historia del desarrollo geológico

IV
HISTORIA DEL DESARROLLO GEOLÓGICO
Miguel Cabrera
INTRODUCCIÓN
La formación de las plataformas marinas y el resto del territorio de los
mares neríticos del archipiélago cubano, al igual que en muchas otras
partes del mundo, está estrechamente vinculada con los movimientos
tectónicos y los cambios glacioeustáticos del océano mundial durante el
Cuaternario.
De la literatura geológica es conocido que las rocas y estructuras del
neoautóctono cubano se formaron después de la consolidación del
substrato plegado, o sea, a partir del Eoceno Superior (Shein et al., 1980;
-Vinent 1977, 1988 1997 y Kartashov et al., 1981; entre otros). En estas
investigaciones también se demuestra que desde que se inició esta etapa y
hasta el presente dominan los movimientos verticales oscilatorios, que
dieron lugar a la formación del megabloque cubano, limitado por el talud
insular. Este nuevo estilo tectónico pertenece al campo de la neotectónica.
El comportamiento de los depósitos durante el desarrollo del mismo ha sido
ilustrado por los mencionados autores y coinciden en separar tres etapas,
con sus correspondientes ciclos sedimentarios: Eoceno SuperiorOligoceno, Mioceno Inferior-Mioceno Superior y Plioceno SuperiorHoloceno.
La última etapa es sinónimo de la tectónica del Cuaternario, dentro de la
cual se enmarca la mayor parte de la historia del desarrollo geológico del
territorio marino-costero del archipiélago cubano y que será objeto de
análisis de este capítulo. La misma es inseparable de la evolución del
territorio emergido. Por esta razón y porque además, muchos de sus
correspondientes depósitos se encuentran ausentes en el mar, es
necesario recurrir a la información de tierra firme, que responde a una
mayor representación de los depósitos cuaternarios, para dar una
aproximación de la historia de la evolución en el territorio marino-costero.
Cabrera (2009)
Las evidencias geólogo-geomorfológicas confirman lo planteado por
algunos investigadores, como Kartashov et al. (1981) y Belousov y Orbera
(1986), sobre de que la tendencia al levantamiento generalizado iniciada al
final del Mioceno se mantuvo durante todo el Plioceno y continúa durante el
Cuaternario. Esto significa que aunque los movimientos ascendentes
fueron complejos y diferenciados y en algunos momentos disminuyeron o
cesaron, no hubo inversión en su dirección. En este tiempo se acentúan los
movimientos verticales diferenciados que dividen al megabloque cubano en
bloques de diferentes órdenes según sus dimensiones e intensidad de los
movimientos (mesobloques y bloques de órdenes menores). Es decir, ellos
y sus complejos estructurales deben su origen al ascenso secular desigual
de los diferentes bloques, principalmente. Son características las fallas
normales y más raras las inversas, deslizamientos gravitacionales locales y
desplazamientos laterales.
La manifestación de los movimientos tectónicos seculares o lentos del
Cuaternario, al igual que la del resto de los movimientos neotectónicos
ocurridos en el archipiélago cubano, ha tenido diferentes formas de
expresión, sobre todo en cuanto a intensidad. Esta tiene una clara
tendencia al incremento de oeste-este en el territorio del archipiélago
cubano. En consecuencia, se pueden distinguir en esta dirección tres
regiones o mesobloques: occidental, central y oriental, limitados por fallas
transverso-diagonales, de dirección noreste-suroeste. Los límites norte y
sur están determinados por el talud insular. La amplitud es variable y según
datos de Shein et al. 1980, en este tiempo alcanzó 1,5-2,5 km. Su
velocidad promedio según diferentes autores (Ionin et al. 1977; Dunaev e
Ionin1975; Shein et al. 1980), ha variado entre 0,1-0,2 mm/ año.
Las variaciones de la intensidad, amplitud y velocidad de los movimientos
neotectónicos y el eutatismo permite diferenciar cuatro subetapas
fundamentales dentro de la etapa Plioceno Superior-Cuaternario,
correspondientes a: Plioceno Superior-Pleistoceno Inferior, Pleistoceno
Inferior- Medio, Pleistoceno Superior y Holoceno.
SUBETAPAS DEL DESARROLLO GEOLÓGICO
Plioceno Superior-Pleistoceno Inferior. Durante esta subetapa ocurrió la
transgresión conocida en Cuba como Vedado. Su origen debió estar
relacionado, entre otros factores, con una disminución de la intensidad de
Historia del Desarrollo Geológico
la actividad tectónica. Este evento transgresivo permitió la acumulación de
depósitos predominantemente carbonáticos, de origen marino, que
constituyen las formaciones Alegrías, Vedado y Río Maya; así como de
depósitos terrígenos de origen marino con influencia fluvial, que componen
las formaciones Guane, Dátil y Bayamo, las cuales se encuentran fuera del
territorio marino costero actual (Fig. VI. 1).
Según Kartashov et al. (1981), esta transgresión tenía dimensiones
comparables con las de las transgresiones oligo-miocénicas cuando Cuba
nuevamente fue dividida en varias islas. La composición y distribución de
sus depósitos, que se localizan en el territorio marino-costero actual
apuntan a un paleoambiente carbonático de sedimentación. El mismo se
ubicaba en un fondo plano y poco desmembrado. En unos casos sin
plataforma marina, que solo permitió el desarrollo de arrecifes coralinos
(formaciones Vedado y Río Maya).En estos segmentos primaba una alta
energía hidrodinámica, la cual permitió en algunas partes, contemporizar el
desarrollo de arrecifes coralinos y cierto aporte de material terrígeno. En
otros casos existían plataformas anchas, que facilitaron la invasión del mar
a grandes territorios. En las zonas morfogenéticas exteriores crecieron los
arrecifes coralinos (formaciones Alegrías y Vedado) y en las interiores se
acumularon depósitos terrígenos (formaciones Bayamo, Guane y Dátil).
Pleistoceno Inferior- Medio. Durante el Pleistoceno Medio ocurrió una
revitalización de la actividad tectónica, con el aumento de su velocidad y
ritmo de ascenso, particularmente en el extremo sureste de la Isla de Cuba,
donde se alcanzó el máximo ascenso, con unos 700 m de altitud
(Kartashov et al. 1981), mientras que en la parte central de la Isla
alcanzaron hasta 600 m (Belousov y Orbera, 1986). Tal revitalización
provocó una reestructuración del plano estructural del megabloque cubano,
que se conoce en la literatura bajo el nombre de fase Antillana. En opinión
de Kartashov y sus colaboradores (1981), ella marca el límite entre los
principales cambios climáticos ocurridos durante el Cuaternario en este
territorio. Las huellas de esta fase han permitido distinguir un Pleistoceno
Húmedo (más antiguo) y un Pleistoceno Seco (más joven) (Fig. IV. 1) y
coincide
con
la
inversión
paleomagnética
Brunhes/Matuyama,
correspondiente al nivel de 0,7 millones de años AP. Durante el desarrollo
del Pleistoceno Húmedo los depósitos se caracterizan por la ausencia de
carbonatos marinos. Los depósitos terrígenos que han sido considerados
de origen marino tienen características propias de acumulación en un mar
muy somero, típico caso de un territorio en ascenso en la mayor parte de
3
Cabrera (2009)
su área. Los movimientos ascendentes fueron los responsables de la no
acumulación de depósitos en buena parte del territorio del archipiélago
cubano.
Fig. IV. 1. Unidades litoestragráficas del Plioceno Superior-Pleistoceno. (En letras
minúsculas aparecen las que han sido localizadas en territorio marino).
Con el Pleistoceno Húmedo se relacionan dos ciclos transgresivos,
conocidos como transgresiones Guevara y Villarroja. Sus depósitos no se
conocen en el territorio marino. Solo en perforaciones realizadas en las
proximidades costeras de la plataforma suroccidental se han localizado
depósitos comparables con la Formación Guevara, compuestos por arenas
y gravas cuarcíferas, concreciones y pigmentos de óxido de hierro; así
como arcillas montmorilloníticas y montmorillonito- caoliníticas, con
fracciones limosas, oolitas y pseudoolitas ferruginosas, en forma de lentes.
Historia del Desarrollo Geológico
Este hiato en los depósitos del Pleistoceno, es decir, entre Plioceno
Superior-Pleistoceno Inferior y el Pleistoceno Superior temprano
(Sangamon), en el territorio marino actual debe estar relacionado con su
remoción y transporte hacia las profundidades del mar a causa de la
abrasión durante las transgresiones y a la erosión durante las regresiones.
La acción de exterminio por parte de ambos procesos debió ser facilitada
por el predominio de depósitos terrígenos no cementados, no lificados e
intemperizados.
Pleistoceno Superior. A partir del Pleistoceno Medio y hasta finales del
Pleistoceno continúan los movimientos con carácter ascendente, siendo
diferenciados por su intensidad, con períodos de debilitamiento. La
combinación de estas irregularidades en los movimientos ascendentes y
las variaciones eustáticas propiciaron la formación de terrazas en algunos
sectores de las zonas costeras, donde pueden alcanzar más de 200 m de
altitud. Esta cifra supera los estimados de ascenso del terreno realizados
por Kartashov et al. (1981), que fueron solo de 100 m. El tiempo de
aparición de estas formas del relieve se identifica bien porque existen
bloques con la presencia de calizas de la Formación Jaimanitas (del
Pleistoceno Superior temprano) en la superficie de las terrazas elevadas
hasta la altura de más de 200 m. Ejemplo: al noroeste de la
desembocadura del río Yacabo, municipio Imías, provincia Guantánamo.
La posición que ocupan los depósitos de la Formación Jaimanitas indica
que probablemente uno de los ascensos de mayor intensidad del período
Cuaternario se produjo en el Pleistoceno Superior. También es probable
que surgiera en este tiempo la zonación litomorfogenética latitudinal de las
plataformas marinas (zonas exterior elevada sobre la interior y separadas
entre sí por fallas), que presenta el paleofondo constituido por depósitos de
la Formación Jaimanitas. Esta suposición se fundamenta en que las
formaciones coralinas, a partir de las cuales se formaron las calizas de esta
formación, debieron vivir y desarrollarse en posiciones hipsométricas
similares y en consecuencia el fallamiento que produjo el desplazamiento
vertical de las mencionadas zonas debió ocurrir postmortem (posterior al
Sangamon) o quizás en una etapa avanzada del Sangamon.
Durante el Pleistoceno Superior temprano (Sangamon) ocurrió la mayor
transgresión del Cuaternario en el territorio cubano, denominada por
Kartashov et al. (1981), Jaimanitas. Durante la misma se acumularon las
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Cabrera (2009)
calizas biohérmicas y calcarenitas de la Formación Jaimanitas. Estos
depósitos se extienden desde el borde externo de la plataforma marina
hasta la zona costera emergida. En esta última aparecen bloques en
dirección sublatitudinal en los que no se depositó. Por otra parte, tierra
adentro se extienden sus formaciones sincrónicas (Camacho, Jamaica y
Cauto), de composición terrígena (Fig. IV. 1).
La distribución desigual en dirección latitudinal de los depósitos de la
Formación Jaimanitas en los diferentes bloques de la zona costera
evidencia que la diferenciación de los movimientos tectónicos y la
velocidad de ascenso de los bloques condujo a un cambio hipsométrico
variado de la posición de la línea costera del mar sangamoniénse en un
período de 100 000-130 000 años AP (edad de la Formación Jaimanitas).
La distribución tierra adentro de las diferentes formaciones demuestra que
el mismo inundó las llanuras costeras de Cuba casi hasta los macizos
montañosos y premontañosos y ocupó, además, las depresiones erosivotectónicas, donde se encuentran bahías de bolsa activas y fósiles.
Posterior a la transgresión Jaimanitas ocurrió la gran regresión del
Wisconsin (10 000 - 75 000 años AP). La misma no constituyó un proceso
continuo de retirada del mar, al respecto Ionin et al. (1977), apuntan lo
siguiente: “existen muchos datos, que indican una elevada posición del
nivel del mar en el intervalo de 24-36 mil años AP. Milliman y Emery
(1968), basándose en 80 dataciones de C14 opinan que en el período de
30-35 mil años AP el nivel del mar aumentó prácticamente hasta el actual.
Shepard (1961), también considera que la curva eustática para los últimos
33 mil años AP tuvo un pico que llegó hasta el nivel de 11 m en el período
de los últimos 26-33 mil años AP. Curray (1961) sobre la base de las
determinaciones de la edad de los restos de formaciones costeras a una
profundidad de 14, 5 m (región de Freeports, Texas) ubica el interestadial
en el período de alrededor de los 30 mil años AP y supone, que el nivel del
océano se encontraba a 10 m de profundidad……”
En el territorio cubano hay depósitos que suprayacen discordantemente a
la Formación Jaimanitas. Los mismos corresponden a las formaciones
Cocodrilo, Cayo Guillermo, El Salado, La Cabaña, Playa Santa Fe y
Siguanea. Ellos han sido relacionados tentativamente con el Pleistoceno
Superior tardío (Wisconsin Medio) y pudieran corresponder a los intervalos
antes mencionados. Sin embargo, el poco conocimiento sobre estos
depósitos y en particular de su cronología no permite aún caracterizar
Historia del Desarrollo Geológico
cuantitativa y cualitativamente los eventos que los originaron. Su
restringida distribución y yacencia tranquila apunta a cambios
paleogeográficos de pequeñas a medianas dimensiones.
Las huellas de cambios durante la regresión del Wisconsin en el territorio
cubano también se confirman por otros datos, aportados por Ionin et al.
(1977). Ejemplo: los depósitos carbonáticos que se localizan en la parte
exterior del golfo de Guacanayabo (plataforma suroriental), con una edad
de más de 25 000 años AP, atestiguan un régimen de sedimentación
marina en esa cuenca durante ese tiempo. A su vez, en la zona interior del
golfo se depositaron sedimentos terrígenos, como arcillas, que contienen
un complejo de foraminíferos correspondiente a condiciones de aguas
salobres y relativamente frías. Estos autores también opinan que en el
golfo de Ana María (plataforma suroriental), durante el Wisonsin Medio es
probable que existiera un acuífero casi cerrado, donde se depositaron los
limos arcillosos, que ocupan la depresión cársica del centro del golfo. En el
suroeste de la Isla de la Juventud, frente a la ensenada de La Siguanea,
obtuvieron una edad de 30 700 años AP para una muestra de turbas
extraída a más de 4 m por encima del nivel medio actual del mar.
Por lo visto, algunas de las actuales bahías de bolsa en algún momento del
Wisconsin, probablemente a mediado de éste, también representaron
acuíferos, gracias a que la cota mínima absoluta del fondo en los límites de
la depresión y los profundos canales de acceso no impidieron la
inundación. Testigo de ello es la presencia de depósitos de la Formación
La Cabaña en el poblado de Casablanca, Ciudad de La Habana (área tipo
de esta formación), situado en el interior de la bahía.
Los elementos hasta aquí analizados permiten pensar que por lo menos
durante el Wisconsin Medio, partes del territorio que hoy ocupan los mares
neríticos de Cuba y su zona costera, por algún tiempo, consistieron en una
serie de lagunas relativamente grandes, en cierta medida aisladas del mar
abierto por el relieve de la zona morfogenética exterior (bloque elevado
sobre la zona interior y el talud insular). El transporte de material desde la
tierra se realizaba hacia las lagunas, pero principalmente hacia las aguas
profundas a través de la red hidrográfica.
Se estima que durante el máximo regresivo ocurrido en el Wisconsin tardío
(último pico) el mar descendió por debajo del borde superior del talud
insular. Según Ionin et al. (1977), la línea costera se encontraba en la cota
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Cabrera (2009)
de los 60-65 m debajo del nivel actual del mar, tomando en consideración
la elevación general de Cuba, heredada del Terciario. Ellos reportaron
embudos cársicos a las profundidades de 70-80 m en los límites de las
plataformas suroccidental y suroriental. Embudos de magnitudes similares
fueron reportados por Núñez-Jiménez (1982), en otras partes del territorio
cubano. Es muy probable que la línea costera se encontrara a mayor
profundidad que la aquí mencionada. Pues su posición debió estar
relacionada con el descenso general del océano mundial, que según
Mitrovica (2003), Cutler et al. (2003) y Wehmillera et al. (2004), alcanzó
una profundidad máxima estimada en 120-135 m, hace algo más de 17 mil
años AP (Shepard, 1960, Curray 1964, Land et al., 1967; Karrey, 1968 fide
ionin et al., 1977), o más, por ejemplo para Wyrwoll et al. (2000) y Jackson
et al. (2000) data de 21 mil años AP.
Durante el máximo regresivo se produjeron cambios drásticos en la
constitución geológica y por consiguiente en los diferentes ecosistemas.
Ionin et al. (1975 fide Ionin et al., 1977), relacionan con este tiempo las
terrazas formadas en algunos segmentos del talud insular, ubicadas en los
niveles 30-34, 40-43 y 60-80 m. Ellos afirman que la distribución de las
mismas no es muy amplia, ya que para su formación en condiciones de
regresión era necesario que la pendiente del talud insular favoreciera el
desarrollo del proceso de abrasión del oleaje, algo que no se logra en
presencia de altos gradientes. Además, pudieron ser destruidas por los
procesos subaereales.
En la superficie de la plataforma desecada el relieve fue remodelado, con
la profundización de los valles fluviales, mediante la búsqueda de los ríos
de su nivel de base, sobre todo en las bahías de bolsa donde llegaron a
alcanzar decenas de metros. La superficie de las calizas de la Formación
Jaimanitas fue carsificada y parcialmente desmembrada y desprovista casi
de la totalidad de los depósitos suprayacentes del Pleistoceno Superior
tardío por la erosión. El transporte de sedimentos desde tierra firme, como
ya se señaló, ocurría casi en su totalidad hasta más allá del límite superior
del talud insular.
De los depósitos del Pleistoceno Superior tardío se conservaron solo
parches aislados en las escotaduras de la zona costera de las islas de
Cuba y de la Juventud y en algunos cayos. En el caso de los depósitos de
la Formación Cocodrilo se encuentran mucho mejor conservados, llegando
a formar parte importante de los principales cayos en la parte este de la
Historia del Desarrollo Geológico
plataforma suroccidental, donde tienen típica morfología de paleobarras y
no de dunas con sus eolianitas como las concibieron Ionin et al. (1977). Lo
mismo ocurre con la Formación Cayo Guillermo en la plataforma
norcentral, donde sí forman dunas.
Ionin y sus colaboradores (1977) valoraron la posibilidad de que en esta
época, en la que el océano tuvo su nivel más bajo, subsistieran algunos
territorios de la plataforma ocupados por agua. Ejemplo: el golfo de
Guacanayabo se pudo conservar como una cuenca de agua, aislada del
mar, en la cual continuaron las acumulaciones de sedimentos terrígenos,
aunque con menos intensidad e incluso con algunas interrupciones en los
períodos en que disminuyó drásticamente el nivel del mar. El golfo de Ana
María quedó casi seco, sólo en los lugares más profundos de la depresión
La Vela, Caballones y Mosquitos pudieron quedar lagos en las cuencas
bajas de los ríos. El drenaje de estos lagos ocurrió probablemente a través
de los Jardines de la Reina directamente al Mar Caribe.
Holoceno. Durante el Holoceno la intensidad y velocidad de los
movimientos tectónicos han disminuido, pero aún persisten. En la región
central de Cuba, por ejemplo, se han reportado valores de amplitud de
hasta 50-75 m (Belousov y Orbera, 1986). Su carácter continúa siendo
esencialmente ascendente. Algunos ejemplos que ilustran esta hipótesis
son: presencia de valles fluviales encajados en terrenos llanos y en
terrenos elevados, la presencia de fallas activas y recientes, afloramientos
de canales de marea en la superficie de algunos cayos en la plataforma
norcentral, la existencia de lagunas en territorios emergidos con turberas
de apenas 200 años AP según determinaciones de C14, realizadas en el
laboratorio Vera, Austria (inéditos). Ejemplo: Santa María, en San Luís,
provincia de Pinar del Río. De la existencia de movimientos tectónicos
holocénicos actuales (movimientos novísimos), es testimonio la ocurrencia
de movimientos rápidos o sísmicos, los cuales se originan en las zonas
sismoactivas, en particular, a través de las principales fallas. Predominan
los sismos de mediana y baja intensidad, pero han ocurrido algunos con
carácter destructivo. También han sido establecidos movimientos seculares
a través de la red de nivelación reiterada, tales como los dados a conocer
por Marques (1997) y Díaz et al. (1990).
La remodelación del terreno por las variaciones morfoestructurales bajo el
efecto de la tectónica y las morfoesculturales resultantes de los demás
procesos y factores genéticos del relieve, determinaron junto con la
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Cabrera (2009)
transgresión del Holoceno el contorno costero actual del archipiélago
cubano.
El proceso transgresivo fue ilustrado por Ionin et al. (1977) de la siguiente
forma: “La transgresión que ocurrió cuando comenzó el deshielo de los
glaciales después de la glaciación continental es conocida como
transgresión holocénica. Muchos autores ubican su inicio alrededor de 1718 mil años atrás (Karrey 1968, Gill 1968, Shepard 1969, Kaplin 1973,
Meiner 1974). La elevación más intensa del nivel medio del mar está
relacionada, por lo general, con el período de deshielo y retroceso de los
últimos glaciales, es decir, a finales del Pleistoceno y principios del
Holoceno. El período durante el cual se elevó notablemente la temperatura
al extremo de desaparecer los restos de hielos perpetuos en el noroeste de
Europa recibió el nombre de Holoceno. Las variaciones características en
los sedimentos marinos del golfo de México y en el Atlántico Ecuatorial,
establecidas por medio de testigos de perforación, dan la posibilidad de
admitir, que allí ocurrió un calentamiento significativo hace 11- 12 mil años.
De acuerdo con los datos indicados por Erickson et al. (1964) este
sustancial ascenso de la temperatura ocurrió en el período de 11-18 mil
años AP (con un promedio de 7-8º C) y precisamente en ese período el
nivel del mar alcanzó 30-40 m (Pavlidis 1961, Nevesski 1967, Karrey 1968,
Gill 1968, Shepard 1969). Los ritmos de la transgresión eustática
inicialmente fueron de 9-10 m por cada mil años. En esta etapa prehistórica
de transgresión, anterior al Holoceno, llevó a una rápida inundación del
relieve emergido y los sedimentos no tuvieron tiempo de reelaborarse,
desapareciendo las formaciones acumulativas de la zona de actividad del
oleaje, conservándose posteriormente debajo de los sedimentos marinos.
La alta velocidad de ascenso del nivel entorpeció la formación, en este
período, de las terrazas de abrasión en la parte superior de la pendiente
submarina; pero posibilitó la conservación de las superficies de nivelación,
formados anteriormente en los niveles 30-34 y 40-43 m por debajo del nivel
actual del mar…...”.
Las huellas de la transgresión holocénica son manifiestas en la plataforma
y las costas del archipiélago cubano, tanto en los depósitos como en las
formas del relieve. Las evidencias fueron descifradas por primera vez por
Ionin et al. (1975 fide Ionin et al., 1977). Ellos determinaron que: “al
comienzo del Holoceno, cuando a juzgar por múltiples datos, el nivel del
océano mundial se encontraba 20-25 m por debajo del actual, comenzó la
Historia del Desarrollo Geológico
última inundación de la plataforma cubana. Es evidente, que en esta
época, probablemente en el período de cierto retardo del ritmo de la
transgresión y debido a las interrupciones que sufrió la misma y al carácter
irregular del borde exterior de la plataforma se formaron las superficies
abrasivas de la tercera y cuarta terraza, ubicadas a profundidades de 25-26
m y 18-20 m respectivamente”.
Según la interpretación de diferentes investigadores (Shepard, 1961;
Fairbridge, 1961; Kaplin, 1973; Nikiforov 1975, fide Ionin et al., 1977), la
transgresión holocénica ocurrió de forma variada. Generalmente hay
coincidencia en que la misma es un evento con variaciones (Fig. IV. 2). En
su inicio el ascenso del nivel medio del mar fue de manera intensa hasta
alcanzar el pico máximo (6000 años AP). Ionin et al. (1977), destacan dos
cambios sustanciales del nivel medio del mar: el primero está relacionado
con un pico en los 8- 9 mil años AP y la disminución consecutiva (hasta la
profundidad de 12 y 14 m) en el período de los 6 -7,5 mil años AP; la
segunda con el pico, que sobrepasó un poco al nivel actual y
correspondiente al tiempo postatlántico (alrededor de 4 mil años AP). La
ubicación de las muestras de turbas y de los limos orgánicos que han sido
datadas con C14 indica el predominio del ascenso del nivel del océano
durante estas fases. Sin embargo, la velocidad de transgresión fue
desigual, los períodos de relativamente alto crecimiento (hasta 6-7 mm al
año) estuvieron separados por períodos de cierta estabilización hace
aproximadamente 5 mil años AP (período Atlático), cuando en los límites
de las regiones occidentales de la plataforma cubana ocurrió la formación
en masa de las turbas en los pantanos a profundidades de 5-6 m.
Las últimas variaciones significativas del nivel medio del mar relacionadas
con la transgresión holocénica, es decir, dentro de su segunda etapa, Ionin
et al. (1977), las identifican con la formación de la última terraza holocénica
(de 2-4 mil años AP, según determinaciones de C14 en acumulaciones de
turbas) o terraza Cero, según la clasificación de Shantzer et al. (1976). La
formación de la terraza la relacionan con el momento de la muerte masiva
de los corales y la destrucción de las cimas de los arrecifes coralinos. Es
en este período donde se producen los desplazamientos de los glaciales
en la tierra de Baffin, en Alaska, y en otras regiones. Esto fue motivado por
la disminución del nivel del océano a causa de un período relativamente
más frío (3- 4, 5 mil años AP), que ha sido observado en todo el mundo
(Kind, 1974 fide Ionin et al., 1977). Lo anterior fue suficiente para que la
cima de los corales estuviera por encima del nivel actual del mar, a causa
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Cabrera (2009)
de lo cual se destruyeron y sus restos fueron transportados a la costa de
los sectores intraplatafórmicos, fundamentalmente. Las formas
acumulativas costeras constituidas por brechas coralino-conchíferas, se
fueron cementando y como resultado de los movimientos tectónicos
verticales, se elevaron a diferentes alturas o aparecen sencillamente por
debajo del nivel medio del mar, es decir, la terraza que forman se
caracteriza por el control tectónico y no geomorfológico, como las de los
niveles inferiores. La edad de las turbas sirve de indicador de esta etapa en
Cuba, ya que se encuentran en diferentes sectores de la plataforma (en las
cercanías de la Isla de la Juventud, en la Península de Hicacos, en la
ensenada de Dayaniguas y en la bahía de Cienfuegos, entre otras
localidades). Estas turbas se hallan situadas por debajo del nivel actual del
mar y sus edades fluctúan entre 1,5 -2 mil años AP.
Fig. IV. 2. Curvas de variación del nivel del mar en la región Caribeño – Antillana
(Ionin et al., 1977).
Historia del Desarrollo Geológico
Leyenda
1.- Para Cuba; 2.- Generalizada para toda la región. La Profundidad (eje Y),
corresponde a la suma de la profundidad del mar y de las perforaciones a partir
de la superficie de su fondo.
En cuántos metros el nivel medio del mar se elevó en el período
Posatlántico no está exactamente determinado. Existen algunas evidencias
que sugieren una altura entre unos 2 y 5 m. Ejemplo: La existencia de
sectores donde la primera terraza pleistocenita (terraza I, según la
clasificación Shantzer et al., 1976) aparece cubierta por bancos o
camellones de tormenta. Ejemplo: oeste de la bahía de Matanzas. Los
mismos se alzan hasta 5-8 m de altura, distando de la línea de costa 100200 m. En su superficie se encuentra bien desarrollado un suelo
contemporáneo diferenciado, con un horizonte húmico gris hasta 0,1 m y
un horizonte amarillo-anaranjado. Otros indicadores de la máxima altura
alcanzada pudieran ser las calcarenitas de la Formación Los Pinos, que
pueden alcanzar hasta 7 m de espesor. Las mismas se han relacionado
condicionalmente al Holoceno, partiendo de su bajo grado de litificación y
poca alteración (Cabrera y Peñalver, 2001). De acuerdo con la curva
eustática de Ionin et al. (1977), éstas podrían haberse formado solo al final
de la última etapa.
En otros tramos de costa baja de las diferentes plataformas y algunos de
sus cayos, donde la velocidad de levantamiento del terreno por los
movimientos neotectónicos no supera la velocidad de ascenso del nivel
medio del mar, ocurren transformaciones en los humedales costeros. Los
mismos están siendo desmontados naturalmente por la acción del oleaje.
En este proceso se forman amplias ensenadas y playas, por abrasión de la
línea costera.
Los procesos y factores naturales, frecuentemente, son reforzados por la
acción del hombre. Ejemplo: construcciones civiles y siembra de barreras
arbóreas, entre otras actividades. Como resultado la abrasión se refuerza
al ser alterada la dinámica costera, produciendo incisiones en la línea
costera y la destrucción de playas y/o humedales. En fin, son muchos los
casos que ilustran la necesidad de tener en cuenta la historia del desarrollo
geológico del territorio marino-costero para llevar a cabo acciones en el
mismo y en su entorno de influencia, incluyendo obras de protección. No se
debe actuar sin antes conocer cuáles son los procesos y factores naturales
que están teniendo lugar y su evolución en los últimos 20 000 años, por lo
13
Cabrera (2009)
menos. Ellos determinan la génesis y desarrollo de los componentes
abióticos, que constituyen el substrato o entorno de los biotopos en los
diferentes ecosistemas marino-costeros. Los mismos pueden ser afectados
y hasta desaparecer ante los cambios a que constantemente están siendo
sometidos.
Sin embargo, la magnitud de la acción de los factores procesos no es
homogénea para todas las áreas del territorio marino-costero. Ellos están
en dependencia de las particularidades de cada una de ellas. Esto incluye
a los de carácter regional, como son los movimientos del terreno
(neotectónicos), los cuales pueden tener variaciones de velocidad,
dirección e intensidad en diferentes partes. Ejemplo: dentro de los límites
de la plataforma suroriental, donde ocurre generalmente el descenso
relativo del territorio, hay partes que están ascendiendo a una velocidad
perceptible. Los cayos coralinos de Orihuela, que se están levantando y
convirtiéndose islotes (Iturralde-Vinent, 1981). Esto indica que hay que
estudiar cada caso en particular, evitando generalizaciones sobre la base
de rasgos y características regionales.
BIBLIOGRAFÍA
• BELOUSOV, T. P. & ORBERA, L. (1982): “Los movimientos tectónicos
•
•
•
•
•
•
cuaternarios en Cuba central”, Memorias XI Cong. INQUA, 3: 41-42.
CABRERA, M. & L. L. PEÑALVER (2001): “Contribución a la estratigrafía de los
depósitos cuaternarios de Cuba”, Rev. C & G., 15(3-4), 37- 49. © SEG. AEQUA.
GEOFORMA Ediciones.
CUTLER, K. B., EDWARDS, R. L., TAYLOR, F. W., CHENG, H., ADKINS, J.,
GALLUP, C. D., CUTLER, P.M., BURR, G. S. & BLOOM, A. L. (2003): “Rapid
sea-level fall and deep-ocean temperature change since the last interglacial
period”, Earth and Planetary Science Letters, 206: 253-271.
DÍAZ, J. L., LILIEMBER, G. G. & MARQUES, M. E. (1990): “Movimientos
tectónicos recientes de Cuba occidental: nuevas investigaciones geodésicas y
geomorfológicas”, Rev. Cien. de la Tierra y el Espacio, 5: 78-91.
DUNAEV, N. N. & A. S. IONIN (1975): Estructura geológica de la plataforma
marina de Cuba y sus movimientos verticales contemporáneos, En: Plataformas
insulares de la zona tropical del Océano, ed. Inst. Oceanol. Acad. Cienc. URSS,
Moscú, 22-41 pp.
IONIN, A. S, Y. A. PAVLIDIS & O. AVELLO (1977): Geología del shelf de Cuba,
Acad. Cienc. URSS, Ed. Naúka, Moscú, 277 p.
ITURRALDE-VINENT, M. (1977): “Los movimientos tectónicos de la etapa de
desarrollo platafórmico de Cuba”, Infor. Cient. Técn., Inst. Geol. Paleon., 4: 24.
Historia del Desarrollo Geológico
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
ITURRALDE-VINENT, M. (1981): Depósitos Cuaternarios, En: BELMUSTAKOV,
E., E. DIMITROVA, M. GANEV, I. HAYDOUTOV, V. KOSTADINOV, E.
KOJUNJIEVA, E. KOSHUJAROVA, N. POPOV, V. SHOPOV, P. TCHOLSCOV,
D. TCHOUNEV, T. TZANKOV, R. CABRERA, C. DÍAZ , F. ROQUE, Texto
explicativo al mapa geológico a escala 1:250 000 de las provincias de Camagüey
y Ciego de Avila, t. 1, Arch. Inst. Geol. Paleont., La Habana.
ITURRALDE-VINENT, M. (1988): Naturaleza Geológica de Cuba, Ed. Cient.
Técn., La Habana, 146 p.
ITURRALDE-VINENT, M. (1997): Introducción a la Geología de Cuba, En:
Estudio sobre Geología de Cuba, Cent. Nacion Infor. Geol., Inst. Geol. Paleont.,
La Habana, 35-38 pp.
JACKSON, S. T., R. S. WEBB, K. H. ANDERSON, J. T. OVERPECK, T. WEBB,
J. W. WILLIAMS & B.S. HANSEN (2000): “Vegetation and environment in
Eastern North America during the Last Glacial Maximum, Quaternary Science
Reviews, 19: 489-508.
KARTASHOV, I. P, A. G. CHERNIAJOVSKII & L. L. PEÑALVER (1981): El
Cuaternario de Cuba, vol. 356, Ed. Naúka, Moscú, 145 p.
MARQUES, M. E. (1980): “Estado actual de las investigaciones relativas a la
existencia de movimientos tectónicos recientes en la Isla de Cuba”, Rev. Geod.
Cart. 21: 12-24.
MITROVICA, J. X. (2003): “Recent controversies in predicting post-glacial sealevel change”, Quaternary Science Reviews, 22: 127-133.
NÚÑEZ-JIMÉNEZ, A. (1982): El Archipiélago, t. 1, Ed. Letras Cubanas, La
Habana, 669 p.
SHANTZER, E. V., O. M. PETROV & G. L. FRANCO (1976): Sobre las terrazas
marinas costeras y los depósitos relacionados con éstas, Ed. “Nauka”, Moscú,
34-80 pp.
SHEIN, V. S., KUZNETZOV, V. I., BANKOVSKI, V.S., BIELOV, V., P., KONEV,
V., PETROSIAN, V. V. LARQUIN, V. N., GRABBITS, E., IPARRAGUIRRE, J. L.,
GARCÍA, E., SOCORRO, R., LÓPEZ, J. G., FURRAZOLA, G., RODRÍGUEZ, R.,
SEGURA, R., TENRREYRO, R., SÁNCHEZ, J., GARCÍA, R., LÓPEZ, J.,
RODRÍGUEZ, R & BAREA, M. (1980): Constitución geológica de la República de
Cuba y su plataforma marina en relación con sus perspectivas gasopetrlíferas,
(Inédito), ONRM, La Habana.
WEHMILLERA, J. F., K. R. SIMMONSB, H. CHENGC, R. L. EDWARDSC, J.
MARTIN-MCNAUGHTONC, L. L. YORKA, D. E. KRANTZA & CHUAN-CHOU
SHENE (2004): “Uranium-series coral ages from the US Atlantic Coastal Plain–
the ‘‘80 ka problem’’ revisited”, Quaternary International, 120: 3-14.
WYRWOLL, K. H., B. DONG & P. VÁLDES (2000): “On the position of southern
hemisphere westerlies at the Last Glacial Maximum: an outline of AGCM
simulation results and evaluation of their implications”, Quaternary Science
Reviews, 19: 881-898.
15