no
maclados (SM–83, CG–12 y G–81) siendo las mas antiguas. Las mismas están rellenas con
calcita recristalizada (CG–12) que constituyen las más jóvenes y que pudiera ser el resultado de
la continua disminución de las temperaturas y un aumento del estrés. Esto trajo como
consecuencia la recristalización de la calcita durante la descompresión (D3 ó D4). La
representación de ambos sistemas nos evidencia que las deformaciones continuaron en un
nivel superior con una disminución paulatina de las temperaturas durante la fase deformación
D3. Los granos con maclas de tipo I, maclas de tipo II cortadas por tipo I, predominando las
últimas, y los no maclados pueden haberse formado durante la disminución de las temperaturas
en el estadío de exhumación. Las maclas presentes en las muestras metacarbonatadas
analizadas en este nappe no se encuentran relacionadas con el pico metamórfico (subducción),
sino que se formaron probablemente durante el estadío de exhumación en el cual estas rocas
56
CapítuloV: Evolución tectonometamórfica del área de estudio.
ascendieron hasta la superficie a través de fallas (Despaigne–Díaz, 2009; Despaigne–Díaz y
Cáceres–Govea, 2009).
Nappe Río Chiquito
En el nappe Río Chiquito las temperaturas que manifestaron los diferentes procesos de
deformación intracristalina en las maclas de calcita y los minerales acompañantes (cuarzo,
micas y plagioclasas), fluctúan entre los 200–300C (figura 5.1, anexo 5.5 y tabla 4.4 y 4.8).
Este nappe solo esta representado por la muestra G–101, donde prevalecen los granos
elongados con maclas de tipo II y maclas de tipo III, formadas probablemente durante la
disminución de las temperaturas durante la fase D2. La existencia de granos con maclas de tipo
I, maclas de tipo II cruzadas con maclas de tipo I predominando las últimas, y los granos no
maclados, explica la posible formación de estos durante el estadío de exhumación (D3), con una
continua disminución de las temperaturas. Los granos que muestran maclas de tipo III cortando
a las maclas de tipo II con un predominio de las primeras y que muestran un solo set, pueden
indicar la existencia de un ligero aumento en las temperaturas durante la fase D2 (Despaigne–
Díaz, 2009), (anexo 5.6).
Nappe La Sierrita
Las temperaturas obtenidas por las maclas de calcita y los procesos de deformación
intracritalina presentes en el cuarzo, micas y plagioclasas aportaron un rango de temperaturas
que oscila entre los 150–300C (figura 5.1, anexo 5.1, 5.2, 5.3 y 5.5 y tabla 4.4 y 4.8). En la
gran mayoría de las muestras metacarbonatas (CG–1, CG–2, CG–7, CG–7a, CG–10, CG–11,
SO–34, SO–35, SM–45b, SM–46, SM–49, G–83, G–84, G–85, G–104) dominan los granos
elongados en dirección de la foliación principal S2, con un set de maclas, sobre los que no están
orientados. Estos granos contienen fundamentalmente maclas de tipo II y tipo I prevaleciendo
las de tipo II, relacionados posiblemente a la disminución de las temperaturas y el estrés dirigido
durante la fase final de la deformación D2. En las muestras SO–36a1, SO–36a2, SO–36a3, que
predominan los cristales de calcita con maclas de tipo III y maclas de tipo IV
donde la
temperaturas de deformación llegan a alcanzar los 400C debido por la ubicación cercana a
fallas inversas ubicada entre el contacto entre la formación La Sabina y El Tambor,
relacionadas al cabalgamiento de las diferentes unidades durante la fase deformación D2. La
muestra G–83 posee estas mismas características pero no está cercana a alguna falla ó a
contactos entre unidades por lo que pudieron haberse formado durante el aumento de las
temperaturas producidas por la disminución del ángulo de buzamiento durante la subducción,
con una disminución paulatina de las temperaturas hacia finales de la deformación D2. Durante
57
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
esta etapa se formaron las maclas de tipo II y tipo I las más predominantes en este nappe. Las
maclas de tipo IV no son muy representativas (hasta un 10%) con excepción de la muestra G–
85 y SO–36a1 que contiene hasta un 20% de estas maclas. Los granos no maclados pudieron
haberse formado durante la fase de deformación D3 o D4 con las disminuciones de las
temperaturas y el estrés dirigido.
Las vetas tardías presentes en este nappe se pueden dividir en tres sistemas principales
relacionadas a las fases de deformación D2, D3 y D4. Las primeras contienen maclas de tipo III y
de tipo IV predominando los granos con un set de maclas, dando temperaturas entre los 200–
300C (Weiss, 1954; Ferril, 1991; Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009).
Estas vetas están relacionadas con la fase de deformación D2, durante el aumento de las
temperaturas por la disminución del ángulo de buzamiento en la zona de subducción (Stanek et
al., 2006; García–Casco et al., 2008; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009), (anexo 5.6).
Posterior a las anteriormente descritas se formaron las vetas que presentan en su gran mayoría
maclas de tipo II y granos recristalizados y en menor proporción granos con maclas de tipo II
cruzadas con maclas de tipo I, predominando las las últimas, dando temperaturas entre los
200–250C (Weiss, 1954; Ferril, 1991; Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres Govea,
2009), que indican la disminución de las temperaturas durante la fase de D3 (anexo 5.6). El
hecho de que prevalezcan los granos con un set de maclas, aunque pueden existir escasas
muestras que predominen los granos con dos sets de maclas nos demuestra que,
conjuntamente con la disminución de las temperaturas también disminuía el estrés. Esto puede
estar relacionado con la fase de deformación final D3 o durante D4 (anexo 5.6). En los sistemas
más jóvenes aparecen vetas finas rellenas con calcita recristalizada, que nos revelan que las
mismas son posteriores a las anteriormente descritas y pudieran haberse formado durante la
fase de deformación D4.
.
Figura 5.1: Gráfico esquemático de las temperaturas de las muestras en los diferentes nappes
58
CapítuloV: Evolución tectonometamórfica del área de estudio.
A modo general podemos plantear que las temperaturas a las cuales se deformaron las rocas
metacarbonatadas presentes en el área de estudio oscilan entre los 150 y los 400C (figura
5.1), evidenciado por las deformaciones reflejadas en los minerales formadores de rocas y las
maclas de calcita que predominan en los diferentes mantos. Estas temperaturas pueden
corresponder a los estadíos de subducción–colisión o colisión–exhumación, durante la fase de
deformación D2 (anexo 5.6).
5.2 Evolución tectonometamórfica del área de estudio.
En el área La Sierrita han sido reveladas cinco fases de deformación (D1, D2, D3, D4, D5), las
cuales están asociadas a diferentes estadíos (Despaigne–Díaz, 2009), (anexo 5.6). Con la
intrepretacion de los resultados obtenidos en en el siguente trabajo, y la información recopilada
de los trabajos realizados en el área se explicarán a continuación cada una de estas fases.
La deformación D1 se produce durante la inserción del Escambray en una zona de subducción
introduciéndose primero el nappe Monforte, seguido por los nappes La Sierrita, Yaguanabo y
Río Chiquito, durante el Cretácico Campaniano temprano (García–Casco et al., 2008;
Despaigne–Díaz, 2009) (anexo 5.6). A esta etapa se asocia la foliación S1. La deformación D1
se desarrolló en un ambiente dúctil apareciendo solo en relictos, en pliegues antiguos, definidos
por porfiroblastos de albita y epidota (Despaigne–Díaz, 2009). Esta se asocia al pico
metamórfico revelando temperaturas de 400C y presiones de 11kbar (anexo 5.7) (Massone y
Szpurka, 1977; Simpson y Thompson, 2000; Despaigne–Díaz, 2009). No se obtuvieron
resultados de maclas asociadas a esta fase.
La deformación D2 se produce durante el estadío de subducción–colisión en el Cretácico
Campaniano tardío (anexo 5.6). Esta etapa se desarrolla en un ambiente dúctil, formándose la
foliación S2 y asociada a ella aparecen reorientados, los granos de calcita y minerales
formadores de rocas (cuarzo, micas, plagioclasas) (Despaigne–Díaz, 2009). Las maclas de tipo
II y tipo III observadas en la gran mayoría de las rocas presentes en el área y la elongación de
los granos de calcita en dirección a la foliación principal S2, evidencian que las mismas están
relacionadas a esta fase D2 y no al pico metamórfico (subducción). Las temperaturas obtenidas
por las maclas de calcita y las deformaciones observadas en los diferentes minerales durante
esta fase, oscilan entre los 150–300C, alcanzando en ocasiones hasta los 400C (anexo 5.7),
en muestras localizadas en las cercanías de fallas y límites entre nappes que pueden estar
relacionados al cabalgamiento de los mismos durante el proceso de exhumación. Algunos
autores plantean que durante esta fase se produjo un calentamiento relacionado a la
disminución del ángulo de subducción donde las temperaturas pudieron alcanzar los 400 hasta
59
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
800C (Otsuki y Bano, 1990; Okamoto y Torumi, 2005; Stanek et al., 2006; García Casco et al.,
2008; Despaigne–Díaz, 2009). En esta etapa ocurre la superposición de las unidades tectónicas
del Escambray (Stanek et al., 2006; Despaigne–Díaz, 2009).
La deformación D3 se produce en condiciones dúctiles–frágiles y se relaciona a la continua
exhumación de las unidades del Escambray durante el Cretácico Maestrichtiano–Eoceno
Temprano (anexo 5.6). En la misma se forma una foliación S3 planar axial, perpendicular al
plegamiento de S2 y relacionada a ella también aparecen agrietamientos en las rocas, que son
evidencia de condiciones frágiles (Despaigne–Díaz, 2009). En las muestras estudiadas no se
presentó la foliación S3 pero se observaron vetas rellenas de calcita indicadoras de ambientes
frágiles. Las temperaturas de deformación durante esta fase se representan por la existencia de
maclas de calcita en vetas tardías que cortan la foliación S2 dando temperaturas entre los 150 y
250C (Weiss, 1954; Ferrill, 1991, Burkhard, 1993; Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009)
(anexo 5.7), esto nos indica que las deformaciones continuaron en un nivel superior con una
continua disminución de las temperaturas. Las presiones disminuyen paulatinamente hasta
valores menores o iguales a 5 kbar (Despaigne–Díaz, 2009). En esta etapa se consolida la
estructura de nappes y se invierte la posición de los mismo quedando desde el interior hasta el
exterior Río Chiquito, Yaguanabo, La Sierrita y Monforte, en la parte más superficial. Continúa el
plegamiento del mismo originando mesopliegues que buzan hacia el noreste (Despaigne–Díaz,
2009).
Durante la fase D4 se forma la estructura de domo de ambas cúpulas durante el Eoceno (anexo
5.6) y a ella pueden estar relacionadas las vetas más jóvenes observadas en las muestras CG–
12 y G–81. Estas vetas recristalizadas que no aportan temperaturas, pues la calcita no esta
maclada, demuestran que las deformaciones continuaron en niveles superiores a las formadas
durante la fase de deformación D3. Es la etapa final de exhumación del Escambray donde se
producen pliegues abiertos con un clivaje de fractura asociado (Despaigne–Díaz, 2009).
A la fase de deformación D5 se asocian fallas transcurrentes, diestras con orientación sureste–
noreste (anexo 5.6), constituyendo el último evento tectónico que sufrió el Escambray en una
etapa de relajamiento tectónico desarrollada durante Eoceno Superior (Despaigne–Díaz, 2009).
Es necesario destacar que las temperaturas obtenidas en este trabajo no son temperaturas
absolutas determinadas por métodos petrológicos. Las mismas constituyen temperaturas
relativas de deformación pero que ha sido demostrado como efectivas en el estudio de las
60
CapítuloV: Evolución tectonometamórfica del área de estudio.
rocas metacarbonatadas (Weiss, 1954; Groshong et al., 1984; Burkhard, 1990; Ferril, 1991;
Despaigne–Díaz y Cáceres–Govea, 2009).
61
Recomendaciones.
Conclusiones.
En las rocas metacarbonatadas analizadas en el área de estudio se observaron maclas
de tipo I, II, III y IV predominando en la mayoría de los casos las maclas de tipo II y III
respectivamente.
Los rangos de temperaturas obtenidos por las maclas de calcita oscilan entre los 100 y
300C.
Los rangos de temperaturas que reflejan las deformaciones mostradas en los minerales
acompañantes de la calcita (Qtz, Ms, y Plg) en las rocas metacarbonatadas establecen
temperaturas menores de 300C. La existencia de muestras (SO–36a1, SO–36a2, SO–
36a3, SO–40, G–81) donde las temperaturas de los minerales formadores de rocas son
ligeramente superiores a las demás muestras, llegando a alcanzar los 400C, pueden
estar relacionadas a que las mismas se encuentran en las cercanías de fallas o
contactos entre nappes principales.
La existencia de maclas de tipo II y maclas de tipo III en granos elongados orientados
según la foliación principal S2 en las muestras, nos evidencia que las deformaciones
presenten en estas rocas están asociadas a la disminución de las temperaturas durante
la fase de deformación D2.
Las maclas de calcita observadas en las muestras no estan relacionadas al pico
metamorfico (D1–subducción) sino que se formaron probablemente durante los estadíos
de subducción–colisión (D2), colisión–exhumación (D3) y exhumación (D4), en el cual
estas rocas ascendieron hasta la superficie a través de fallas.
Las vetas presentes en la muestras se pueden dividir en tres estadíos fundametales
según su posible formación; un primer estadío representado por las vetas antiguas
mostrando en su gran mayoría maclas de tipo III y tipo IV revelando temperaturas entre
los 200–300C (post D2); un segundo estadío mostrado por vetas que cortan la foliación
principal S2, con maclas de tipo II y granos no maclados principalmente, dando
temperaturas entre los 200–250C (D3), y un tercer estadío lo constituyen las vetas más
jovenes, que se hallan rellenas de calcita recristalizada indicandonos que las mismas
pudieron haberse formado durante la fase de deformación D4.
62
Conclusiones
Recomendaciones.
Ampliar los estudios realizados en La Sierrita hacia otras áreas de la cúpula de Trinidad,
con el objetivo de comparar el comportamiento de las rocas metacarbonatdas en otras
áreas del macizo Escambray, con los resultados obtenidos durante la presente
investigación.
Realizar estudios de las maclas de calcita y deformaciones en minerales en rocas
metacarbonatadas de otras facies metamórficas dentro del Escambray. Facies
anfibolítica, esquistos azules y eclogítica de las unidades II y III del Escambray. Este tipo
de análisis permite corroborrar que las rocas metacarbonatadas también participaron en
el proceso de subducción y que brindan datos sobre temperaturas de deformación.
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70
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
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71
Anexos gráficos
Anexos gráficos
Anexo 2.1: Esquema litológico del área La Sierrita, cúpula de Trinidad. Mapa realizado por los trabajos de Millán y
Álvarez-Sánchez, (1992). Escala 1.25 000.
72
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Anexo 2.1: (continuación) Leyenda del esquema litológico del área La Sierrita, cúpula de Trinidad. Mapa realizado
por trabajos de Millán y Álvarez-Sánchez, (1992). Escala 1.25 000.
73
Anexos gráficos
Anexo 3.1: Esquema tectónico del área La Sierrita, cúpula de Trinidad con la ubicación de los perfiles geológicos
realizados (CG–Cafetal–Gavilanes, SO–Sierrita Ojucal, SM–Sierrita–Monforte, SM2–Sierrita–Monforte2, GSR–
Guajímico–San–José–Río Chiquito) y las muestras metacarbonatadas tomadas en los diferentes perfiles. El mapa
contiene tanto las unidades dentro del macizo Escambray (unidad I y III) como unidades adyacentes fuera del límite
del área. Mapa realizado por trabajos de Millán y Álvarez-Sánchez, (1992). Escala 1.25 000.
74
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Anexo 4.1: Perfil Cafetal–Gavilanes con ubicación de muestras y sus correspondientes gráficos de temperaturas de
las maclas de calcita y sus minerales acompañantes (cuarzo, micas y plagioclasas). Los procesos de deformación en
los minerales formadores de rocas están representados por letras. e.o: extinción ondulatoria, e.b: extinción en
bandas, r: recristalización, plgto: plegamiento, f: fracturas, eg: elongado, f.m: fracturación mecánica, mcldo: maclado,
i.m: inclusiones de micas
Escala vertical 1cm–100 m, escala horizontal 1cm–250m.
75
Anexos gráficos
Anexo 4.2: Perfil Sierrita–Ocujal con ubicación de muestras y sus correspondientes gráficos de temperaturas de las
maclas de calcita y sus minerales acompañantes (cuarzo, micas y plagioclasas). Los procesos de deformación en los
minerales formadores de rocas están representados por letras. e.o: extinción ondulatoria, e.b: extinción en bandas, r:
recristalización, plgto: plegamiento, f: fracturas, eg: elongado, f.m: fracturación mecánica, mcldo: maclado, i.m:
inclusiones de micas, D.b: deformación en bandas.
Escala vertical 1cm–100 m, escala horizontal 1cm–250 m.
76
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Anexo 4.3: Perfil Sierrita–Monforte con ubicación de muestras y sus correspondientes gráficos de temperaturas de
las maclas de calcita y sus minerales acompañantes (cuarzo, micas y plagioclasas). Los procesos de deformación en
los minerales formadores de rocas están representados por letras. e.o: extinción ondulatoria, plgto: plegamiento, f:
fracturas, f.m: fracturación mecánica, mcldo: maclado, i.m: inclusiones de micas.
Escala vertical 1cm–100 m, escala horizontal 1cm–250 m.
77
Anexos gráficos
Anexo 4.4: Perfil Sierrita–Monforte2 con ubicación de muestras y sus correspondientes gráficos de temperaturas de
las maclas de calcita y sus minerales acompañantes (cuarzo, micas y plagioclasas). Los procesos de deformación en
los minerales formadores de rocas están representados por letras. e.o: extinción ondulatoria, f.m: fracturación
mecánica.
Escala vertical 1cm–100 m, escala horizontal 1cm–250 m.
78
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Anexo 4.5: Perfil Guajímico–San José–Río Chiquito con ubicación de muestras y sus correspondientes gráficos de
temperaturas de las maclas de calcita y sus minerales acompañantes (cuarzo, micas y plagioclasas). Los procesos
de deformación en los minerales formadores de rocas están representados por letras. e.o: extinción ondulatoria, e.b:
extinción en bandas, plgto: plegamiento, f: fracturas, eg: elongado, f.m: fracturación mecánica.
79
Anexos gráficos
Anexo 5.1: Gráficos de las temperaturas de las muestras del perfil Cafetal–Gavilanes.
Anexo 5.2: Gráficos de las temperaturas de las muestras del perfil Sierrita–Ocujal
Anexo 4.6: Gráficos de las temperaturas de las muestras del perfil Sierrita–Ocujal.
Anexo 5.3: Gráficos de la temperaturas de las muestras del perfil Sierrita–Monforte.
80
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Anexo 5.4: Gráficos de la temperatura de la muestra G–83 del perfil Sierrita–Monforte2.
Anexo 5.5: Gráficos de las temperaturas de las muestras del perfil Guajímico–San José–Río Chiquito.
Anexo 5.5: (continuación) Leyenda de los perfiles geológicos.
81
Anexos gráficos
Anexo 5.6: Evolución tectonometamórfica del macizo Escambray en sus diferentes fases de deformación, además de sus complejos adyacentes y unidades
estudiadas (Despaigne–Díaz, 2009). Subducción durante el Cretácico Campaniano. B) Inserción de unidades en la zona de subducción. C) Colisión e inicio de la
exhumación de las unidades, movimientos al noreste. D) Consolidación de la estructura de nappes, plegamiento y movimientos al noreste. E) Exhumación final
(formación de la estructura de domo) y configuración actual del Escambray y unidades adyacentes.
82
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
Anexo 5.7: Gráfico de evolución P–T durante las diferentes fases de deformación de área La Sierrita, macizo
Escambray. Propuesta para las rocas estudiadas.con indicación del esquema de Liou et al., (2004). Se indica la
posición del solidus hidratado de MORB de Peacok et al., (1994) y las geotermas calculadas por Peacok y Wang
(1999) para láminas subducentes frías del noreste de Japón y lámina subducente caliente del suroeste de Japón.).
Se puede observar que las rocas sufrieron un metamorfismo prográdo en facies de esquistos verdes y esquistos
azules durante la subducción (D1), calentándose y retrogradándose durante la exhumación y el desarrollo de la
foliación S2, en la parte baja de las facies de anfibolitas con epidota, y en la facies de los esquistos verdes. En D3
continua la exhumación y el enfriamiento progresivo, mientras que D4 se produce en niveles estructurales someros
con predominio deformaciones frágiles, (Despaigne–Díaz, 2009).
83
Anexos textuales.
Anexos textuales
Tabla 4.1: Composición mineralógica de las diferentes muestras y por ciento de granos de calcita maclados. Abreviaturas utilizadas en la tabla: CG–Cafetal–Gavilanes;
SO– Sierrita– Ojucal; SM– Sierrita–Monforte; SM2– Sierrita–Monforte2; G–Guajímico San José –Río Chiquito; Cc–calcita; Qtz–cuarzo Ms–micas; Cl–clorita; Ox–óxidos e
hidróxidos; Plg–plagioclasa; Zo–zoisita; Es–esfena; Mat. C–material carbonoso; Hem–hematíes.
Tipo de roca
Composición mineralógica
Tipos de maclas (%)
No de set de maclas
CG–12
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
Cc–40%; Qtz–15%; Ms–20%; Cl–10%; Ox–15%
II (40%), III(30%), I(5%)
1
SM–83
Mármol
Cc–60%; Qtz–10%; Ms–15%; Cl–1%; Ox–4%; Mat.C–10%
II (60%), I (15%), III (10%)
1
G–81
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
Cc–60%; Qtz–20%; Ms–10%; Cl–5%; Ox–5%
III (47%), II(28%), I(15%), IV (5%)
1
G–83
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo Cc–50%; Qtz–20%; Ms–7%; Cl–2%; Ox–20%; Mat. C–1%
II (40%), I (30%), III (10%)
2
CG–1
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo Cc–35%; Qtz–25%; Ms–10%; Cl–10%; Ox–15%; Plg–5%
II (60%), I (20%), III (10%)
1
o
N de muestra
CG–2
Mármol
Cc–65%; Qtz–10%; Ms–13%; Cl–2%; Ox–5%; Plg–5%
II (60%), III (10%), I (8%)
1
CG–7
Mármol
Cc–80%; Qtz–10%; Ms–1%; Ox–9%
III (70%), II (2%), I (2%)
1
CG–7a
Esquisto carbonatado tremolítico
Cc–60%; Qtz–7%; Ms–5%; Tm–25%; Plg–3%
III (50%), II (25%), I (10%)
1
CG–10
Esquisto carbonatado moscovítico
Cc–40%; Qtz–5%; Ms–20%; Cl–10%; Ox–15%; Plg–7%;
Zo–2%; Es–1%
II (5%), I (5%),III (3%)
1
CG–11
Esquisto carbonatado actinolítico
Cc–35%; Qtz–5%; Act–10%; Cl–15%; Ox–10%; Zo–
5%;Mat. C–20%
II (50%), III (15%), I (5%)
2
SO–34
Mármol
Cc–57%; Qtz–5%; Ms–10%; Cl–3%; Ox–15%; Mat. C–
10%
II (45%), I (15%), III (10%)
2
SO–35
Mármol
Cc–83%; Qtz–1%; Ms–1%; Cl–5%; Ox–10%
II (50%), III (10%), IV (2%)
1
SO–36a1
Esquisto carbonatado cuarzoso
Cc–50%; Qtz–30%; Ms–5%; Cl–5%; Ox–10%
III (45%), IV (40%), II (10%)
1
SO–36a2
Protromilonita–carbonatada
Cc–53%; Qtz–10%; Ms–2%; Cl–5%; Ox–30%
III (6%),II (2%)
2
84
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
SO–36a3
Cc–50%; Qtz–20%; Ms–10%; Cl–5%; Ox–5%; Mat. C–5%;
Plg–5 %
III (65%),IV (20%), II (10%)
2
Esquisto carbonatado cuarzoso
SO–40
Milonita carbonatada
Cc–80%; Qtz–3%; Ms–5%; Cl–1%; Plg–3%; Hem–8%
III (5%)
1
SM–45b
Esquisto carbonatado
Cc–50%; Qtz–20%; Ms–15%; Cl–5%; Plg–5%; Ox–5%
I (55%), II(40%)
1
III (60%), I (25%), II (5%)
2
SM–46
Esquisto carbonatado cuarzo–clorítico Cc–40%; Qtz–18%; Ms–6%; Cl–12%; Plg–20%; Hem–2%
SM–49
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
Cc–40%; Qtz–30%; Ms–10%; Cl–5%; Ox–15%
II (45%), IV (25%), III (5%)
2
Cc–50%; Qtz–10%; Ms–20%; Cl–10%;Hem–5%; Mat. C–
5%
II (50%), I (25%)
1y2
Esquisto moscovítico
G–85
Mármol
Cc–70%; Qtz–7%; Ms–5%; Cl–3%; Hem–5%; Mat. C–10%
II (50%), I (30), IV (10%)
1y2
G–101
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
Cc–50%; Qtz–20%; Ms–15%; Ox–15%
III (50%), II(25%), I(10%)
2
G–104
Mármol
Cc–65%; Qtz–2%; Ms–8%; Cl–10%; Ox–15%
II (55%), I (30%), III (10%)
2
G–84
85
Anexos textuales.
Tabla 4.2: Por ciento de granos no maclados en las rocas metacarbonatadas.
Muestra
Nombre de la roca
Granos no maclados (%)
Calcita recristalizada (%)
CG–1
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
10
X
CG–2
Mármol
22
X
CG–7
Mármol
X
26
CG–7a
Esquisto carbonatado–tremolítico
25
X
CG–10
Esquisto carbonatado moscovítico
20
67
CG–11
Esquisto carbonatado actinolítico
30
X
CG–12
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
25
X
SO–34
Mármol
15
15
SO–35
Mármol
18
20
SO–36a1
Esquisto carbonatado cuarzoso
5
X
SO–36a2
Protromilonita–carbonatada
X
92
SO–36a3
Esquisto carbonatado cuarzoso
5
X
SO–40
Milonita carbonatada
X
95
SM–45b
Esquisto carbonatado
5
X
SM–46
Esquisto carbonatado cuarzo–clorítico
10
X
SM–49
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
25
X
SM–83
Mármol
15
X
G–81
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
X
X
86
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
G–83
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
20
X
G–84
Esquisto moscovítico
60
15
G–85
Mármol
10
X
G–101
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
15
10
G–104
Mármol
5
X
87
Anexos textuales.
Tabla 4.3: Texturas de las rocas metacarbonatadas y combinaciones de maclas en los granos calcita.
Muestra
Nombre de la roca
Textura
I/II%)
III/I (%)
II/III (%)
III/IV (%)
CG–1
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
Foliada
X
X
X
X
CG–2
Mármol
Foliada
15
6
1
X
CG–7
Mármol
Granoblástica
X
4
X
X
CG–7a
Esquisto carbonatado–tremolítico
Foliada
X
X
X
X
CG–10
Esquisto carbonatado moscovítico
Foliada
2
X
X
X
CG–11
Esquisto carbonatado actinolítico
Foliada
X
X
X
X
CG–12
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
Foliada
5
2
1
1
SO–34
Mármol
Granoblástica
9
X
X
X
SO–35
Mármol
Granoblástica
8
X
X
X
SO–36a1
Esquisto carbonatado cuarzoso
Foliada
X
X
X
X
SO–36a2
Protromilonita–carbonatada
Milonítica
X
X
X
1
SO–36a3
Esquisto carbonatado cuarzoso
Foliada
X
X
X
X
SO–40
Milonita carbonatada
Milonítica
X
X
X
X
SM–45b
Esquisto carbonatado
Foliada
X
X
X
X
SM–46
Esquisto carbonatado cuarzo–clorítico
Foliada
4
1
X
X
SM–49
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
Foliada
X
X
X
X
SM–83
Mármol
Granoblástica
7
3
X
X
G–81
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
Foliada
X
X
X
X
88
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
G–83
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
Foliada
5
X
2
X
G–84
Esquisto moscovítico
Foliada
4
X
X
X
G–85
Mármol
Foliada
7
1
X
X
G–101
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
Foliada
X
X
X
X
G–104
Mármol
Granoblástica
X
X
X
X
89
Anexos textuales.
Tabla 4.4: Temperaturas de las diferentes muestras analizadas. Abreviaturas utilizadas en la tabla: CG–Cafetal–Gavilanes; SO–Sierrita– Ojucal; SM–Sierrita–Monforte;
SM2–Sierrita–Monforte2; G–GuajímicoSan José–Río Chiquito; Temps. de defor. Mclas. Cc–temperaturas de formación de las maclas de calcita; Temps. de defor.mins.
acomp–temperaturas de deformación de los minerales acompañantes de la calcita; Temps. de defor. de la mtras.–temperaturas de deformación de las muestras.
Temps. de for.
Muestra
Tipo de roca
Mclas. Cc (°C )
Temps. de defor. mins.
Acomp. (°C )
Temps. de defor
de la mtras. (°C )
CG–12
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
200–300
200–400
200–400
SM–83
Mármol
200–250
200–300
200–300
G–81
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
200–300
200–400
200–400
G–83
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
150–250
150–300
150–300
CG–1
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
150–250
150–250
150–300
CG–2
Mármol
200–250
200–300
200–300
CG–7
Mármol
200–300
200–300
200–300
CG–7a
Esquisto carbonatado tremolítico
200–300
200–300
200–300
CG–10
Esquisto carbonatado moscovítico
100–250
100–300
100–300
CG–11
Esquisto carbonatado actinolítico
200–250
200–300
200–300
SO–34
Mármol
150–250
150–300
150–300
SO–35
Mármol
200–250
200–300
200–300
SO–36a1
Esquisto carbonatado cuarzoso
200–300
200–400
200–400
SO–36a2
Protromilonita–carbonatada
200–300
200–400
200–400
SO–36a3
Esquisto carbonatado cuarzoso
200–300
250–400
200–400
SO–40
Milonita carbonatada
200–300
200–400
200–400
90
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
SM–45b
Esquisto carbonatado
150–250
150–300
150–300
SM–46
Esquisto carbonatado cuarzo–clorítico
200–300
200–300
200–300
SM–49
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
200–250
200–300
200–300
G–84
Esquisto moscovítico
150–250
200–300
150–300
G–85
Mármol
150–250
150–300
150–300
G–101
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
200–300
200–300
200–300
G–104
Mármol
150–250
150–300
150–300
91
Anexos textuales.
Tabla 4.5: Temperaturas obtenidas por los minerales acompañantes (plagioclasas) y las maclas de calcita en las diferentes muestras metacarbonatadas del área
de estudio.
o
Muestra
Nombre de la roca
Plg
Temp. ( C)
Proc. Defor. Intracrst. Cc
Temp. (ºC)
CG–1
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
ext. ond.
270–290
Maclado
150–250
CG–2
Mármol
mcldo., incls. micas
270–290
Maclado
200–250
CG–7
Mármol
ext. ond., fracm. mec.
260–290
Maclado
200–300
CG–7a
Esquisto carbonatado–tremolítico
X
X
Maclado
200–300
CG–10
Esquisto carbonatado moscovítico
fracm. Mec.
260–270
Macld., recrst.
100–250
CG–11
Esquisto carbonatado actinolítico
X
X
Macld., recrst.
200–250
CG–12
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
X
X
Maclado
200–300
SO–34
Mármol
X
X
Maclado
150–250
SO–35
Mármol
X
X
Maclado
200–250
SO–36a1
Esquisto carbonatado cuarzoso
X
X
Maclado
200–300
SO–36a2
Protromilonita–carbonatada
X
X
Macld., recrst.
200–300
SO–36a3
Esquisto carbonatado cuarzoso
fracm. mec., incls. micas
260–270
Maclado
200–300
SO–40
Milonita carbonatada
X
X
Maclado
200–300
SM–45b
Esquisto carbonatado
fracm. mec., ext. ond.
260–290
Maclado
150–250
SM–46
Esquisto carbonatado cuarzo–clorítico
fracm. mec., mcldo., incls.
micas
260–290
Macld., recrst.
200–300
SM–49
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
X
X
Maclado
200–250
SM–83
Mármol
X
X
Maclado
200–250
92
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
G–81
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
X
X
Maclado
200–300
G–83
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
X
X
Maclado
150–250
G–84
Esquisto moscovítico
X
X
Maclado
150–250
G–85
Mármol
X
X
Maclado
150–250
G–101
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
X
X
Maclado
200–300
G–104
Mármol
X
X
Maclado
150–250
93
Anexos textuales.
Tabla 4.6: Temperaturas obtenidas por los minerales acompañantes (cuarzo y micas) presentes en las diferentes muestras metacarbonatadas del área de estudio.
Abreviaturas utilizadas en la tabla: CG–Cafetal–Gavilanes; SO–Sierrita– Ojucal; SM–Sierrita–Monforte; SM2–Sierrita–Monforte2; G–GuajímicoSan José–Río Chiquito;
Temps–temperaturas; Qtz–cuarzo; Ms–micas; fract–fracturas; ext. ond–extinción ondulatoria; ext. ond. band–extinción ondulatoria en bandas, recrist–recristalización; def.
band–deformación en bandas; fracm. mec.–fracturación mecánica; plgto–plegamiento.
o
o
Muestra
Nombre de la roca
Qtz
Temps. ( C)
Ms
Temps. ( C)
CG–1
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
fract,ext. ond.
250–270
plgto., fracm. mec.
260–290
CG–2
Mármol
ext. ond.
250–270
plgto., fracm. mec.
260–290
CG–7
Mármol
ext. ond., elongado
260–290
fracm. mec.
250–270
CG–7a
Esquisto carbonatado–tremolítico
ext. ond.recrist.
250–270
ext. ond.
250–270
CG–10
Esquisto carbonatado moscovítico
ext. ond.
250–270
fracm. mec., plgto., ext. ond.
250–270
CG–11
Esquisto carbonatado actinolítico
ext. ond.
250–270
fracm. mec., plgto., ext. ond.
250–270
CG–12
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
ext. ond., ext. ond. band.,
recrist.
300–400
plgto, fracm. mec., ext. ond.
260–290
SO–34
Mármol
ext. ond., fract
250–270
fracm. mec., plgto.
250–270
SO–35
Mármol
ext. ond
250–270
fracm. mec., ext.ond.
250–270
SO–36a1
Esquisto carbonatado cuarzoso
ext. ond. band.recrst.,
elongado
300–400
plgto., ext. ond.
260–290
SO–36a2
Protromilonita–carbonatada
fract., ext. ond., ext. ond.
band., recrist., def. band.
300–400
fracm. mec.
250–270
SO–36a3
Esquisto carbonatado cuarzoso
ext. ond. band.
300–400
plgto.
260–290
SO–40
Milonita carbonatada
ext. ond. band, recrist.
300–400
fracm. mec., plgto., ext. ond.
260–290
SM–45b
Esquisto carbonatado
ext. ond., fract.
250–270
plgto., ext. ond.
260–290
94
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
SM–46
Esquisto carbonatado cuarzo–clorítico
ext. ond.
250–270
plgto., fracm. mec., ext. ond.
260–290
SM–49
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
fract., ext. ond.
250–270
fract. mec., plgto.
250–270
SM–83
Mármol
ext. ond.
250–270
fracm. mec., ext. ond.
250–270
G–81
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
ext. ond. band, elongado
300–400
ext. ond, plgto.
260–290
G–83
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
fract., ext. ond.
260–290
fract. mec., plgto.
250–270
G–84
Esquisto moscovítico
ext. ond.
250–270
fracm. mec., plgto, ext. ond.
250–270
G–85
Mármol
ext. ond.
250–270
ext. ond.
250–270
G–101
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
fract., ext. ond.
250–270
plgto.
260–290
G–104
Mármol
ext. ond.
250–270
plgto., fracm. mec.
260–290
95
Anexos textuales.
Tabla 4.7: Mecanismos de deformación presentes en los minerales formadores de rocas. Abreviaturas utilizadas en la tabla: CG–Cafetal–Gavilanes; SO–Sierrita– Ojucal;
SM–Sierrita–Monforte; SM2–Sierrita–Monforte2; G–Guajímico–San José–Río Chiquito;P.S–presion solucion;R.D–recristalización dinamica; MBG–Migración del borde del
grano; Ms-micas; Cc-calcita; Qtz–cuarzo; G.N.M–granos no maclados, R–recristalizada.
Muestra
Nombre de la roca
P.S. (%)
R.D (%)
MBG (%)
Vetas
CG–1
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
10 (Cl, Ms)
X
X
X
CG–2
Mármol
X
1 (Cc)
1 (Cc)
X
CG–7
Mármol
X
5 (Qtz)
X
X
CG–7a
Esquisto carbonatado–tremolítico
X
X
X
X
CG–10
Esquisto carbonatado moscovítico
5 (Ms, Cl)
X
X
X
CG–11
Esquisto carbonatado actinolítico
X
X
X
X
CG–12
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
10 (Ms, Cl)
15 (Qtz)
X
II, (G.N.M), I; R
SO–34
Mármol
5 (Ms)
X
X
II, (G.N.M), I
SO–36a1
Esquisto carbonatado cuarzoso
X
39 (Cc)
39 (Cc)
IV
SO–36a2
Protromilonita–carbonatada
7 (Ms, Cl)
15 (Qtz)
X
III, IV
SO–36a3
Esquisto carbonatado cuarzoso
X
X
19
II, (G.N.M); IV
SO–40
Milonita carbonatada
X
X
X
X
SM–45b
Esquisto carbonatado
7 ( Ms, Cl)
X
X
X
SM–46
Esquisto carbonatado cuarzo–clorítico
15 (Ms, Cl)
X
X
X
SM–49
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
5 (Ms, Cl)
18 (Cc)
18 (Cc)
X
SM–83
Mármol
4 (Ms)
X
X
X
96
Tesis de diploma. Ana Vivian Prieto Acosta y Marbelys Riverón Hernández, 2010.
G–81
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
X
X
X
II, (G.N.M)
G–83
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
7 (Ms, Ox)
10 (Qtz), 2 (Cc)
2 (Cc)
II, (G.N.M), I
G–84
Esquisto moscovítico
10 (Cl, Ms)
X
X
X
G–85
Mármol
5 (Ms)
20 (Cc)
20 (Cc)
R
G–101
Esquisto carbonatado cuarzo–micáceo
5 (Ms)
X
X
X
G–104
Mármol
X
X
X
X
97
Anexos textuales.
Tabla 4.8: Temperaturas obtenidas en los diferentes nappes presentes en el área de estudio.
Muestras
o
Nappe
Temp.( C)
Monforte
200–300
La Sierrita
150–300
Río Chiquito
200–300
CG–12
SM–83
G–81
CG–1
CG–2
CG–7
CG–7a
CG–10
CG–11
SO–34
SO–35
SO–36a1
SO–36a2
SO–36a3
SO–40
SM–45b
SM–46
SM–49
G–83
G–84
G–85
G–104
G–101
98