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GEOMORFOLOGÍA

Miguel Cabrera

INTRODUCCIÓN

Este capítulo contiene, además del texto, el mapa de las regiones geomorfológicas a escala 1: 1000 000 (Anexos II. 1), con sus principales complejos de formas del relieve, comprendidas entre la zona costera y las profundidades oceánicas; así como un mapa geomorfológico a escala 1: 250 000 de la plataforma norcentral (Anexo II. 2).

La Cartografía se fundamentó en el principio tipológico, a través del cual se clasificaron las grandes unidades o regiones de los complejos morfogenéticos (llanura costera emergida, plataforma insular, sectores intraplatafórmicos, talud insular y cuencas oceánicas), las cuales se caracterizaron, utilizando los rasgos morfológicos, genéticos, hipsométricos y de extensión territorial.

Para la confección del mapa geomorfológico a escala 1: 1000 000 se utilizó como base cartográfica la hoja a igual escala del Servicio Hidrográfico y Geodésico de la República de Cuba (1976), mientras que para el mapa del territorio marino de la plataforma norcentral se empleó la base diseñada por GeoCuba a escala 1: 250 000, por encargo del proyecto GEF/ PNUD­ CUB/92/G31 “Protección de la Biodiversidad y Establecimiento de un Desarrollo Sustentable en el Ecosistema Sabana­Camagüey (1995).

El texto explicativo comprende los siguientes tópicos: ubicación fisiográfica regional del archipiélago cubano; análisis de la génesis del relieve y aspectos generales sobre los principales términos y definiciones; así como la caracterización de las regiones y complejos morfogenéticos, partiendo de los rasgos morfológicos, genéticos, batimétricos y de extensión territorial.

El análisis sobre la génesis del relieve es un aspecto muy novedoso, ya que constituye un punto de partida fundamental para la aplicación de la geomorfología y especialmente en el campo de las investigaciones

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medioambientales, por cuanto constituye una herramienta para desentrañar como surgen y evolucionan las formas y complejos del relieve.

EL ARCHIPIÉLAGO CUBANO EN EL CONTEXTO GEOMORFOLÓGICO REGIONAL

El archipiélago cubano se encuentra enclavado en la región mexicano­ caribeña, situada entre los continentes de la América del Norte y del Sur, y entre las cuencas de los océanos Pacífico y Atlántico. Su fondo marino que rodea los arcos insulares, incluyendo el de Cuba, como parte de las Antillas Mayores, presenta un gran complejo de unidades morfogenéticas a partir de la base de los taludes insulares y continentales, o sea, en sus partes más profundas. Entre ellas se encuentran las dorsales o cordilleras, umbrales, hoyas, fosas, valles, bancos y mesetas (Fig. II. 1).

Fig. II. 1. Formas regionales del relieve de los mares circundantes al archipiélago cubano (la imagen de fondo fue tomada de Christopher D. F & J. S. Christopher, 1997 y el texto del Atlas Nacional de Cuba, 1970).

Geomorfología

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GENERALIDADES Y DEFINICIONES

En el campo de la Geomorfología marino­costera existen aspectos conceptuales y definiciones aun polémicos. Ello es reflejo de: la juventud de los estudios geológicos en esta parte del territorio, la complejidad y el dinamismo de los procesos y factores (planetarios, regionales y locales), responsables de la génesis, evolución y desarrollo del relieve en los mares y costas de la diferentes latitudes del planeta en cada territorio dado. Esto se refleja bien en las diferentes zonas o regiones en que se puede dividir el territorio marino­costero (Fig. II. 2, II. 3).

Zona costera Zona nerítica

Plataformas marinas y sectores intraplatafórmicos o sin plataforma

Zona batial

Talud

Zona abisal

Fosas, cuencas y cadenas montañosas

NMM

Fig. II. 2. Zonación hipsométrica del territorio marino­costero y regionalización de su fondo, según sus rasgos geólogo­geomorfológicos.

Plataforma Noroccidental. Fig. II. 4A

Plataforma norcentral. Fig. II. 4C

Sector intraplatafórmico punta Maternillo – punta Quemados. Fig. II 4D

Sector intraplatafórmico punta Quemado – cabo Cruz. Fig. II 4E

Plataforma Suroriental Fig. II 4F

Sector intraplatafórmico Punta María Aguilar – Punta Potrero. Fig. II. 4G

Plataforma Suroccidental. Fig. II 4H

Sector intraplatafórmico cabo Francés­cabo San Antonio. Fig II.4I

Sector intraplatafórmico punta Gobernadora –penín. Hicacos. Fig. II. 4B

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Fig. II. 3. Ubicación de las plataformas, sectores intraplatafórmicos y de las figuras, con los distintos tipos de costas según la clasificación de Ionin y Suárez Moré (1970), (Figs. II 4A, II. 4B, II 4C, II. 4D, II. 4E, II. 4 F, II. 4G, II. 4H, II.4 I).

ZONA COSTERA

Definición: Según el Decreto­Ley No. 212 (Gestión de la Zona Costera), la zona costera se define como la franja marítimo­terrestre de ancho variable, donde se produce la interacción de la tierra, el mar y la atmósfera, mediante procesos naturales. En la misma se desarrollan ecosistemas frágiles y se manifiestan relaciones particulares de carácter económico, social y cultural.

En este Decreto­Ley los límites de la zona costera se determinan atendiendo a la estructura y configuración de los distintos tipos de costas. El límite interior (hacia tierra) se establece partiendo de la presencia de formas del relieve (dunas, playas, acantilados, terrazas, barras y camellones de tormenta), considerando, sobre todo, ciertas distancias entre la línea de costas y ellas. En ausencia de las mismas el límite hacia tierra se extiende 20 m a partir de donde hayan alcanzado las olas de los mayores temporales conocidos o cuando lo supere la línea de pleamar máxima equinoccial.

Esta forma de establecer el límite interior de esta zona presenta ciertas ambigüedades no trascendentales. Desde el punto de vista geólogo­ geomorfológico el mismo se extiende por naturaleza hasta el pie del acantilado actual (vivo), hasta donde ejercen influencia las mareas en las costas bajas o hasta el final del escalón de la primera terraza (Terraza I, según la definición de Shantzer et al., 1976).

Según el mencionado decreto, el límite exterior de la zona costera (mar afuera), será el borde de la plataforma, regularmente a profundidades entre 100 y 200 m. Más adelante, en este trabajo, cuando sea analizada la plataforma marina insular se podrá apreciar que su borde se encuentra a profundidades mucho menores y que geomorfológicamente ésta no está incluida en la zona costera, la cual limita con el mar por medio de la línea de costa (nivel medio entre pleamar y bajamar o nivel medio del mar).

Clasificación: Las costas, como los demás accidentes geográficos, pueden ser clasificadas desde varios puntos de vista. Ejemplo: Núñez­Jiménez (1984), por su modelado y composición propuso dividirlas en: costas bravas, llanas, rocosas, rectilíneas, lagunosas, arenosas, pantanosas, de manglares

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y acantiladas. También pueden ser clasificadas, partiendo de la génesis y de hecho es el criterio que más crédito ha recibido en la literatura científica y sobre su base existe un considerable número de propuestas.

La clasificación de las costas y su relieve fue, quizás, una de las primeras tareas que emprendieron los estudiosos de la geología costera, sin embargo, no se puede considerar como un objetivo totalmente logrado, por el gran número que existe de éstas y por su falta de universalidad. Esto es resultado de la diversidad de procesos y factores, tanto marinos como terrestres, que determinan sus particularidades en diferentes regiones geográficas del hemisferio. Otra razón ha sido la falta de confrontación de las más importantes escuelas geológicas marino­costeras, así por ejemplo en los trabajos clásicos de investigadores norteamericanos, como Shepard (1976), no se tienen en cuenta los puntos de vista de los investigadores de la antigua URSS, que ya en ese momento se podían considerar sólidos.

La primera clasificación de las costas conocida en el mundo fue la de Gulliver (1899 fide Núñez­Jiménez 1984), quien las distinguió como iniciales (originadas por los movimientos relativos de la tierra y el mar no alteradas por la acción marina) y consecuentes (formadas por la acción del mar a partir de las formas iniciales). Lo esencial de esta clasificación fue tomado por otros investigadores en posteriores clasificaciones. Ejemplo: Guilcher (1957), las denominó precedentes y derivadas de la acción marina.

Con el primer tipo se relacionan cuatro grandes grupos: 1­ acantilados y plataformas rocosas; 2­playas y dunas litorales; 3­estuarios, marismas y deltas; y 4­ formaciones coralinas. En el primer grupo predomina la erosión y en los tres restantes la acumulación. En este caso, como en los demás, queda claro que en la adopción de uno u otro tipo de costa se tiene en cuenta el predominio de un proceso o factor dado en la formación del relieve, lo cual no es sinónimo de absolutividad, ya que una forma del relieve correspondiente a un determinado grupo puede haber surgido y estar sometida en cierta medida a la acción de otros procesos y factores.

Al segundo tipo pertenecen los grupos siguientes: 1­ costas con rías (valle fluvial invadido por el mar en su curso inferior, como es el caso de algunos ríos del tramo costero Habana­Matanzas); 2­ costas con influencias estructurales dominantes, ya sea por el ángulo formado entre ellos, entre ellos y la orilla o por la dirección de la estratificación, dentro de las cuales se distinguen las de estructuras longitudinal, transversal, oblicua, arqueada,

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cuadriculada o discordante y las volcánicas. En Cuba se pueden distinguir ejemplos de estos tipos de costas al sur de la Sierra Maestra, de Trinidad (longitudinal), al oeste de la bahía de Matanzas, al norte de la bahía de Banes, alrededores de la bahía de Cochinos, etc. (arqueada); 3­ costas con llanuras no glaciares, a las cuales pertenecen las llanuras que estuvieron sometidas a la sumersión. En Cuba se localizan en las diferentes plataformas y en las bahías; 4­ costas de fiordos y llanuras glaciares, que junto con las volcánicas son los tipos que no se encuentren en Cuba.

Sin llegar a un análisis del fundamento de otras muchas de las clasificaciones propuestas, serán citadas algunas de ellas, haciendo mención solo de los tipos y sus autores: 1­morfológica y estructural (Richthofen, 1901 fide Leontiev, 1955), 2­ dinámica (Zenkovich, 1954 fide Leontiev, 1963), 3­ evolutiva (Jonhson, 1919 fide Leontiev et al. 1975), genética y otras. Para estas clasificaciones se han utilizado diferentes principios: a) génesis del relieve de las costas y las fluctuaciones del nivel del mar (Richthofen, 1901 fide Leontiev et al., 1955); b) grado de transformación de los procesos marinos (Shepard, 1951 fide Shepard, 1969); c) morfología, génesis y grado de transformación por procesos marinos (Ionin et al. 1961); d) grupos genéticos (Leontiev, 1956, 1961 fide Gorshkov y Yakushova, 1977); e) desplazamiento de la línea costera hacia al mar o hacia la tierra (Valentín, 1952 fide Shepard, 1976); f) fluctuaciones relativas del nivel medio del mar (Johnson, 1919 fide Leontiev et al., 1975, Núñez Jiménez, 1984 y Massip e Ysalgué, 1942); g) estabilidad o movilidad tectónica (Cotton, 1954 fide Shepard, 1976); h) dirección e intensidad de los movimientos tectónicos (Sharkov, 1964 fide Leontiev y Gershanovich, 1975); e) tectónica de placa (Selby, 1989).

En cualquier caso, es válido que un tipo de costa se defina como la porción de tierra emergida y colindante con el mar, en la cual predomina un determinado proceso o factor genético, donde regularmente coexisten diferentes formas y tipos de relieve. Por su ubicación entre la tierra y el mar constituye una zona de conflictos, que tiene como límite una línea de contacto directo y de posición variable según la amplitud de las mareas, denominada línea de costa.

Según Zenkovich (1954 fide Zenkovich y Popova, 1980), una clasificación racional de las costas debe satisfacer las siguientes exigencias: 1­ abarcar todos los tipos existentes; 2­ incluir los procesos y factores que han determinado el desarrollo de los diferentes tipos y la relación existente entre

Geomorfología

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ellas (génesis) y 3­ reflejar lo más completamente posible la dinámica costera actual. Al respecto Leontiev (1961), subrayó que no basta con considerar solo los factores relacionados con el oleaje, sino todos aquellos que intervienen en su formación.

En opinión de Zenkovich y Popova (1980), la clasificación que responde a la mayoría de las exigencias anteriormente citadas es la propuesta por Ionin et al. (1961), la cual contempla los estadios evolutivos postulados por Davis en 1912 (fide Zenkovich y Popova, 1980), que son: el inicial (no transformadas por el mar y que luego pasan a la juventud temprana); juventud tardía; madurez y vejez.

Sin embargo, esta clasificación presenta dificultades para algunos niveles taxonómicos, como las potamogénicas (deltáicas) y las biogénicas (de manglares), ya que su constitución y dinámica también dependen de factores hidrogénicos (oleaje y corrientes).

Para el caso concreto de Cuba, desde la primera mitad del pasado siglo los geógrafos cubanos Massip e Ysalgué (1942), mediante la observación de sus aspectos morfológicos hicieron patente una vez más la división de las costas en tramos, que desde los tiempos de la colonia se utilizaba para caracterizar geográficamente a las costas cubanas. En la costa norte consideraron dos tramos rocosos (punta Gobernadora ­ península de Hicacos y punta Maternillo ­ punta de Maisí), y dos tramos cenagosos ( cabo San Antonio ­ punta Gobernadora y península de Hicacos ­ punta Maternillo).La costa sur fue dividida en cinco tramos: tres rocosos (punta de Maisí ­ cabo Cruz, punta María Aguilar ­ bahía de Cochinos y cabo Francés ­ cabo de San Antonio), y dos cenagosos (cabo Cruz ­ punta de María Aguilar y bahía de Cochinos ­ cabo Francés).

Con posterioridad Massip e Ysalgué aplicaron la clasificación de Johnson (fide Massip e Ysalgué, 1942), que cuenta con una aceptación bastante universal. Así por ejemplo, los tramos de punta de Maisí a cabo Cruz y de punta María Aguilar a bahía de Cochinos, considerados antiguamente como rocosos, los clasificaron como costas de tipo neutro, teniendo en cuenta que son determinados por fallas. A este tipo pertenecen también las zonas de deltas y el tramo comprendido entre punta Gorda y punta de Torres. Aquí también se podría haber incluido, quizás, el tramo de la costa sur de las provincias orientales, que ha sido producido por fallas y presenta numerosas terrazas.

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Ejemplo de costa de emersión se encuentra en los tramos de Mariel, Matanzas, Corralillo, Banes y Maisí y el tramo de la península de Hicacos a Cabañas y de cabo Francés a cabo San Antonio. Como costas de sumersión determinaron las de cabo Lucrecia hasta la península de Hicacos y desde Cabañas a la ensenada de Guadiana, en la costa norte. En la costa sur predominan las costas de sumersión, pues exceptuando las de tipo neutro ya señaladas y las zonas deltáicas, el resto es de sumersión.

Como acertadamente observara Núñez­Jiménez (1984), la principal dificultad que presenta la clasificación de Johnson para aplicarse a las costas de Cuba es de tipo genético al no considerar del todo las repetidas variaciones glacioeustáticas. Las mismas han estado sometidas en diferentes momentos a procesos de sumersión y emersión y no por ascenso del terreno precisamente. El último modelado regional de las costas de Cuba se debe a la transgresión Flandriana y en sentido general tienen un carácter complejo.

A partir de la década del sesenta se continuaron los estudios de la zona costera de Cuba, con la colaboración de investigadores soviéticos y fue entonces cuando Ionin y Suárez–Moré (1970), propusieron una nueva clasificación de tipo morfogenético para las costas cubanas, sobre la base de la cual fue confeccionado un mapa de los tipos de costas (Atlas Nacional de Cuba, 1970) (Figs. II. 4A, II. 4B, II 4C, II. 4D, II. 4E, II. 4 F, II. 4G, II. 4H, II.4I). Los mencionados autores hicieron tres divisiones fundamentales, con sus subdivisiones en tipos:

1­Costas de estructura montañosa y de mesetas, formadas por procesos tectónicos y subaéreos, que comprenden los siguientes tipos: a­De rías y caletas, de disección erosivo­tectónica en los tramos longitudinales de costa y dislocadas transversalmente por fallas estructurales de plegamiento. b­De rías y caletas de disección erosiva, al borde las estructuras longitudinales y cortadas por fallas. c­De bahías de tipo bolsa, de disección erosiva y profunda en las estructuras longitudinales de plegamiento, y al borde de mesetas. d­De regularización, de falla (erosivo­denudativas).

2­ Costas acantiladas de terrazas antiguas, bajas, acumulativas y de barras, compuestas por material detrítico (Formación Seboruco*) y costas debidas a la abrasión marina y química, con los siguientes tipos:

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a­ Regulares, abrasivas. b­ Regulares abrasivo­acumulativas. c­ Con escotaduras (por pequeñas ensenadas, con muestra de una erosión secundaria o de menor grado). d­ Con escotaduras (por caletas) de abrasión diferencial.

3­ Costas de llanuras recientes de origen aluvial y denudativo, con los siguientes tipos: a­ Regulares, acumulativas (lagunas litorales). b­ En proceso de regularización (abrasivo­acumulativas). c­ Potamogénicas (deltáicas). d­ De acumulación biogénica (manglares). *Es oportuno aclarar que el término Formación Seboruco empleado en esta clasificación e introducido en la literatura geológica de Cuba por Schuchert en 1935, según da fe el Léxico Estratigráfico de Cuba (1990), en la actualidad se encuentra en desuso. Su sinonimia es la Formación Jaimanitas del Pleistoceno Superior temprano (Sangamon).

La propuesta de clasificación de las costas cubanas de Ionin y Suárez–Moré (1970), ha sido patrón de referencia para dos posteriores propuestas, que desafortunadamente han tenido menos alcance. Una es la de Cañas (1978), publicada en el Atlas XX Aniversario. Tiene una base de clasificación imprecisa y consta de seis tipos:

1­ Abrasivo­tectónica y erosivo­tectónicas, de bahía. 2­ Abrasivo­cársicas. 3­ Acumulativas. 4­ Deltáicas. 5­ De mangles, cenagosas y de esteros. 6­ Coralinas

La otra clasificación fue la de Ramírez y Sosa (1989), la cual representaron cartográficamente en un mapa publicado en el Nuevo Atlas de Cuba, donde aparecen los siguientes tres grupos:

1­De montañas y alturas diseccionadas y aterrazadas, de estructura compleja, formadas por procesos endógenos y exógenos subaéreos, que incluyen los siguientes tipos: a­De bahías tectónico­erosivas.

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b­ Abrasivas, de falla. c­ Dentadas, abrasiva y erosivo­tectónicas. d­ Erosivo­acumulativas.

2­De alturas y llanuras, aterrazadas, abrasivas y abrasivo­acumulativas, en material detrítico­carbonático de yacencia simple, que comprende los siguientes tipos: a­ Aplanadas, abrasivas. b­ Aplanadas, abrasivo­acumulativas. c­ Dentadas, abrasivas y abrasivo­acumulativas. d­ Aplanadas, abrasivas, de falla.

3­De llanuras bajas, planas, fluvio­marinas (deltáicas) y marinas, con los siguientes tipos: a­ Acumulativas (de laguna). b­ Abrasivo­acumulativas. c­ Potamogénicas (deltáicas). d­ Acumulativas biogénicas (manglares).

Las anteriores propuestas no han sido muy difundidas y la última excluye algunos tipos, como las de rías (término gallego, que se utiliza para definir pequeñas porciones del valle del río invadidas parcial o totalmente por el mar), cuya existencia es evidente. De manera general, lo más usual ha sido referirse a los procesos esenciales que ocurren en las costas: abrasión, acumulación y sus combinaciones; así como a su composición. Ejemplo: acumulativa biogénica, de manglares, etc. Esta tendencia fue heredada de algunos investigadores de la escuela soviética, lo que se justifica por su sentido práctico, ya que existen, probablemente, más propuestas de clasificaciones de costas que tipos de éstas en la naturaleza y además porque esta terminología abreviada identifica de manera clara y concreta el carácter físico del lugar en cuestión. En este trabajo se adopta la clasificación propuesta por Ionin y Suárez­Moré (1970). (Figs. II. 4A – II. 4I).

Fig. II. 4 A. Tipos de costas en la plataforma noroccidental, según Ionin y Suárez­Moré (1970). Escala 1: 250 000.

LEYENDA

TERRITORIO EMERGIDO DE LA PLATAFORMA

De acumulación biogénica (manglares)

TERRITORIO EMERGIDO DE LA ISLA DE CUBA

De acumulación biogénica (manglares) En proceso de regularización (abrasivo­acumulativas)

Regulares, abrasivo­acumulativas Regulares, acumulativas (lagunas litorales)

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Fig. II. 4 B. Tipos de costas en el sector intraplatafórmico punta Gobernadora­península de Hicacos, según Ionin y Suárez­Moré (1970). Escala 1: 250 000.

LEYENDA

Regulares, abrasivas Regulares, abrasivo­acumulativas

Identadas (por pequeñas ensenadas)

De bahías tipo bolsa, de disección erosiva y profunda De regularización, de falla (abrasivo­denudativas)

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Fig. II. 4 C. Tipos de costas en la plataforma norcentral, según Ionin y Suárez­Moré (1970). Escala 1: 250 000.

LEYENDA

TERRITORIO EMERGIDO DE LA PLATAFORMA

De acumulación biogénica (manglares) Regulares, acumulativas (lagunas litorales) Regulares, abrasivo­acumulativas

TERRITORIO DE LA ISLA DE CUBA

De acumulación biogénica (manglares) En proceso de regularización (abrasivo­acumulativas) Regulares, acumulativas (lagunas litorales)

Potamogénicas (deltáicas) Regulares, abrasivo­acumulativas

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Fig. II. 4 D. Tipos de costas en el sector intraplatafórmico punta Maternillo­punta Maisí, según Ionin y Suárez­Moré (1970). Escala 1: 250 000.

LEYENDA

TERRITORIO EMERGIDO DE LA PLATAFORMA

De acumulación biogénica (manglares)

De acumulación biogénica (manglares)

TERRITORIO DE LA ISLA DE CUBA

Regulares, abrasivas Regulares, abrasivo­acumulativas Identadas (por pequeñas ensenadas) Identadas (por caletas) De rías, de disección erosivo­tectónicas De rías y caletas, de disección erosiva De bahías tipo bolsa, de disección erosiva y profunda

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Fig. II. 4 E. Tipos de costas en el sector intraplatafórmico punta Maisí­cabo Cruz, según Ionin y Suárez­Moré (1970). Escala 1: 250 000.

LEYENDA De acumulación biogénica (manglares) Potamogénicas (deltáicas) Regulares, abrasivas Regulares, abrasivo­acumulativas Identadas (por pequeñas ensenadas) Identadas (por caletas) De rías y caletas, de disección erosiva De regularización, de falla (abrasivo­denudativas)

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Fig. II. 4 F. Tipos de costas en la plataforma suroriental, según Ionin y Suárez­Moré (1970). Escala 1: 250 000.

LEYENDA

TERRITORIO EMERGIDO DE LA PLATAFORMA

De acumulación biogénica (manglares) Regulares, acumulativas (lagunas litorales) Regulares, abrasivo­acumulativas

TERRITORIO DE LA ISLA DE CUBA De acumulación biogénica (manglares) En proceso de regularización (abrasivo­acumulativas) Regulares, acumulativas (lagunas litorales) Potamogénicas (deltáicas)

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Fig. II. 4 G. Tipos de costas en el sector intraplatafórmico punta María Aguilar­punta Cazones, según Ionin y Suárez­Moré (1970). Escala 1: 250 000.

LEYENDA

De acumulación biogénica (manglares)

Potamogénicas (deltaicas)

Regulares, abrasivo­acumulativas

Identadas (por pequeñas ensenadas)

Identadas (por cleats)

De rías y caletas, de disección erosiva

De rías, de disección erosivo­tectónicas

En proceso de regularización (abrasivo­acumulativas)

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Fig. II. 4 H. Tipos de costas en la plataforma suroccidental, según Ionin y Suárez­Moré (1970). Escala 1: 250 000.

LEYENDA TERRITORIO DE LA ISLA DE CUBA De acumulación biogénica (manglares) En proceso de regularización (abrasivo­acumulativas) Regulares, acumulativas (lagunas litorales)

TERRITORIO EMERGIDO DE LA PLATAFORMA De acumulación biogénica (manglares) Regulares, acumulativas (lagunas litorales) Regulares, abrasivo­acumulativas Identadas (por cleats) En proceso de regularización (abrasivo­acumulativas)

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Fig. II. 4 I. Tipos de costas en el sector intraplatafórmico punta Francés­cabo San Antonio, según Ionin y Suárez­ Moré (1970). Escala 1: 250 000.

LEYENDA

En proceso de regularización (abrasivo­acumulativas)

Regulares, abrasivo­acumulativas

Identadas (por pequeñas ensenadas)

De regularización, de falla (abrasivo­denudativas)

PLATAFORMA MARINA

Definición. En los trabajos publicados sobre geología de la plataforma marina de Cuba (Ionin et al., 1977; Atlas Nacionales de Cuba, 1970 y 1989; Cabrera, 1997 y Decreto­Ley 212, entre otros), no existe una definición clara y concreta de lo que se establece como plataforma marina para el archipiélago cubano, sobre todo en lo referente a sus límites.

Ionin y sus colaboradores (1977), basaron sus investigaciones en el territorio de la plataforma marina sobre la siguiente determinación: “... zona de aguas someras que circunda a continentes o a algunas islas grandes, con relación a su morfología consistente en una llanura de pendiente suave desde la orilla, con irregularidades aisladas y formas positivas y negativas grandes del relieve, las cuales han sido predeterminadas por las particularidades de la constitución geológica o condicionadas por la acción de disímiles procesos y factores exógenos y en particular del oleaje, gracias al cual la plataforma marina sufrió significativos cambios durante las regresiones y transgresiones del océano durante el Cuaternario Tardío”. Estos autores tienen en cuenta los principales elementos morfogenéticos, que caracterizan a la plataforma marina, pero sin llegar a una definición clara de su concepto. Por otra parte, no procede considerar para el caso de Cuba el oleaje como el factor determinante dentro de la evolución morfológica. Existen evidencias de que, en este caso, el papel preponderante le corresponde a los procesos biogénico y a los factores tectónicos y paleoclimático.

En el Atlas Nacional, publicado en el año 1970, se dice: “plataforma insular de Cuba (hasta de 100 a 200 m de profundidad) forma el pedestal de la Isla. En la plataforma predominan llanuras submarinas abrasivo­acumulativas con profundidades hasta de 10 a 20 m, sobre ella se levantan numerosas islas y arrecifes coralinos. La plataforma, inundada no hace mucho, por la reciente transgresión postglaciar del océano Atlántico, ha conservado abundantes restos del relieve subaéreo: cauces y deltas submarinos de ríos, corteza de intemperismo, formas cársicas, depósitos de turba, etc.”

En el Nuevo Atlas Nacional, publicado en el año 1989 se dice: “La plataforma insular bordea todo el Archipiélago con un ancho variable; su borde externo se encuentra a una profundidad entre los ­10 a ­20 y ­50 m. En ella predominan las llanuras abrasivo­acumulativas, con profundidades de hasta ­5, ­10 y ­20 m. En su relieve se encuentran formas subaéreas,

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como cauces, depresiones y manantiales cársicos, etc. Las sucesivas regresiones cuaternarias han dejado en sus bordes externos varias escarpas submarinas y profundidades variables de su fondo”.

Según Cabrera (1997), la plataforma marina insular desde el punto de vista geológico se puede definir como una gran unidad morfoestructural, que es continuación directa del territorio insular emergido y se extiende con una pendiente muy suave, hasta la línea geomorfológica de su transición al talud insular, situada convencionalmente en la profundidad de 200 m, a una distancia muy próxima a las isóbatas de 40 ó 50 m. Presenta rasgos morfológicos específicos que la diferencian del territorio emergido, los cuales se deben a la particularidad de los procesos exógenos que en ella se desarrollan durante el Cuaternario.

En este caso se da una tipificación morfogenética, pero el límite interior no se establece, mientras que el exterior no es preciso. Por otra parte, la idea de considerar a la plataforma marina como la continuidad del territorio emergido se fundamenta en que la composición geológica precuaternaria se extiende desde el territorio emergido hasta su fondo marino. Es oportuno aclarar que esta consideración no se puede tomar como universal, pues según algunos autores como Leontiev y Gershanovich (1975), la misma no contempla las zonas de aguas someras, circundantes a las costas formadas por plegamientos jóvenes (por ejemplo las de Chile), y algunas islas y arcos de islas. Existe también el caso de que zonas cubiertas por el mar no son más que deltas que se desplazan hacia su interior, tal y como sucede con el río Mississippi, donde los sedimentos deltáicos aún no han experimentado la diagénesis de sus depósitos.

En el Decreto­Ley 212 (Gestión de la Zona Costera), la plataforma marina insular se define como: “el fondo marino de pendiente suave, comprendido entre la línea de costa y el cambio pronunciado de la pendiente que da lugar a su borde exterior, regularmente a profundidades entre 100 y 200 m”.

Como se puede apreciar en lo anteriormente dicho, uno de los problemas en cuanto a la definición de la plataforma marina radica en establecer sus límites. Además de los ejemplos citados existen otros muchos. Ejemplo: es común encontrar en la literatura el término “zona de la plataforma marina”, que incluye la plataforma y la zona costera, y la definición de costa como “la parte terrestre de la zona costera” (Decreto ­ Ley. Gestión de la Zona

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Costera) o el término “llanura litoral”, que entre sus ambigüedades está el de considerar la zona costera como parte de la plataforma marina.

En opinión de Leontiev y Gershanovich (1975), lo más acertado es considerar el límite interior de la plataforma marina como la línea de costa u orilla del mar, que se utiliza para representar cartográficamente la frontera entre la tierra y el mar. El límite exterior mundialmente no es común a una isóbata determinada, sino que se refleja a través del borde superior del talud insular. Con frecuencia se ubica en las profundidades de los 100 ­ 160 m, pero puede encontrarse a profundidades de 500 ­ 600 m y hasta más de 1000 m. En algunos casos, como el de Cuba se encuentra en los 10 ­ 50 m, con predominio de los 25­30 m. En ocasiones el gradiente es tan alto y el espacio entre isóbatas de valores significativamente distintos tan reducido, que no permite separarlas mediante la cartografía a escalas medias y pequeñas. Este es el caso de Cuba, donde hasta en los ecogramas se hace difícil descifrar los valores de profundidad y trazar con exactitud el borde de la plataforma. Ante tal situación es necesario recurrir, condicionalmente, a un valor dado. Ejemplo: sobre la base de tal criterio, en el mapa geológico de los mares neríticos de Cuba a escala 1: 100 000 (Cabrera et al., 2004), se ha relacionado con la profundidad de los 50 m,

Los elementos citados demuestran que la dificultad para definir la plataforma marina como unidad morfoestructural no es un caso particular para el territorio cubano, no obstante a los muchos intentos realizados por los investigadores para lograrlo. Desde que en el año 1887 Mill (fide Dunaev, 1982), introdujo este término en la literatura científica bajo la denominación de shelf (palabra inglesa que se traduce al idioma español como peldaño), han surgido decenas de variantes para tratar de buscarle una definición única. Sin embargo, parece no existir ni una sola que universalmente y de forma clara y definitiva exprese el contenido del término “plataforma marina insular o continental”.

Quizás la forma más acertada de lograr un criterio universal en la definición de la plataforma marina es considerar a la misma, ya sea insular o continental, como la porción submarina de las tierras emergidas, que se extiende desde la línea de costa hasta el borde superior del talud (Fig. II. 2), donde concurren procesos exógenos específicos que junto a procesos endógenos originan formas propias del relieve, principalmente superficies llanas inundadas recientemente por el mar, con presencia de relieve relíctico subaéreo. Luego en cada caso particular se pueden considerar los atributos

Geomorfología

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litomorfogenéticos y oceanográficos que la caracterizan (morfología, estructuras, sedimentos, profundidad e hidrología, entre otros).

En el caso del archipiélago cubano la plataforma marina guarda relación directa con el plano estructural general del territorio emergido. Las regiones que la conforman se ubican en la prolongación de sus depresiones. En general, se cumple lo enunciado por Guilcher (1957), para las plataformas marinas, y es que son inversamente proporcionales al vigor del relieve emergido que las circunda, siendo bastas delante de las regiones llanas y colinosas y estrechas y hasta inexistentes delante de las regiones montañosas.

Clasificación. Leontiev y Gershanovich (1975), propusieron dividir las plataformas marinas en tres grupos: 1) plataformas transgresivas (llanuras subaéreas acumulativas, denudativas y denudativo­acumulativas); 2) plataformas de zonas montañosas, arcos de islas e islas oceánicas; 3) plataformas acumulativo­deltáicas. Estos investigadores al analizar las divisiones de las plataformas hechas por Shepard (1969) y Emeri (1971 fide Shepard, 1976), consideran que a pesar de ser un esquema más detallado no constituye una clasificación, ya que no abarca todos los tipos existentes de plataformas y además no hay un principio único de división. Tampoco ha recibido difusión la clasificación geoestructural propuesta por Geneshin et al. (1975), ni ninguna otra de las tantas que existen.

Esto es una cuestión aún por resolver, pero parece ser que pueden y deben tomarse varios puntos de partida para clasificarlas, tales como: los indicios estructurales; la génesis predominante en los diferentes complejos de forma del relieve; el carácter de la cubierta de sedimentos; los principales procesos y factores litomorfogenéticos existentes; la zonalidad climatológica donde estas se ubican; etc. En cualquiera de los casos se van a tener dos comunes denominadores: aumento del nivel del mar (eutatismo) y movimientos de descenso o ascenso del terreno, diferenciados por su intensidad y velocidad (tectónica), como es el caso de Cuba.

Zonación morfolitodinámica. Es común para las diferentes regiones de la plataforma marina del archipiélago cubano y para las demás regiones tropicales una zonación morfolitogenética latitudinal, dada por las particularidades de la manifestación de los procesos geológicos durante el Cuaternario, en particular. En trabajos precedentes (Ionin, et al., 1977,

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Cabrera et al., 1997, entre otros), se han considerado tres zonas de este tipo: exterior, central e interior.

La zona exterior se inicia en el borde superior del talud insular y se extiende hasta el borde interior de los arrecifes coralinos y los cayos, que están junto a ésta. Su pendiente varía entre los primeros grados y hasta más de 45 hacia el lado del mar abierto; donde se ubican varios niveles de terraza, incluyendo la prearrecifal que tiene un ancho variable entre algunas decenas de metros y hasta y 1­10 km. Está desprovista de sedimentos o posee solamente pequeños parches propios de cavidades cársicas. En general, predomina un relieve de alta energía, determinado, sobre todo, por el fuerte oleaje en una superficie aplanada.

La zona central se ubica entre las zonas exterior e interior, conformando una extensa planicie de aguas someras o macrolagunas, que se conoce también como laguna de la plataforma marina. El relieve es de energía media, con predominio de los procesos acumulativos biogénicos.

La zona interior o propiamente costera es considerada a partir de la profundidad de interrelación del oleaje local, provocado por brisas de poca duración en la pendiente submarina, donde se desarrolla un relieve de baja energía y las formas acumulativas presentes en ella surgen por la acción de procesos acumulativos marinos y de tierra firme. La misma se tiene en cuenta hasta donde llega el desarrollo de los manglares hacia tierra.

La práctica del uso y las investigaciones relacionadas con la plataforma marina y las costas indican que el establecimiento de la zona interior no es funcional desde el punto de vista cartográfico, pues su límite con la zona central es imposible de establecer, a menos que no se trate de investigaciones específicas y detalladas relacionadas con la hidrodinámica, ya que en condiciones climáticas normales no existe un oleaje tal que se pueda definir con claridad la línea de rompiente de las olas y esto es debido, entre otros factores, a la poca profundidad de las aguas y la presencia de terrenos circundantes emergidos y llanos cubiertos de vegetación, que amortiguan la acción del viento. Por otra parte, su definición es incompleta en relación al límite con los terrenos emergidos, pues a la vez que se considera como zona costera, excluye su porción no marina. Téngase en cuenta que la zona costera se define como el espacio de interacción de la tierra y el mar, mediante procesos que generan rasgos geomorfológicos

Geomorfología

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propios. Es más práctico unificar la zona central y la zona interior en una sola, quedando, entonces, la zona exterior y la interior.

Sectores de la plataforma (plataformas). No obstante, a que es habitual referirse a la plataforma marina de Cuba como un todo único, lo real es que alrededor del archipiélago cubano se diferencian los siguientes sectores de plataforma marina insular o simplemente plataformas marinas: noroccidental (golfo de Guanahacabibes), norcentral (archipiélago Sabana­Camagüey), suroriental, (golfos de Ana María y Guacanayabo) y suroccidental (golfo de Batabanó. (Fig. II. 3).

SECTORES INTRAPLATAFÓRMICOS

Se trata de sectores sin plataforma, que unen a las plataformas marinas (punta Gobernadora­península de Hicacos y punta Maternillo­punta de Maisí ­ por el norte; punta de Maisí­cabo Cruz, punta María Aguilar­punta Cazones y cabo Francés­cabo San Antonio­por el sur. Fig. II. 3). Los mismos han sido considerados en trabajos precedentes como sectores estrechos de la plataforma (Ionin et al., 1977; Cabrera et al., 1997). Esta determinación, evidentemente, no está acorde con los rasgos particulares utilizados para definir las características de la plataforma marina.

Lo anteriormente expresado se puede apreciar en la representación cartográfica de diferentes autores del Nuevo Atlas Nacional de Cuba (1989), donde se observa, por ejemplo, que en el mapa de ángulos de pendiente las escarpas comienzan a partir, prácticamente, desde la misma línea de costa (págs. IV2.2­3), lo cual constituye una acertada rectificación de la representación de este elemento expresado en el mapa geomorfológico del Atlas Nacional de Cuba (1970, pág. 26), en el que se contempla un territorio que supera ampliamente esta forma del relieve. Sin embargo, en el propio Nuevo Atlas, refiriéndose a la geomorfología, al relieve y a su regionalización en el archipiélago cubano (págs. IV1.1 y IV3.2­3), se hacen consideraciones similares a las ya referidas en el Atlas del año 70, donde también se afirma que “la plataforma marina bordea todo el archipiélago cubano con un ancho muy variable...”

Hay suficientes elementos que demuestran que el uso del término “plataforma marina estrecha” debe ser reconsiderado y emplearse en su lugar el de sectores intraplatafórmicos o sin plataforma, con bahías y otros elementos morfológicos que los hacen muy irregulares y que contactan casi

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directamente con el talud insular. Los mismos tienen un ancho variable entre algunas decenas de metros y hasta 1­2 km. Están, prácticamente, desprovistos de cayos y de sedimentos o poseen solamente acumulaciones de pequeños espesores, propios de cavidades cársicas.

Estos sectores se ubican estructuralmente en los flancos de anticlinales. Desde el punto de vista geomorfológico constituyen terrazas de génesis acumulativa, con una superficie actual abrasiva, cortadas, frecuentemente, en dirección normal y a veces paralela a la costa y al talud insular por canales.

TALUD INSULAR

Definición. El rasgo físico más sobresaliente en la constitución del territorio marino del archipiélago cubano es el desnivel existente entre la superficie del fondo de los mares neríticos (plataformas marinas y sectores intraplatafórmicos) y las grandes profundidades. Esto no es solo para Cuba, ya que esta es una de las formas planetarias del relieve submarino.

Sin embargo, no existe universalidad en cuanto a su definición, lo cual está dado por su complejidad y el bajo grado de estudio que lo caracteriza. La poca posibilidad de su utilización no ha precisado de un desarrollo tecnológico mayor para investigarlo más detalladamente. La mayoría de las definiciones coinciden en que constituye un elemento estructural de la zona de transición entre la corteza oceánica y la corteza continental.

En el caso de Cuba, donde existen varios taludes y que es común considerarlo como un todo único, se pueden definir desde el punto de vista geomorfológico como extensos escalones estructuro­tectónicos, formados por fallas y flexuras, con pendiente abrupta, que supera los 45 0 y profundidades variables. El mismo limita al archipiélago cubano de las depresiones y fosas marinas profundas circundantes a través de las plataformas marinas y sectores intraplatafórmicos de aguas neríticas.

Génesis. En el año 1982 Kartashov abordó el origen de los taludes insulares de Cuba a través del análisis paleogeográfico, utilizando la información de perforaciones en el territorio emergido y aguas someras del territorio cubano y de las Bahamas; así como de investigaciones sísmicas marinas profundas en ambos territorios. Ello le permitió sustentar la hipótesis de que los

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diferentes taludes, con excepción del que bordea la fosa de Bartlett, surgieron en el Plioceno como resultado de los desplazamientos verticales (levantamientos en el sur y hundimientos en el norte), a través de fallas profundas y flexuras. En el sector que circunda la fosa de Bartlett el talud insular es más antiguo.

La acumulación de depósitos de rocas carbonáticas del neoautóctono, ocurridos durante los procesos transgresivos, se vieron interrumpidos a partir del Mioceno tardío y hasta el Plioceno temprano por un levantamiento del territorio, acompañado de fallas, flexuras y división en bloques, que cambió el plano morfoestructural existente hasta el Mioceno. A la vez ocurrió el hundimiento de territorios aledaños, quedando así formado el talud insular y las demás morfoestructuras de la plataforma marina y la zona oceánica (ver más información en el tópico sobre factores y procesos endógenos genéticos del relieve y en el de caracterización geomorfológica, en este propio capítulo).

FORMAS DEL RELIEVE CIRCUNDANTES A LA BASE DEL TALUD INSULAR

En las profundidades que superan la base del talud insular, circundando el archipiélago cubano existen las siguientes formas regionales del relieve: dorsales, umbrales, hoyas y fosas.

Según la nomenclatura aprobada en 1958 por el Comité Internacional para las características del fondo oceánico (fide Núñez­Jiménez, 1982), los mismos se definen como: dorsal, elevación mucho más larga que ancha, con pendientes muy pronunciadas; umbral, elevación transversal que separa una cuenca submarina de otra, o de una cuenca del océano adyacente; hoya, depresión grande del fondo del mar y fosa, zona bien delimitada de una hoya en que la profundidad es superior a 6000 m.

3­ PROCESOS Y FACTORES GENÉTICOS DEL RELIEVE MARINO­ COSTERO

En la formación del relieve marino ­ costero, al igual que en tierras emergidas firmes, intervienen un gran número de factores y procesos de naturaleza física, orgánica y química. Estos pueden ser divididos en endógenos y exógenos. Los primeros se relacionan con la actividad externa de la tierra, que tiene como principales fuentes de energía al sol y a la luna.

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Los segundos están relacionados con fuerzas internas de la tierra, que en el caso de Cuba son sinónimo, fundamentalmente, de la actividad tectónica y los sismos de baja intensidad, ya que no está presente el volcanismo y la alta sismicidad ha sido muy limitada.

En el territorio cubano el análisis de todos los procesos y factores que determinan la génesis del relieve no se ha hecho de forma exhaustiva en las investigaciones precedentes (Ionin et al., 1977 y Cabrera, 1997, entre otros). Han sido abordados de forma más explícita solamente los procesos biogénicos, eólicos, quimiogénicos, fluviales y las corrientes marinas dentro de los hidrogénicos. Sin embargo, es también notorio el papel de otros muchos procesos y factores, tales como: oleaje, mareas, paleoclima, antropismo, relieve y litología del territorio emergido, sedimentación y deposición gravitacional, tectónica y sismicidad.

EXÓGENOS

El principal factor que determina el carácter y el ritmo de desarrollo en los procesos exógenos en tierra firme es el clima, el cual le imprime un gran dinamismo. Sin embargo, en el fondo marino el relieve que se forma no se encuentra en contacto directo con la atmósfera, por lo que su ocurrencia es mucho menos dinámica. Existen, además, otra serie de condiciones que determinan el carácter de la acción cualitativa de los procesos externos en el mar, las cuales tienen también marcada diferencia con respecto a los de la tierra emergida. Ejemplo: mayor estabilidad en la temperatura de las aguas y cierta estabilidad de los factores hidroquímicos e hidrofísicos (salinidad, densidad, movimiento de las aguas, etc.). La fuerza de abrasión y transporte de los sedimentos es superior con relación a los de la red hidrográfica y también lo es la fuerza de los vientos; mientras que la acción de los rayos solares es limitada, estando ausente en las partes más profundas. También es más limitada, de forma general, la acción antrópica.

Los procesos y factores exógenos, además de los antropogénicos, pueden ser divididos en marino e insulares, según sea el predominio de su distribución geográfica.

MARINOS

Geomorfología

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Se consideran aquí los procesos y factores que ocurren en la costa y el territorio marino propiamente dicho y son los siguientes: biogénicos (fauna y flora), eólicos, hidrogénicos (olas, corrientes y mareas), paleoclimáticos y quimiogénicos. En la literatura es común utilizar el término litoral o costero en lugar de hidrogénico, pero el mismo es más apropiado para designar la ubicación espacial (relativo a la distribución en la orilla o costa del mar) y no a la génesis.

Biogénicos

Fauna. Dentro de la fauna que interviene en el desarrollo del relieve marino, se encuentran los corales pétreos hermatípicos tropicales, es decir, constructores de arrecifes gruesos (corales pétreos). Forman un complejo ecosistema, en sus tejidos orgánicos se albergan unas microalgas llamadas zooxantelas (corales zooxantelados), las cuales viven en simbiosis con su huésped en una densidad de varios millones por centímetro cuadrado de pólipo. En Cuba se han registrado 55 especies de corales zooxantelados de las 133 especies de corales escleractinios reconocidas (Claro, ed., 2006). Cuarenta y cuatro especies de quince familias, del orden Scleractinia o Madreporaria, fueron estudiadas por Zlatarski y Martínez­ Estalella (1982) en varias regiones de Cuba. De forma general, presentan una distribución amplia y prácticamente continua, pero con predomino de algunas especies. Ejemplo: Acropora palmata (coral orejón) y Montastraea annularis en el mar abierto. En el caso de la zona interior del golfo de Guacanayabo los que dominan son, fundamentalmente, corales ramificados de los géneros Oculina y Cladocora, resistentes a la sedimentación.

Existe, además, la biocenosis de un conjunto de especies (foraminíferos, esponjas, erizos, algas calcáreas, moluscos, equinodermos, gasterópodos y otros), el cual alcanza hasta 70%, con relación a los corales. Estas intervienen en las llamadas construcciones coralinas, que en realidad sería más correcto denominarlas biohermas (montículos orgánicos). Las mismas crecen hacia arriba a un ritmo de entre 1 y 100 cm al año. Según Ionin et al. (1977), para Cuba, el ritmo de crecimiento raras veces supera los 0,5­2 m en cien años, aunque algunos de los géneros de corales, como Acropora prolifera alcanzan hasta 2­4 cm por año. Pueden ocupar grandes extensiones territoriales. Según datos de (Claro. ed., 2006), Bahamas y Cuba, con más de 3 000 km 2 , comparten casi empatados el primer lugar en extensión de arrecifes en el Atlántico occidental tropical, seguidos por Colombia, con 2 060 km 2 .

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Como ya fue señalado, los corales hermatípicos construyen estructuras pétreas. Estas son sólidas, masivas, de origen biológico, y con formas variadas (barreras, orlas y atolones), desarrolladas en el fondo de mares neríticos tropicales, o sea, hasta 30º al norte y al sur del ecuador, pero más óptima hasta los 4º (arrecifes) o en aguas profundas y frías que al fosilizarse devienen en importantes formaciones geológicas, conocidas desde el período Jurásico. Ejemplo: las calizas arrecífales de la Formación Jaimanitas, que festonean a todo el archipiélago cubano y son el paleofondo inmediato de su territorio marino hasta el borde del talud insular. Las construcciones coralinas constituyen estructuras que protegen las costas contra la abrasión, producida por oleaje y son una importante fuente de bioclastos (arena, cantos y bloques), para la creación de formas acumulativas del relieve costero (terrazas, playas, barras y camellones de tormenta).

Las construcciones coralinas en su desarrollo dan origen a importantes formas del relieve. Ejemplo: barreras, atolones y arrecifes, entre otros. Presentan un perfil transversal, con una serie de cinturones o zonas ecológicas, los cuales cambian con la profundidad, de acuerdo a las características sedimentológicas, hidrológicas y litológicas del sustrato rocoso.

En Cuba ha sido una práctica denominar a las formaciones coralinas de las siguientes formas: barreras (en el borde de las plataformas), arrecifes franjeantes (en el borde de los sectores intraplafórmicos), bancos y parches (zona interior de las plataformas). Pero en opinión de Claro (ed., 2006), el término barrera es discutible. Al respecto se plantea lo siguiente: “asignar la clasificación de arrecife de barrera puede en algunos casos ser difícil, ya que los límites entre éste y un arrecife de borde son confusos (Spalding et al., 2001). Por ello, Alcolado et al. (2003), prefirieron no llamar barreras a ningún arrecife de Cuba, tomando en cuenta que una de las definiciones más aceptadas de este tipo de arrecife (incluyendo a Spalding et al., 2001) plantea la existencia de una laguna profunda, y tomaron como referencia de esta tipología a las barreras Australiana y de Belice, con lagunas más profundas que las posibles barreras de Cuba. Partiendo de las definiciones de Kosmynin y Kuztnetzov (1990), que se basan en las asignaciones del término “barrera de arrecife” hechas a varios arrecifes por Charles Darwin, un arrecife puede tener una laguna de pocos metros de profundidad y ser una barrera, si la laguna lo separa de una isla o masa territorial de origen no

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arrecifal. En este contexto entra el arrecife del Archipiélago de los Colorados (ya designado como barrera por Walton­Smith, 1948, y apoyado por las perforaciones de Ionin et al., 1977), y puede incluirse la larga cadena de cayos y arrecifes del Archipiélago Jardines de la Reina (González­Ferrer, 2004), establecidos sobre estructuras de origen coralino del Holoceno (Ionin et al., 1977). Según Vladimir Kosmynin (in litt.), el Archipiélago de Los Canarreos podría ser clasificado como arrecife de barrera, considerando que el propio Golfo de Batabanó, como supuesta laguna arrecifal, los separa de la isla principal de Cuba. Esto último, que parece plausible, puede requerir más profundización geológica para arribar a una clasificación definitiva.”

De la literatura clásica se conoce que los corales de aguas neríticas necesitan de condiciones ecológicas mínimas para sobrevivir y desarrollarse, tales como: 1) temperatura del agua nunca inferior a 16­ 18 o C y no mayor de 29º C ; 2) buena iluminación, la cual se comporta favorable hasta los 20 m aproximadamente; 3) emersión no prolongada, de ahí la imposibilidad de crecimiento por encima del nivel medio de la marea; 4) aguas ricas en oxígeno y agitadas; 5) alta salinidad (27­40 ‰) y 6) un sustrato letificado.

La alteración de las condiciones antes señaladas conlleva a la desaparición del ecosistema coralino. Así lo evidencian los registros históricos del desarrollo geológico de la tierra, con desapariciones masivas de los corales por cambios en su hábitat. El último y quizás más significativo de estos episodios en el caso de Cuba tuvo lugar durante la retirada hacia el Atlántico Sur durante el Wisconsin, cuando se estima que el nivel medio del mar estuvo en 120­135 m por debajo del actual, (Fig. II. 5) hace de 17 mil años AP o algo más según diferentes autores. Ejemplo: Wyrwoll et al. (2000) y Jackson et al. (2000) estiman 21 mil años AP.

Una vez concluida la regresión del Wisconsin y durante la transgresión Flandriana, los corales se reinstalaron en el borde la plataforma marina, en tramos de los sectores intraplatafórmicos y en el interior de las plataformas. En los dos primeros casos, a menudo, constituyen eslabones de arrecifes, debido a la presencia de bloques, fallas activas y movimiento de aguas turbias a través de los canales de marea. Su pendiente es de alrededor de los 30 o y el mayor desarrollo lo alcanzan hasta la profundidad de apenas 15­ 20 m, pudiendo llegar hasta los 50 m. Esto es similar a como ocurre en el resto del Caribe y diferente a otras regiones. Ejemplo: los atolones del océano Pacífico, donde la pendiente alcanza hasta 50­60 o . Para Ionin et al. (1977), esta diferencia de pendiente se relaciona no solamente con la

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morfología propia de los atolones, sino también con las variaciones glacioeustáticas ocurridas en el Cuaternario, las cuales provocaron la retirada de los corales hacia latitudes más cálidas durante los períodos glaciares.

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Fig. II. 5. Curva de las variaciones eustáticas durante el Pleistoceno Superior­ Holoceno, propuesta, sobre la base de los datos radiocronoestratigráficos del sur de la Florida, según Pirazzoli (1991), Shepard (1960), Segota y Curray (1968 y 1960 fide Ionin et al., 1977); así como de perfiles sismoacústicos y observaciones submarinas en la plataforma marina y el talud insular del archipiélago cubano.

Los corales reinstalados en el interior de las plataformas forman, comúnmente, armazones con tendencia circular, semejantes a pequeños atolones; así como bancos, cadenas y complejos laberintos. La más desarrollada de estas formas del relieve se encuentra en la parte este del golfo de Guacanayabo (Gran Banco de Buena Esperanza). Aquí tienen la particularidad de desarrollarse sobre sedimentos arcillosos endurecidos y no de calizas, como en el resto de los casos en el archipiélago cubano (Fig. II. 6).

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Fig. II. 6. Perfiles geológicos a través del golfo de Guacanayabo: latitudinal (superior) y transversal (inferior) (Ionin et al., 1977).

Leyenda

(1) Limo, (2) moluscos, (3) arcilla, (4) corteza de intemperismo, (5) limo arcilloso (6) caliza, (7) arena y limo arenoso y (8) pozos de vibrosonda.

Como ya fue señalado, los corales también dan origen a formas del relieve en las zonas profundas del fondo marino. Ejemplo de ello es una comunidad descubierta en la zona económica de Cuba dentro del golfo de México, durante los Estudios de Línea Base para prospección de hidrocarburos en la

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recién finalizada década de los años 90 (Figs. II. 7, II.8, II.9 y II. 10). (Repsol YPF y CUPET s a, materiales inéditos).

Fig. II. 7. Restos del arrecife y su sustrato rocoso diseminados sobre la mesa de trabajo. La roca donde crece el arrecife está fracturada en forma angulosa. La parte más superficial constituye una película de color negruzco pardo sobre una aureola amarillento­ferrosa, que recubre la parte amarillento­crema más fresca de la roca.

Fig. II. 8. Relieve esquelético en la superficie de la roca. Por las oquedades más profundas se distingue la coloración amarillento­ferrosa de la aureola de oxidación, que subyace a la superficie alterada de color oscuro. En el centro, un ejemplar de los ofiuroideos que forman el arrecife y en la esquina superior derecha al lado de la roca yace una esponja silícea.

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Fig. II. 9. Fragmento de un coral ahermatípico. En su extremo derecho se aprecia un organismo (probablemente una esponja) aún vivo en el momento de tomar la imagen (los cuatro puntos anaranjados). Debajo del coral se encuentra un fragmento de roca, en el cual se puede distinguir la zonación de colores que caracteriza al corte (de arriba hacia abajo: oscuro, amarillento­ferroso y amarillento­ crema).

Fig. II. 10. Base del arrecife con fauna muerta y viva, cubierta parcialmente por la escoria de la superficie alterada de la roca. Se pueden distinguir gusanos serpúlidos, corales ahermatípicos, esponjas e hidrozoos.

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Su ubicación corresponde a las siguientes coordenadas: 23 26,655 N, 81 47,369 W y 23 26,817 N; 81 45,819 W. Profundidades entre 2549,2 y 1538,0 m, donde se localiza una serie de montículos de unos 80 m de altura por encima de la superficie del fondo, según datos sismoacústicos. Sobre las rocas se localizó una comunidad bentónica incrustante y adherida compuesta por tubos de gusanos serpúlidos, esponjas pequeñas de tipo silíceo, y fragmentos de corales hermatípicos robustos muertos y vivos, de 2,5 cm de diámetro como máximo; así como hidrozoos y fauna críptica, con pólipos de coloración rosada y blanco­crema y ramificación bifurcada, que ocupan un 80–90 % de la superficie. Otros organismos localizados fueron restos de ofiuroideos de color escarlata, cuyo disco tiene un diámetro aproximado de 1 cm. Los corales presentan una estructura consolidada y sin fosilizar de aragonito, que sirve de soporte para el asentamiento de organismos incrustantes, como los briozoarios.

Este conjunto faunístico, la superficie negruzca "carsificada" de la roca y la aureola que la circunda, pudiera ser el resultado de emanaciones de gases, específicamente de metano. Según ha sido reportado por investigaciones realizadas a profundidades de más de 1000 m, comunidades bentónicas se desarrollan en este medio hostil (condiciones químicas extremas y baja luminosidad), gracias a su simbiosis con bacterias quimiosintéticas (Somoza, 2000). Estos son grupos de bacterias que se adaptan a vivir en medios ricos en metano y otros componentes químicos, adoptando la quimiosimbiosis (transformación energética a través de sulfuro o carbono del metano, como principal fuente de energía y derivación). Un antecedente que pudiera avalar esta suposición son los reportes del autor antes mencionado sobre la presencia de grandes comunidades faunísticas alrededor de puntos de escape de gases por debajo de los 500 m de profundidad del mar, en el golfo de México.

Somoza (2000) también confirmó que la oxidación del metano que asciende a la superficie es otro de los procesos que facilita las condiciones de vida en zonas marinas profundas, provocando la formación de carbonatos, sulfuros y sulfatos sobre el fondo, que crea costras duras y facilita la formación de colonias arrecífales, como las que se localizan en Porcupine al sur de Irlanda, donde viven a profundidades de 750 y 1000 m, asociados a emisiones de gas metano, a través de fisuras en el talud continental.

Además de la fauna anteriormente mencionada, que interviene en la génesis del relieve existe una serie de organismos y microorganismos en los mares

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neríticos, específicamente, que también lo hacen mediante bioturbaciones en los sedimentos y rocas del fondo marino hasta la profundidad del agua de unos 50 m. Las realizan a través de perforaciones o excavaciones, que en algunos casos superan la decena de milímetros por año. Con ellos están relacionados algunos erizos, gusanos anillados (Polypora), moluscos (Saxicara, Pholas, Lithophagus), esponjas (Cliona), foraminíferos, cangrejos y bivalvos (Teredo), entre otros.

La bioturbación y destrucción de los depósitos del fondo también pueden ser causadas por la acción bioquímica. Ejemplo: cuando las algas son arrancadas del fondo marino y transportadas en grandes cantidades hasta las costas rocosas o cuando existe segregación de diferentes ácidos durante el proceso de vida de algunas especies.

En general, las acciones anteriormente señaladas intervienen como catalizadores en el proceso bioacumulativo junto a las formaciones coralinas y al de carsificación y abrasión, principalmente, y por ende en la formación del relieve. Ejemplo: frente a playa Viriato, en el norte de Ciudad de La Habana, los investigadores del Instituto de Oceanología han probado que los erizos rebajaron desde 1935 a 1967 una capa de unos 10 cm de calizas coralinas (Núñez­Jiménez, 1984).

El papel directo o indirecto de los microorganismos y organismos en la modelación del relieve del fondo marino­costero ha sido abordado en muchas investigaciones (Leontiev, 1955; Guilcher, 1957; Derrau, 1966 y Coque, 1977, entre otros). Sin embargo, muchos de ellos no siempre han sido considerados en la práctica para evaluar los factores y procesos genéticos del relieve, lo cual pudiera estar relacionado con que a veces la acción no es muy perceptible.

Flora. Entre los principales componentes de la flora, que intervienen en la génesis del relieve marino­costero, se encuentran los manglares. Estos se desarrollan sobre las acumulaciones de arenas y limos arcillosos de las costas circundantes a los diferentes sectores de la plataforma y en las costas de las bahías y ensenadas de los sectores intraplatafórmicos; así como en las costas y superficies de los cayos. En zonas con aportes de agua dulce y nutrientes forman bosques de hasta 20­25 m de altura y una gran densidad, mientras que en aguas muy saladas y pobres en nutrientes pueden ser de pequeña talla, achaparrados o enanos (Claro, ed., 2006).

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Los manglares están presentes en alrededor del 70 % de las costas cubanas. Ocupan una superficie de 5 321 km 2 , que equivale a 4,8 % de la superficie terrestre total de la isla de Cuba y 26 % de la superficie total de sus bosques (García­Montero, 2003), siendo, probablemente, una de las formaciones vegetales de mayor cobertura en el país. Las áreas de más abundancia son: del cabo de San Antonio a Bahía Honda y de península de Hicacos a bahía de Nuevitas (por el norte), de cabo Cruz a Casilda y de bahía de Cochinos a cabo Francés (por el sur); así como el norte y este de Isla de la Juventud y la gran mayoría de los cayos, lagunas costeras y bahías (2006. Fig. II. 11). Por su extensión, los manglares cubanos ocupan el noveno lugar en el mundo y el tercero en América tropical. Los mismos están representados por tres especies arbóreas verdaderas: mangle rojo (Rhizophora mangle), mangle prieto (Avicennia germinans) y patabán (Laguncularia racemosa) y una pseudoespecie conocida como yana (Conocarpus erectus).

Fig. II. 11. Principales áreas de manglares de Cuba (tomado de Claro, ed., 2006). La gran mayoría de las zonas estuarinas; así como los cayos, incluyendo las no visibles a la escala de este mapa, se encuentran cubiertos o al menos bordeados de manglares.

Geomorfología

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Desde el punto de vista de la formación del relieve marino­costero los manglares tienen una significativa importancia, la cual radica en que a la vez que fijan las formas acumulativas sobre las cuales nacen y se desarrollan, las hacen crecer areal y verticalmente. Ello es posible debido a que constituyen una fuente de materia orgánica (hojas, madera, raíces y su microbiota asociada), y a que retienen en el entretejido de sus raíces los sedimentos transportados desde las tierras emergidas por la red hidrográfica y/o desde el mar por las olas y corrientes. También disipan la acción del oleaje y evitan la abrasión y la erosión. Esto permite el crecimiento del manglar hacia el mar, cambiando la morfología de la línea de costa, con un ritmo de desplazamiento, que puede alcanzar hasta varios metros por año.

Este cambio es notable en las cartas hidrográficas, imágenes satelitales y fotos aéreas, con varios años de diferencia entre sí. Se puede observar, por ejemplo, la conversión de cayos en algunos bancos y formas cársicas positivas del fondo, por la expansión de la vegetación de mangles. La importancia del manglar sobre la formación del relieve se observa también en la superficie de los cayos rocosos que poseen canales de marea y están bajo la influencia de movimientos neotectónicos ascendentes. A medida que estos canales ascienden a la superficie, el manglar junto a otras plantas comienza a desarrollarse sobre éstos, cambiando su morfología (Figs. II. 12, II. 13).

En la zona costera con abundantes arenas secas y otros depósitos clásticos existen también plantas halófilas, que permiten el desarrollo y conservación de formas acumulativas (dunas, barras y camellones de tormenta. Figs. II. 14, II. 15, II. 16). En el caso de las dunas el desarrollo ocurre en tres etapas fundamentales: 1­ las plantas sirven de obstáculo para detener el transporte de la arena hacia tierra adentro (plantas pioneras); 2­ las plantas cubren a las dunas, necesitando un constante aporte de arenas para vivir y sobre todo las rastreras (plantas fijadoras), que juegan un papel de edificadoras y al dejar de recibir arenas frescas, ceden su lugar a otras plantas que no necesitan de tales condiciones para desarrollarse, las cuales estabilizan las dunas (plantas permanentes).

En general, las formas acumulativas del relieve costero originadas por depósitos friables deben en gran parte su existencia (génesis, evolución y conservación), a la presencia de la vegetación en su superficie.

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Fig. II. 12. Esquema evolutivo del delta de marea oriental de cayo Fragoso. Se produce la mudanza de la línea de costa (líneas discontinuas en el dibujo), debido al desarrollo de la vegetación por el ascenso del terreno y la abrasión y acumulación de sedimentos (tomado de Magaz et al., 1991).

L í n e a d e c o s t a o r ig i n a l y s e n t id o d e l r e t r o c e s o , q u e e n la a c t u a l i d a d e s t á o c u r r ie n d o

C a n a l e s d e m a r e a , c o lm a t a d o s

C a n a l e s d e m a r e a , a c t i v o s

Geomorfología

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Fig. II. 13. Influencia de la vegetación en la transformación del relieve. Superficie de un cayo en emersión (cayo Coco (tomado de Cabrera et al., 1997).

Leyenda

1­ Depresiones cársicas (casimbas), 2­ canal de marea sobre la superficie rocosa en proceso de colmatación, 3­ vegetación sobre calizas de la Formación Jaimanitas, 4­ depósitos palustres (alto contenido de materia orgánica por aporte de la vegetación), 5­ sedimentos arcilloso­arenosos, 6­ cayo de mangles, 7­ límite entre calizas y depósitos palustres.

Barlovento Sotavento

Fig. II. 14. Proceso de formación de una duna.

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Fig. II. 15. Barra constituida por oolitas y biocalcarenitas. Formación Los Pinos, en cayo Coco, plataforma norcentral. El corte muestra su estratificación oblicua, que ha quedado aflorando por la acción abrasiva. El mar va avanzando tierra adentro y despojándola de la vegetación que le da sujeción ante su débil litificación.

Camellón de tormenta

Fig. II. 16. Camellón de tormenta en la superficie de un acantilado, su perdurabilidad depende, fundamentalmente, del desarrollo de vegetación en su superficie.

Geomorfología

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Los pastos marinos también juegan un importante papel en la formación del relieve. Ellos alcanzan un profuso desarrollo en el fondo de la plataforma marina, ocupado por depósitos friables (arenas, limos y arcillas (ceibadales. Fig. II. 17). Estos biotopos están distribuidos de forma discontinua y con densidad variable en toda la plataformas marinas de Cuba, ocupando más de 50% (Claro, ed., 2006), predominan en las plataformas suroccidental y noroccidental.

Fig. II. 17. Los pastos marinos, constituidos, principalmente, por la fanerógama Thalassia testudinum, cubren grandes extensiones de la plataforma. Son una importante fuente de bioclastos, que intervienen en la génesis de formas acumulativas del relieve en las costas y el fondo marino (tomado de Claro, ed., 2006).

En los pastos predominan las algas Thalassia testidium, Halimeda sp. y Syringodium filiformis. También existen parches de la hierba Haladule wrightiia, acompañada de algas Dasycladales, Gigartinales y Caulerpales. Los mismos son altos productores de sedimentos carbonáticos, que junto a los restos faunísticos son de importancia para el origen de formas acumulativas del relieve marino y costero. Además, contribuyen al desarrollo y a la conservación de los corales al formar una especie de trampa de sedimentos y materia orgánica, formando una especie de barrera de contención.

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Eólicos

La zona exterior de la plataforma marina y los sectores intraplatafórmicos están bajo la influencia directa de las direcciones generales de los vientos, que azotan el archipiélago cubano, es decir, del nordeste (alisios) y del norte en invierno y del este­ noreste en verano. La zona interior de la plataforma y sus costas reciben solamente la acción moderada de los vientos predominantes en las diferentes épocas del año, por encontrarse bajo la protección de la cayería, los manglares y las formaciones coralinas.

La acción de los vientos tiene incidencia directa en la magnitud del oleaje y las corrientes, bajo la acción de los cuales se transportan los sedimentos hasta acumularse en determinados lugares del fondo marino bajo o de la costa. Cuando se manifiestan de forma normal y prolongada contribuyen al origen de una gran variedad de formas acumulativas del relieve (barras, tómbolos, playas, dunas, bancos, etc.) o abrasivas (terrazas, acantilados, nichos y otras).

Cuando el ritmo del oleaje sufre alteración por el influjo de los vientos, alcanzando sus máximas velocidades, debido al paso de sistemas frontales (centros de bajas presiones extratropicales y tormentas locales) y disturbios de carácter tropical (perturbaciones y huracanes), con frecuencia, en las zonas que normalmente se producen formas acumulativas ocurre una inversión del proceso, pasando a la abrasión intensa. Ejemplo: es común que en la temporada invernal las playas tengan gran pérdida de arenas, hasta alcanzar su totalidad en algunos casos. En las zonas costeras de tipo abrasivo también se intensifica la abrasión, pero además, pueden ocurrir acumulaciones en la parte superior del acantilado o en la terraza emergida inmediata (barras de arenas y camellones de tormenta. Fig. II. 16), formados por arenas, gravas, cantos y bloques (huracanolitos); así como restos antrópicos (madera, vasijas y otros).

El proceso eólico bajo su constante acción sobre las arenas de las playas origina las dunas de arenas costeras, actuales y fosilizadas (eolianitas) (Figs. II. 17, II. 18, II. 19). Estas últimas se desarrollaron durante el Pleistoceno (formaciones Guanabo, Playa Santa Fe y Cayo Guillermo). La dirección predominante de entrecruzamiento de sus capas de 0 a 30 0 al noreste, al sur y al sureste, coincidente con las principales direcciones actuales de los vientos, demuestra que la variabilidad de la dirección de

Geomorfología

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éstos se ha mantenido prácticamente constante por lo menos desde el Pleistoceno Superior.

Fig. II. 17. Eolianitas de la Formación Cayo Guillermo, en cayo Guillermo (plataforma norcentral). Forman la duna fósil de mayor altura en el archipiélago cubano y el Caribe (12 m) y está clasificada como un elemento destacado del relieve.

Fig. II. 18. Duna formada por calcarenitas oolíticas y biocalcarenitas de la Formación Los Pinos, en cayo Coco (plataforma norcentral). La abrasión mediante el avance del mar hacia tierra adentro ha provocado su destrucción hasta la proximidad de su eje longitudinal.

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Fig. II. 19. Duna de Loma del Puerto, en cayo Coco (plataforma norcental). Hay una activa acción del mar, mientras este avanza hacia tierra adentro. Las eolianitas oolíticas y biocalcarenitas de la Formación Los Pinos se van convirtiendo en una gran fuente de aporte para el incremento de la playa que la antecede. La duna ya ha sido cortada muy próximo a su eje longitudinal.

Hidrogénicos

Olas. Son deformaciones que constituyen crestas y surcos generados por oscilaciones periódicas de la superficie del agua, incorporadas a un tren de ondas en progresión. Se producen por la fricción del viento con la superficie del agua y constan de las siguientes componentes o deformaciones: 1­ longitud de ondas (L), que es la distancia horizontal entre dos crestas sucesivas; 2­altura (H) (Fig. II. 20), la cual está dada por el desnivel vertical entre una cresta y un surco o seno y 3­ el arqueo que se determina por la relación entre la altura y la amplitud. El tiempo transcurrido en pasar dos crestas sucesivas por un mismo punto se denomina período de la ola y a partir de él se deduce su velocidad de propagación.

Estas deformaciones son el resultado de un movimiento ondulatorio en cada partícula de agua que está animada por un movimiento orbital. Tiene una dependencia directamente proporcional a la velocidad del viento, al tiempo que ha estado soplando (duración) y a la extensión del mar abierto sobre la que el viento actúa (fetch o recorrido). Las olas formadas directamente en la zona que sopla el viento se denominan forzadas. Las que se propagan fuera

Geomorfología

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de ella y en especial cuando está bajo la acción de vientos producidos por tormentas se denominan oleaje y mar de fondo o de leva. En este último caso se está en presencia de un mar ondulado con un oleaje suave, donde solo la franja extrema de la playa es rozada por pequeñas olas o una marejada larga, que arriba a la costa de forma violenta o en resaca (Fig. II. 24).

Movimiento de oscilación (orbital) Movimiento de traslación.

H H L L

R

Fig. II. 20. Movimientos de las partículas en las olas durante su oscilación y traslación, donde H es su altura, L­ su longitud y R­resaca.

La magnitud de las olas se determina por su altura en función de la fuerza o velocidad del viento y del fetch con variación entre 0 y 14 m (según la escala de Douglas fide Suárez­ Moré (1976). En el caso del archipiélago cubano, que tiene una configuración estrecha, alargada y arqueada, con una influencia, principalmente, de vientos alisios del primer y segundo cuadrantes casi todo el año, tanto en la costa norte como en la sur, predomina alrededor de un 75% de las olas de altura baja (<2,5 m). Esto condiciona el desarrollo de las costas de baja energía, de relieve llano, que ocupan alrededor de un 50% de las existentes. En contraste con las costas de alta energía de relieve escarpado.

Desde el punto de vista de la morfología marino­costera, el oleaje solo es de importancia para las aguas poco profundas (menos de 50­100 m para los mares tropicales y continentales, y 150­200 m para los océanos), que es cuando ejercen alguna influencia sobre el fondo (Fig. II. 20). La energía que aporta el oleaje y, por lo tanto, su capacidad para modelar una línea de costa depende de la altura de la ola.

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En las cercanías de las costas y en dependencia de sus rasgos morfológicos, las olas sufren modificaciones que consisten en cambios de dirección, semejantes a los que sufren los rayos ópticos y se producen a partir del momento en que la profundidad del agua se hace inferior a la mitad de la longitud de la ola. Ejemplo: se produce una reflexión cuando chocan con un obstáculo, bajo un ángulo de reflexión igual al ángulo de incidencia (Fig. II. 21 A), si la incidencia es perpendicular da lugar a una agitación o sistema de ondas estacionarias, donde las crestas y surcos permanecen fijos, pero con un desplazamiento alternativo. Si se está en presencia de una incidencia oblicua el oleaje no será estacionario. En uno y otro caso la inclinación del obstáculo aumenta la reflexión hasta hacerse total cuando se alcanza los 90 o . También se produce una refracción cuando las isóbatas no son paralelas a las crestas de las olas y hay una tendencia a orientar las crestas en sentido paralelo a las isóbatas (Fig. II. 21 B). Por último, el contorneo de las olas al extremo de un obstáculo, con un cambio de dirección de las ondas que penetran en la zona abrigada, donde se amortiguan rápidamente, produce una difracción (Fig. II. 21 C).

Dirección ortogonal del oleaje.

Línea de costa.

Frente de olas (refracción).

Oleaje reflejado (reflexión).

Fig. II. 21 A, B, C. Refracción del oleaje en las cercanías de una costa de pendiente suave, rectilínea (A), con salientes y entrantes (B) y en presencia de un obstáculo (C), (basado en Coque, 1977).

Las olas también sufren modificaciones al aumentar su altura y arqueo, disminuyendo su longitud y aumentando la simetría de sus crestas. El aumento de arqueo y asimetría la conducen a su caída primero y a la ruptura

A

C

B

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después, transformando el movimiento ondulatorio en movimiento de traslación (Fig. II. 20). Tal y como afirmara Coque (1977), es precisamente en la zona de ruptura donde la ola se convierte en agente morfogenético, como consecuencia de la gran cantidad de energía que libera. En dependencia de la profundidad de las aguas de la orilla, pueden suceder dos cosas cuando las olas chocan con la misma: 1) que el choque ocurra en aguas profundas, en este caso se levanta la cresta, pero no ejerce una presión significativa contra la pared del acantilado, a menos que no sea la hidrostática y no se produce un socavamiento, golpeándose solamente el techo del acantilado voladizo al saltar las olas; 2) si el choque ocurre en aguas poco profundas el movimiento orbital se acaba y la ola rompe en voluta, hundiéndose de golpe o encorvándose y volviéndose sobre sí misma.

En ambos casos el movimiento de oscilación se transforma en movimiento de traslación. Este último puede acometer una gran acción por presión, choque, ametrallamiento y bombardeo por los fragmentos de rocas que transporta y la succión que al retirarse se produce por acción de la gravedad, una vez que se ha producido la ruptura. Esto ocurre en presencia de una costa accidentada. Las olas al desplazarse hacia los entrantes, chocan con el flujo de las aguas someras en márgenes laterales debido a lo cual éstas se dilatan significativamente, con pérdida de energía y como resultado surgen condiciones propicias para la acumulación de sedimentos hacia la parte central de los laterales de las bahías y ensenadas (Fig. II. 21 B). En los salientes cambian de dirección y tienden a juntarse y a comprimirse, produciéndose una concentración máxima de energía que provoca la abrasión.

El oleaje mediante el choque hidráulico y de los fragmentos de rocas es el principal agente en el proceso de abrasión de las costas abrasivas y particularmente en las que son escarpadas, junto a las cuales el fondo tiene una pendiente abrupta y el material detrítico es arrastrado hacia el talud insular. En los segmentos acumulativos de las costas expuestas al mar se produce la extracción de grandes volúmenes de arenas debido a la fuerte resaca, sobre todo, cuando no se conservan los elementos naturales de la costa. A la vez, el oleaje puede constituir uno de los factores para la acumulación, mediante el arrastre del material detrítico hacia la costa bajo la ocurrencia rítmica y prolongada, como suele ocurrir durante el verano en las playas.

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Uno y otro proceso (acumulación y abrasión), tienen estrecha relación con la formación de los diferentes rasgos morfológicos, el carácter de los ángulos de pendiente del terreno precedente, la fuerza del oleaje y el tamaño de las partículas.

El transporte o acarreo de los sedimentos es una mezcla de movimientos paralelos y perpendiculares con relación a la línea de costa, que también pueden desarrollarse unidireccionalmente. Este puede ocurrir por saltación, rodadura, suspensión y arrastre, en dependencia de: tamaño de las partículas, pendiente de la superficie del fondo y la fuerza de las corrientes y las olas.

Si la pendiente de la superficie del fondo en su estado inicial tiene un talud abrupto (mayor de 8­9°), entonces igualmente lo será el declive de las acumulaciones que ocurran de una granulometría dada y el perfil de equilibrio será limitado por el zócalo y el acantilado rocoso, con carácter abrasivo y evolución lenta, pero estable. El material se desplaza solamente hacia abajo y la línea de costa se desplaza hacia tierra. No habrá línea neutral (Fig. II. 22 A).

En presencia de un fondo plano en el que la línea neutral se ubica en la base del talud, el perfil de equilibrio se establece por traslado del material hacia arriba y su acumulación ocurre en la orilla. En este caso la línea de costa se desplaza hacia el mar (Fig. II. 22 B). El caso intermedio y más difundido ocurre con la formación de dos zonas de acumulación y dos de abrasión (Fig. II. 22 C) y está determinado por el desplazamiento, que sufre al formarse un ángulo inicial critico, en presencia de una granulometría y tamaño de los sedimentos dados. Si el veril de la costa es mayor que este ángulo entonces puede crecer debido a la acumulación.

Este proceso de desarrollo de la morfología en la pendiente marino­costera es directamente proporcional a la fuerza del oleaje, acelerándose bajo la acción de tormentas. Ejemplo: en las costas llanas el perfil alcanza su mayor desarrollo con una pendiente suave y la penetración del mar hacia tierra, siendo modelado posteriormente, destruyendo las playas, en ocasiones, bajo condiciones normales, cuando prima el oleaje de débil a medio y el mar tiende nuevamente a retroceder y a desarrollar un perfil con mayor pendiente.

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Figs. II. 22 A, B, C. Elaboración del perfil de equilibrio en dependencia de diferentes ángulos de pendiente de la superficie precedente del fondo. Esta es la causa del desarrollo de dos tipos de costas de carácter opuesto (acumulativo y abrasivo), en presencia de depósitos friables. Para cualquier pendiente se cumplen las etapas ilustradas aquí. A (costa escarpada), B y C (costa llana); a, b y c­ (perfil de equilibrio).

Como se puede apreciar, existen condiciones precisas que permiten el desarrollo de los rasgos morfológicos anteriormente analizados (el oleaje en dirección perpendicular a la costa; una pendiente poco acusada en la ladera submarina, no superior a los 8­9°; un oleaje activo y reserva suficiente de sedimentos clasticos). En cada caso se experimentan varias etapas de evolución de su desarrollo. Si el oleaje arriba a la costa bajo un ángulo agudo, entonces las formas acumulativas se desarrollan, principalmente, bajo la influencia de las corrientes que generan las olas y no por el empuje directo de éstas.

Por otra parte, Leontiev (1955), asegura que el aumento de tamaño de las partículas tiene una relación directamente proporcional con el aumento de la pendiente del perfil de equilibrio (Fig. II. 23). Este aspecto también fue abordado por Inman y Shepard (1950 fide Shepard, 1976), mediante la

NMM A

NMM B

C NMM

a

b

c

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caracterización de la variación de pendiente en el perfil de las playas específicamente (Tab. II 1).

Fig. II. 23. Perfil de equilibrio de las pendientes en presencia de sedimentos de diferentes granulometrías: 1­ bloques y cascajos; 2­ arenas y gravas; 3­ limos, arcillas y arenas finas.

Tab. II. 1. Variación de la pendiente de la playa con relación al tamaño de los granos (Inman y Shepard, 1950 fide Shepard, 1976):

Tipos de playas según la composición granulométrica de los depósitos

Diámetro de los granos, en mm

Pendiente de la playa, en grados

Arena muy fina 1/16­1/8 1 Arena fina 1/8­1/4 3 Arena media 1 / 4 ­1/2 5 Arena gruesa 1 / 2­ 1 7 Arena muy gruesa 1­2 9 Grava 2­4 11 Canto 4­64 17 Bloques 64­256 24

Otra morfología creada por el oleaje son los bancos y barras de arenas (cordones litorales). La primera se debe a acumulaciones de arenas al producirse el rompimiento en zonas de poca profundidad, a veces con significativa incidencia de las corrientes. La segunda es el resultado del transporte de los sedimentos, en dirección perpendicular a la costa a través

NMM 1 2 3

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de la pendiente submarina. Con frecuencia se forman durante los temporales invernales cuando se intensifica el oleaje, distribuyéndose desde la costa hasta diferentes profundidades; durante las temporadas de verano muchas tienden a desaparecer, en primer lugar, las que se ubican en el fondo marino. El espacio acuoso que las barras costeras separan del mar se conoce como laguna costera.

La constitución geológica de las costas, con frecuencia determina su velocidad de destrucción por la acción de los procesos hidrogénicos. Sobre todo por el oleaje, mediante cuya acción son destruidas con mayor rapidez las rocas con grietas y hendiduras, en las cuales penetra el aire y se comprime cuando las olas avanzan y se expanden durante su retirada, ejerciendo una considerable presión bajo el efecto de succión. Este proceso también se facilita mediante la presencia de intercalaciones de horizontes con diferentes grados de litificación y diferente composición litológica, cementación y estructura de las rocas y depósitos no litificados.

En el caso de Cuba el mayor oleaje se produce en las costas levantadas, donde predominan las calizas jóvenes (Formación Jaimanitas del Pleistoceno Superior temprano), que forman frecuentemente el acantilado actual (acantilado vivo) o las terrazas bajas, con presencia de fracturas y una superficie carsificada en forma de casquete recristalizado, por debajo del cual la roca puede hacerse deleznable, debido a la meteorización por infiltración de las aguas marinas que salpican y las meteóricas, facilitando la formación de nichos. En algunos tramos, como en el caso del sureste de la provincia de Guantánamo, esta formación está sobreyacida discordantemente por calizas biohérmicas de la Formación La Cabaña del Pleistoceno Superior tardío. La discordancia estratigráfica entre ambas formaciones constituye una superficie de disolución, que se convierte en plano deslizante para los bloques.

La formación de nichos y escotaduras, la abrasión a través de la discordancia estratigráfica y las grietas perpendiculares y paralelas a la línea de costa; provocan la separación de las rocas en bloques de hasta de miles de toneladas, causando su desprendimiento y la formación de una pared vertical, terminada en su parte inferior en una terraza abrasiva horizontal o casi horizontal, a veces con pequeñas playas, como es el caso de la región Yateritas–Maisí, al sureste de la provincia de Guantánamo, donde se nota un proceso acelerado de regularización de la costa (Figs. II. 24 A, II. 24 B).

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Fig. II. 24 A, 24 B. Bloques desprendidos del acantilado por la acción del oleaje, favorecida por el estado físico­mecánico del corte litológico (baja consistencia por el débil grado de litificación, alta porosidad, fracturación y superficies discordantes). Las fracturas y fallas predominantes son de dirección casi normales a la línea de costa, que dividen el macizo rocoso en bloques (Foto E. Castellanos Abella. Instituto de Geología y Paleontología).

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Un proceso similar debe haber ocurrido en las calizas plioceno­ pleistocénicas de las formaciones Vedado y Río Maya, que en la actualidad suelen presentar acantilados fósiles, o sea, fuera de la acción del oleaje. El mismo comienza con un nicho en forma de visera conocido como voladizo de marea (Fig. II. 25). Esta singular morfología indica la paleolínea de costa. De dichas formaciones se observan, además, restos aislados de disolución en forma de peñones. Ejemplo: el del Fraile, al oeste de la ciudad de La Habana.

Fig. II. 25. Acantilado con nicho (voladizo de marea), en calizas de la Formación Vedado. Punta Caimán, costa sur de la península de Guanahacabibes.

Para las costas abrasivas con acantilados bien desarrollados suelen ser comunes una serie de elementos como los que se aprecian en la Fig. II. 26. En Cuba los mejores exponentes de este conjunto de formas del relieve se encuentran en el tramo intraplatafórmico entre Maisí y cabo Cruz.

Voladizo de marea

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Fig. II. 26. Perfil esquemático del desarrollo de una costa abrasiva abrupta y sus principales elementos morfológicos. I, II, III y IV­ etapas de retroceso de la línea de costa; 1­ acantilado; 2­ nicho; 3­ playa; 4­ terraza abrasiva; 5­ terraza acumulativa.

Corrientes. El oleaje que se desplaza en dirección perpendicular a la costa determina una cierta corriente de igual orientación, ya que el movimiento de avance de cada partícula es más amplio que el de retroceso, lo cual implica que cada una de ellas no vuelva a pasar por el mismo punto como corresponde a un movimiento oscilatorio y, además, el rompimiento de las olas también aporta cierta cantidad de agua a las costas. Esta agua regresa al mar produciendo una corriente de resaca a través del fondo, donde produce arrastre (Fig. II. 20).

También existen corrientes laterales o de deriva litoral, conocidas como corrientes de derrubio que son paralelas a la costa y se producen por la incidencia oblicua de las olas, las cuales se refractan antes de romper, pero sin eliminar la oblicuidad. Según Guilcher (1957), con una oblicuidad de 10 o y fuerte rompiente, la corriente litoral puede alcanzar una velocidad de varios nudos (1 nudo = 1 milla náutica/hora = 1852 m).

Al efectuarse el retroceso con un ángulo de reflexión igual al de incidencia los arrastres de las olas son reflejados y siguen una trayectoria zigzagueante, teniendo como resultado un transporte paralelo a la costa (Fig. II. 27). Todas las olas no llegan a un mismo punto de la costa con igual dirección y por lo general las corrientes se orientan en el sentido de las mayores. Estas corrientes pueden ser un importante medio de transporte de

IV

III

II

I NMM

1

2 3

4

5

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sedimentos, que contribuya a definir rasgos morfológicos importantes. Ellas han originado muchos de los cayos de las plataformas marinas de Cuba y específicamente de la norcentral (Fig. II. 28).

Fig. II. 27. Corrientes laterales.

Fig. II. 28. Secuencias de barras formadas a partir de corrientes laterales. Cayo Cruz (plataforma norcentral).

La magnitud del recorrido de las partículas a través de la línea de costa, depende de la granulometría y el carácter de traslación de los sedimentos, los parámetros de las olas, la pendiente submarina, del ángulo que forma el rayo de onda del mar abierto, la dirección y ángulo de la superficie de la costa (Fig. II. 29).

Oleaje.

Corriente lateral.

Viento.

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Fig. II. 29. Variación de la velocidad (v) del desplazamiento lateral de los arrastres, en dependencia del ángulo que forman las olas y las líneas de costa (ϕ); AB­límite inferior de la pendiente submarina de la costa (Leontiev, 1963).

Si se forma un ángulo agudo, entonces los sedimentos transportados se desplazan a lo largo de la costa. Tal y como fuera teóricamente demostrado por Lamblade, aún en la década del 80 del siglo XVIII; así como por Zenkovich en la segunda mitad del pasado siglo (fide Leontiev, 1963), el ángulo óptimo (ϕ), es el próximo a los 45 o . Si la ola forma un ángulo recto con la costa no ocurrirá transportación litoral. En presencia de un ángulo muy agudo (próximo a cero) crece la longitud del recorrido sobre las aguas someras y por tanto la reserva de energía necesaria para el desplazamiento de las partículas será muy pobre para sustentar una transportación intensiva (Fig. II. 29).

Según ha sido demostrado por Longinov (1952 fide Leontiev, 1963), el valor del ángulo ϕ que proporciona la mayor velocidad de transportación lateral varía entre 30 y 45 o , en dependencia del ángulo de la pendiente del declive submarino de la costa. Al ángulo ϕ = 45 o le corresponde una pendiente de 4°, por ejemplo.

La presencia de este ángulo determina importantes y variadas formas acumulativas, tales como puntas, flechas, terrazas y tómbolos en las costas del archipiélago cubano. Algunos ejemplos se muestran en las Figs. II. 30 I, 30 II, 30 III y 30 IV (basado en Zenkovich, 1962). En muchos casos estas formas del relieve constituyen importantes cayos, como los que se muestran en las Figs. II. 31 y II. 32 o importantes penínsulas. Ejemplo: la de Hicacos, Ganahacabibes y otras.

ϕ = 45 0 α ∠ 45 0

B

α = 90 0 Vmáx > V>0

45 0 ∠ α∠ 90 0

V∠ Vmáx. V= Vmáx. V=0

A

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Cuando la costa tuerce hacia el mar, formando un entrante (Fig. II. 30 II) la velocidad de transportación también disminuye al pasar del tramo AB al BD y alcanza su valor cero cuando ϕ+ π = 90 0 . Ello se debe a la variación del ángulo entre el frente de onda y la dirección de la costa. Aquí también los sedimentos se depositan a partir del punto B (entrante), alcanzando su máximo valor de deposición cuando la suma de los ángulos ϕ y π se iguala a 90 0 . En este caso se originan terrazas acumulativas, como las que se observan en cayo Santa María (plataforma norcentral).

B

C

A

COSTA

C A Y O

ϕ

ϕ − π ππ

D B

A

ϕ + π

ϕ

30 I

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Figs. II. 30 I, 30 II, 30 III y 30 IV (de arriba hacia abajo). Evolución dinámica de diferentes tipos de costas bajo la acción de corrientes laterales al producirse la refracción de las olas: costa con salientes, origina flechas en forma de gancho (I); costa con entrantes, formando terrazas (II); costa recta con un obstáculo enfrente, formando un tómbolo (III) y costa con bahía, origina playas en lugares donde la velocidad de transportación de los sedimentos se iguala a cero (IV).

Las corrientes pueden crear formas acumulativas en las costas más o menos rectas, si frente a las mismas existen obstáculos que la protejan del oleaje, tales como cayos, bajos, grandes bloques, etc. Entre ellos y la costa se produce una especie de “sombra de olas” y por ende la reducción de la intensidad del oleaje y la pérdida de energía por refracción, con la consiguiente acumulación de los sedimentos, la cual crece desde la costa en dirección al obstáculo. En ocasiones hay un crecimiento en forma de

V=Vmáx. V=0

30 IV

V=Amáx V= Vmáx V=0

ϕ

Geomorfología

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ganchos o flechas hacia la costa desde el obstáculo. El resultado final es la formación de un tómbolo (Fig. II. 30 III).

Si la velocidad de las corrientes disminuye hasta llegar a cero por efecto de la refracción, entonces los sedimentos transportados se depositan en el fondo de las costas bajas, originándose formas acumulativas. Esto se observa con frecuencia en las bahías (Fig. II. 30 IV).

Fig. II. 31. Mapa geológico de cayo Guillermo (plataforma noroccidental), a escala 1: 50 000. Ejemplo de una costa con salientes, que origina una flecha en forma de gancho en la parte sureste (se corresponde con la Fig. II. 30 I). También posee una costa con entrantes en lado noroeste, formando una terraza y se corresponde con la Fig. II. 30 II.

Holoceno reciente. Depósitos palustres innominados. Turbas, limos, arcillas, arenas y brechas de marea. Espesor < 2 m.

Holoceno subreciente. Fm. Los Pinos. Barras de biocalcarenitas y calcarenitas oolíticas débilmente litificadas. Espesor 1­4 m.

Pleistoceno Superior temprano. Fm. Jaimanitas. Calizas biodetríticas, masivas, fuertemente carsificadas, fosilíferas con conchas, corales y biohermas de especies actuales. Espesor > 10 m.

Holoceno reciente. Depósitos marinos innominados. Dunas y playas recientes. Espesor 1­3 m.

Leyenda

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N

Fig. II. 32. Mapa geológico de cayo Paredón Grande a escala 1: 50 000 (plataforma norcentral). Ejemplo de costa con salientes en lado noreste, donde origina una flecha en forma de gancho y se corresponde con la Fig. II. 30 I. También posee una

La importancia, que de forma general tienen las corrientes desde el punto de vista geomorfológico radica en el acarreo de sedimentos propiciado por suspensión, saltación, rodadura y arrastre. El mismo se produce hacia los siguientes lugares: la línea de costa; los fondos de poca profundidad de la plataforma marina; las grandes profundidades a través de la plataforma y

Holoceno reciente. Depósitos palustres innominados. Turbas, limo, arcillas, arenas y brechas de marea. Espesor < 2 m.

Holoceno reciente. Depósitos marinos innominados. Dunas y playas recientes. Espesor 1­3 m.

Holoceno subreciente. Fm. Los Pinos. Barras de arena débilmente litificadas.

Pleistoceno Superior temprano. Fm. Cayo Guillermo. Dunas de calcarenitas oolíticas y pseudoolíticas, biocalcarenitas y calizas biodetríticas, lit if icadas. Espesor 12 m. Pleistoceno Superior tardío. Fm. Jaimanitas. Calizas biodetríticas, masivas, fuertemente carsificadas, fosilíferas con conchas, corales y biohermas de especies actuales. Espesor > 10 m.

Leyenda

Geomorfología

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talud insulares y los puntos o zonas de convergencia de corrientes con diferentes direcciones. En este último caso pueden originarse cayos, bancos y barras, debido a que las velocidades de transportación se reducen o anulan. Ejemplo: interior de los golfos de Batabanó y Guacanayabo. Las corrientes también constituyen un medio para el sostenimiento de condiciones favorables en la ecología de los arrecifes coralinos y manglares, al facilitar el intercambio de las características físicas y químicas de las aguas en los procesos quimiogénicos para la generación de sedimentos y formas del relieve (ver factor quimiogénico), claro está, si no hay contaminación porque en tal caso se convierten en un factor negativo para conservar la buena salud del ecosistema.

Mareas. Las mareas son un fenómeno astronómico­marítimo, determinado por las fluctuaciones periódicas del nivel medio del mar, que provoca la atracción gravitacional mayormente de la luna y en menor grado del sol. Estas constituyen un flujo, donde el nivel del mar se eleva paulatinamente hasta alcanzar su máxima altura o pleamar. Luego comienza su repliegue, alcanzando su nivel inferior o bajamar. La diferencia entre estos niveles se denomina altura o amplitud de mareas. De esta alternación surgen las corrientes de mareas (flujo y reflujo), muy diferentes a las corrientes oceánicas normales. Su velocidad depende de su amplitud y de la morfología del fondo y la costa.

De los tipos de mareas conocidos (diurnas, semidiurnas y mixtas o ecuatoriales), en el archipiélago cubano predominan las mixtas, que producen dos bajamares diariamente y en ciertos días del mes ocurren mareas de una bajamar y una pleamar diaria (tropicales).

En nuestro caso la amplitud de las mareas es pequeña, con un promedio aproximado de 0, 5 m. En la costa norte se producen amplitudes de marea similares a la de la costa sur. Las mayores amplitudes se registran en el tramo costero entre Isabela de Sagua y Baracoa, donde en ocasiones pueden alcanzar hasta 1, 2 m y en la zona de Chivírico al sur de la Sierra Maestra 0, 45 m. A pesar de esta pequeña amplitud la velocidad de las corrientes asociadas a las mismas puede ser significativa en los estrechos, donde las aguas se confinan (canales de acceso a las bahías y entre cayos), o sea, que su significado morfogenético es proporcional a los rasgos morfológicos preexistentes.

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Existen corrientes de mareas que dan origen a formas específicas del relieve, como son los canales de marea resultantes de la abrasión marina en las rocas y sedimentos de algunos cayos (Fig. II. 13) y deltas de marea (Fig. II. 33), formados debido a que los volúmenes de sedimentos transportados a los bajos fondos durante el flujo superan los que migran por el reflujo a las grandes profundidades.

Fig. II. 33. Esquema de los deltas de mareas en cayo Fragoso y otras morfologías asociadas (tomado de Ionin et al. ,1972).

Leyenda

El papel más significativo de las mareas en la morfogénesis está relacionado con las corrientes que estas producen, pero también les son atribuibles otras acciones importantes para este proceso. Ejemplo: al producirse la pleamar se inundación las partes bajas de las costas y los valles fluviales, lo cual favorece el transporte y depósito de los sedimentos y el desarrollo de la biota, contribuyendo a la formación del relieve acumulativo. También el rápido ritmo de alternación de humectaciones y desecaciones influye en el cambio de volumen de los sedimentos debido a la absorción y su posterior evaporización, con la consiguiente aparición de grietas de retracción. Esto es típico para los depósitos susceptibles de retener considerables volúmenes de agua, como las arcillas y los limos, los cuales abundan en las costas bajas.

Canales de marea Deltas de marea

Geomorfología

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La acción de las mareas es un catalizador del proceso de desarrollo de la morfología cársica. Se ha comprobado que este proceso conduce al aplanamiento de las costas rocosas por la acción de las aguas agresivas del mar y los cambios de temperatura, produciendo las llamadas brechas de marea, las cuales alcanzan su mayor desarrollo en algunos cayos, al ser cortado el “diente de perro” por el nivel de la marea alta. Esto provoca la caída de las crestas del microrelieve como “autoclastos” hacia a la superficie aplanada y las depresiones (Fig. II. 34). Luego son cementadas por la costra evaporítica o cubiertas por sedimentos limo­arcillosos, además pueden ser redepositadas mar afuera o tierra adentro al ser transportadas por las corrientes de flujo y reflujo.

D ie n te d e p e rro

N iv e l d e m a re a b a ja

N iv e l d e m a re a a lta

B re c h a d e m a re a

C o rte

F ra c tu ra y c a id a

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Fig. II. 34. Nivelación de un cayo por las oscilaciones de marea, con particular desarrollo en la plataforma norcentral (según Iturralde­ Vinent, 1981).

Entre las contribuciones de las mareas al desarrollo de la morfología cársica se encuentra también el proceso de cavernamiento, al provocar las fluctuaciones del nivel freático. En muchos pozos y casimbas se observa una relación directa entre el nivel de marea y el nivel espeleo­lacustre. Según criterio de Núñez­Jiménez (1970), estas fluctuaciones deben influir apreciablemente en el origen y ampliación de las galerías subterráneas, pues además de los procesos químicos del agua, se suman los procesos físicos del movimiento horizontal del manto freático y los verticales de esas fluctuaciones.

La alternación de sumersión y emersión de las rocas y sedimentos de la zona intermareal coadyuvan a las acciones químicas, debido a la activa circulación de las aguas que de ella se derivan, satisfaciendo la continuidad de la disolución y de la hidrólisis. Inclusive en el interior de las oquedades de las rocas el intercambio de las aguas es favorable y la presencia cotidiana de aguas nuevas aumenta la eficacia de los procesos de modelación y en particular de los cársicos, especialmente en aquellas partes más elevadas, donde su permanencia se prolonga hasta la próxima marea. A medida que se desciende hacia la base, se aproxima a un medio de constante inundación, en la que el ataque químico se hace homogéneo. Esto se observa bien en la zona intermareal de la terraza emergida más baja en la Isla de Cuba y de las partes rocosas de los cayos.

En general, los procesos hidrogénicos juegan un papel importante en la génesis de formas específicas del relieve acumulativo en la zona de interacción de la red fluvial y el mar. Es común en las desembocaduras ubicadas en costas de zonas levantadas, por ejemplo, el oriente del país. Se produce una cierta contención de las corrientes laterales y el oleaje, trayendo como resultado la formación de puntas, barras, terrazas, playas y deltas lineales. Estos últimos orientados paralelamente a línea de costa y normal a la desembocadura de los valles fluviales (Figs. II. 35, II. 36), los cuales tienden a cerrar la desembocadura en períodos de sequía, formando lagunas y valles en el lado de sotavento. En la región noreste de la provincia de Guantánamo los deltas lineales se conocen como tibaracones y aparecen descritos por primera vez por Massip (1940) y redescritos por Cabrera et al. (2004).

Geomorfología

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Fig. II. 35. Disminución de la velocidad de las corrientes laterales (R) y el oleaje frente a la desembocadura de un río, en consecuencias surgen transformaciones en el relieve costero.

Fig. II. 36. Tibaracón transversal a la desembocadura del río Maraví, al noroeste de la ciudad de Baracoa. La salida de las corrientes fluviales al mar se encuentra obstruida.

Cuando las desembocaduras de los ríos se encuentran en costas bajas las corrientes y las mareas, específicamente, se combinan con la acción de la red fluvial. En este caso es común encontrar formas tales como: esteros, marismas, deltas cónicos, estuarios, lagunas, etc. (Fig. II. 37). Estas formas del relieve, como regla, coexisten.

Río R

MAR

TIBARACON

RIO

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TIERRA EMERGIDA

MAR

Fig. II. 37. Principales rasgos morfológicos de una costa baja con desembocaduras de valles fluviales.

Leyenda

1­ Laguna de agua salada, 2­ marismas y pantanos, 3­ playas, 4­ estuario, 5­ laguna de agua dulce, 6­ delta, 7­ río y limán (laguna de agua salobre separada del mar por un cordón o barra de boca, originada por arenas transportadas del fondo marino cercano) y 8­ albufera (bahías o lagunas de agua salada cerrada por un cordón o barra de boca, originada por unificación de dos flechas de dirección opuesta, con arenas de ambos lados de lo que fuera su entrada).

Referente a los procesos hidrogénicos, en su conjunto (corrientes, oleaje y mareas), se puede resumir que mediante su acción en el territorio marino­ costero ocurren tres importantes procesos durante la formación del relieve, a saber: abrasión, transporte y deposición, los cuales tienen sus particularidades en las diferentes regiones de la plataforma y en los sectores intraplatafórmicos que las unen.

Como se puede apreciar, estos procesos junto a la morfología de los terrenos preexistentes, dan origen a un variado grupo de formas acumulativas y abrasivas, que al igual que en otras partes del mundo, en Cuba se encuentran profusamente difundidas, pero que no siempre son caracterizadas durante las diferentes investigaciones, no obstante a que son

1

3

4

5 2

3 5

7

2

8 6

Geomorfología

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magníficos indicadores de la evolución morfológica del territorio en que se desarrollan. Una importante clasificación e ilustración gráfica de las que son predominantemente acumulativas fue propuesta por Zenkovich (1962) y reproducida con modificaciones por Cabrera (1997).

Paleoclimáticos

Bajo la influencia de eventos regionales durante el Cuaternario, relacionados con las variaciones del clima como un factor formador del relieve, han ocurrido transformaciones del relieve. Ejemplo: los períodos regresivos originaron importantes y variadas formas del relieve, debido a la acumulación de depósitos biogénico­carbonáticos y terrígenos en menor escala (barras, bancos, relleno de formas negativas, llanuras acumulativas, etc.). Específicamente, durante la última regresión (Wisconsina) los procesos subaéreos jugaron un importante papel en el modelado del relieve de la plataforma marina, las costas y el talud insular, mediante la carsificación y la denudación surgieron los grupos de llanuras, elevaciones y depresiones, con innumerables microformas. Cada uno de ellos formados por varios tipos, cabe destacar los siguientes tipos de llanuras: 1) de reciente inmersión (península de Guanahacabibes y sur de Isla de la Juventud); 2) cubiertas por marismas y pantanos de agua dulce o salobre (ciénaga de Zapata y otras); 3) cubiertas de espesos y continuos mantos de sedimentos aluviales, deltáicos o mixtos (al sur de Pinar del Río) y 4) cubiertas de delgados y discontinuos mantos de sedimentos predominantemente aluviales (llanura cársica meridional de La Habana y Matanzas). También hubo un desarrollo cársico considerable en las terrazas y en las llanuras costeras.

Un rasgo geomorfológico destacado, que resultó de la influencia de las variaciones glacioeustáticas, a veces con la acción combinada de la geotectónica, son los diferentes niveles de terrazas marinas en el talud insular, en el borde de la plataforma marina y en las proximidades costeras de los sectores intraplatafórmicos. También son producto de esto la profundización y relleno de las depresiones de origen subaereal, cubiertas hoy por las aguas de la plataforma marina. De éstas, solo la situada al este del golfo de Batabanó se encuentra compensada por la sedimentación, las demás exhiben gran parte del relieve original.

A la influencia de los períodos regresivos regionales por eutatismo y/o ascenso local del terreno, parece deberse el buen estado de conservación de las dunas fosilizadas. En la mayoría de los casos presentan estratos

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cruzados de eolianitas oolíticas, biocalcarenitas y más raramente calizas similares a margas. Están elevadas hasta algo más de 25 m sobre el nivel medio del mar, al este de La Habana y en la superficie de cayo Guillermo (plataforma norcentral). Suelen presentar intercalaciones de paleosuelos de hasta decena de centímetros, principalmente, hacia su base

Según la hipótesis de Sayles (1931), el rápido ritmo de cementación que ha caracterizado a las dunas está relacionado con períodos de alta humedad. Esta fue compartida en algún momento por Shantzer et al. (1976) y Ionin (1981), pero luego asumieron que más acertado sería pensar en una cementación considementaria incipiente de los diferentes estratos o capas que las forman. Franco (1975), consideró la existencia de dos etapas: una de aridez caracterizada por la presencia de grandes acumulaciones de arenas, que se depositaron sobre una superficie deforestada y que permitió el traslado eólico de la arena hacia el interior de la tierra y otra etapa de humedad en que tubo lugar una rápida cementación. Este esquema parece ser el más apropiado para nuestro caso y concuerda con el postulado por Bretz (1960), para una costa de emersión. Dunas con características similares han sido reportadas también en otras regiones del mundo (Ionin, 1981), lo cual atestigua la relación de una forma u otra de su origen con los cambios climáticos globales y regionales.

El análisis de la historia del desarrollo geológico evidencia que los cambios climáticos han dejado sus huellas en la morfolitogénesis del archipiélago cubano y de forma muy marcada en el territorio de la plataforma marina y el talud insular. Ellos son los responsables, en gran parte, de los principales eventos del Cuaternario tardío, los cuales tienen carácter regional o planetario. Los estudiosos de estos cambios en las regiones vecinas (Fig. II. 5), suponen las siguientes etapas principales:

1­Período subacuático de formación de las plataformas insulares de aguas someras, con significativa inundación de las zonas costeras en el tiempo de la gran estabilización del nivel del océano mundial en el interglacial Sangamon (80 000­130 000 años AP). Como resultado, aparecieron importantes formas del relieve, entre las que se encuentran las terrazas acumulativas, bancos arrecífales y barras compuestos por los depósitos de la Formación Jaimanitas.

2­Período de desarrollo subaereal de la plataforma en tiempos de la glaciación Wisconsin (10 000­ 80 000 años AP), con amplia manifestación de

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los procesos de denudación y erosión de la superficie, y también de la cementación de los depósitos que la cubrían. Le siguió una lenta inundación de la plataforma en el primer estadio del Holoceno y su paso siguiente a la transgresión eustática (transgresión Flandriana), posterior a la glaciación. Esta tuvo un carácter heterogéneo y facilitó la formación del complejo de formas del relieve y la acumulación de depósitos neríticos.

3­Período de formación de las costas holocénicas. Esta ocurrió mediante el ingreso de cantidades considerables de material biogénico fragmentario, transportado a ellas tras la destrucción de los arrecifes coralinos en la fase regresiva, iniciada después del máximo de la regresión, luego de la cual, cerca de 4­ 6 mil años AP, comenzó la elevación del nivel actual del océano.

4­Finalmente, se desarrolló una cobertura coralina sincrónica con la transgresión Flandriana que remodeló la superficie sumergida en los lugares donde se reinstalaron; así como una cobertura de sedimentos friables en casi todo el resto del fondo marino. Solo unas pocas partes quedaron expuestas a la abrasión.

En la actualidad las variaciones del clima siguen siendo una importante causa en el cambio de los factores y procesos relacionados con la sostenibilidad y continuo desarrollo del relieve. Ello se manifiesta en: mudanza de la línea de costa, variaciones del perfil de playa y blanqueamiento y muerte de los corales, entre otros.

Quimiogénicos

La plataforma marina insular de Cuba corresponde a una zona tropical sometida a la acción de procesos quimiogénicos característicos, muy ligados a la morfolitogénesis de algunos de sus depósitos. Su mayor expresión está dada por la cementación de los sedimentos friables de composición terrígena y carbonática biogénica y química, la disolución de rocas carbonáticas y la acumulación de oolitas.

Gracias a la cementación química existen determinadas formas acumulativas (dunas, barras y terrazas acumulativas). También surgieron por esta vía las playas litificadas, conocidas como rocas de playa (beach rock). Estas son frecuentes en la zona suroriental (Fig. II. 38, II. 39, II, 40) y en algunos casos en algunos cayos. Se desarrollan en el intervalo de pleamar y bajamar o de acción permanente del oleaje, por salpicadura. A

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simple vista este proceso parece ocurrir en la actualidad a un ritmo de varios milímetros por año.

Fig. II. 38. Rocas de playa (beach rock). Playa Aguadores, en la desembocadura del río San Juan, al sur de la Sierra Maestra. Tienen forma de finos pliegues superpuestos, siguiendo la forma que la morfología costera le impone al oleaje.

Fig. II. 39. Rocas de playa (beach rock). La rápida velocidad de cementación atrapa en la masa de sedimentos grandes bloques desprendidos del acantilado. Al oeste de Imías, sureste de la provincia Guantánamo. (Foto E. Castellanos Abella. Instituto de Geología y Paleontología).

Geomorfología

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Fig. II. 40. Superficie de un horizonte de rocas de playa (beach rock). Litoclastos y bioclastos unidos por cemento carbonático. Yacabo Abajo, sureste de la provincia Guantánamo. (Foto E. Castellanos Abella. Instituto de Geología y Paleontología).

Como regla, las rocas de playa se componen de cantos, gravas y arenas. Suelen ser una mezcla de litoclastos y bioclastos marinos y litoclastos terrestres, reelaborados por el mar. Están fuertemente cementadas por carbonato de calcio, formando una sucesión de capas finas o estratos, 3­5 cm de espesor, que puede tener de 10­15º de inclinación hacia al mar. Pueden tener forma de arco, abanico u otras adoptadas del relieve precedente. Se ubican en zonas donde existe abundante abasto de material terrígeno, como en playa Aguadores y al oeste de playa Berraco, al sur de la Sierra Maestra. En el primero de estos sitios (Fig. II. 38) se hace más evidente la forma de arco, debido a la existencia de corrientes laterales producidas por la refracción de las olas en dirección perpendicular a la línea de costa frente a una ensenada.

Como ya fue señalado, resultado de la cementación dentro de los procesos quimiogénicos son, además, las dunas fósiles (Formación Cayo Guillermo, por ejemplo) y las barras (formaciones Cocodrilo y Los Pinos). Las barras de la Formación Cocodrilo deben ser el zócalo de algunos cayos y las actuales construcciones coralinas del archipiélago Los Canarreos (plataforma marina

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suroccidental). Aquí hay complejas morfoesculturas eólico­hidrogénicas, que bajo la influencia de las variaciones glacioeustáticas y de los movimientos neotectónicos se encuentran por encima y por debajo del nivel medio actual del mar.

Con relación al proceso de cementación existen varias hipótesis, algunas de las cuales fueron expuestas por Ionin (1981) y Ionin et al. (1977), mediante el análisis de los sedimentos carbonáticos que componen las formas acumulativas costeras de origen eólico e hidrogénico, que son:

1­Como resultado de la interacción de las aguas sobresaturadas por carbonato de calcio en la zona de salpicadura de los depósitos de arenas, donde ocurre la formación de las aguas de poros y su posterior evaporación, mediante la alta temperatura del aire y el calentamiento de las arenas.

2­Por la interacción de las aguas marinas y dulces que se infiltran desde dunas o de los horizontes acuíferos, contenidos en el corte del acantilado.

3­Mediante la interacción de las agua con contienen alta concentración de carbonato de calcio o hidróxido de hierro infiltrado desde las lagunas a través de cuerpos acumulativos que le sirven de cierre a las mismas.

4­Como resultado de los procesos físico­químicos, condicionados por la interacción de las aguas meteóricas en la superficie de los depósitos eólicos de composición carbonática, que han quedado alejadas de la zona de oleaje y sometidos un posterior proceso de diagénesis (disolución y recristalización).

5­La cementación condicionada por los procesos bioquímicos, en los cuales el papel fundamental lo juegan las bacterias o las algas fotosintéticas.

De esta forma, partiendo del carácter y el quimismo de los depósitos litificados se pueden separar en tres grupos: a) los que se han cementado por la acción de las aguas subterráneas o meteóricas, que al disolver los depósitos se saturan de carbonato de calcio; b) los que se cementan por carbonato de calcio aportado por las aguas marinas como resultado de los procesos biológicos y químicos y c) los que se encuentran cementados por hidróxidos de hierro.

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Según Ionin (1981), además de la litificación por cementación subaereal existe también la subacuática. La misma consiste en la formación de costras de cementación; así como en la conservación de diferentes formas del relieve marino mediante la acción bioquímica (arrecifes de barrera e intralagunares y terrazas acumulativas). Estas pueden cumplir la función de obstáculo al transporte de sedimentos hacia la costa o al talud insular.

Un papel opuesto a la cementación dentro de la quimiogénesis lo juegan los procesos de disolución química de las rocas (abrasión química), que en el caso de Cuba son carbonáticas casi en la totalidad de la zona costera. La mayor expresión del resultado de este proceso es el relieve cársico, que ha sido ampliamente estudiado en condiciones subaéreas, incluyendo su mecanismo de formación, lo cual no sucede así con el territorio marino. Según apuntan Derrau (1965) e Ionin (1981), está más o menos establecido, que no obstante a que las aguas en condiciones tropicales están saturadas y sobresaturadas de carbonato de calcio, en el transcurso de la noche y probablemente del día, con el cese de la actividad de fotosíntesis de las algas y los líquenes, aumenta el contenido en el agua del dióxido de carbono necesario para el paso de los carbonatos a bicarbonatos solubles.

La velocidad de lixiviación de los carbonatos no se determina solamente por la cantidad que contienen de dióxido de carbono, sino también por la velocidad con que los carbonatos pasan a bicarbonatos, la cual aumenta con las altas temperaturas en las aguas, específicamente, cuando hay gran movilidad, permitiendo el intercambio de las capas ya saturadas. Otros factores que aceleran la abrasión química son las propiedades físico­ mecánicas de las rocas carbonáticas y el régimen hidrodinámico de las aguas que con ellas interactúan. Este proceso no supera los 0,5­18 mm por año (Leontiev et al. 1975 fide Ionin, 1981), inclusive en aguas saturadas de zonas tropicales (Ionin, 1981). Puede avanzar hasta 4,5 mm para el aragonito y carbonatos magnesiales.

Cierta influencia en la disolución de las rocas carbonáticas ejerce la presencia de agua dulce, ya sea meteórica o por infiltración del manto acuífero a través de formas cársicas o de fallas y fracturas, que en ocasiones fluye a la superficie del mar (blue holes). También influye en este proceso el ingreso de ácidos húmicos desde tierra. En opinión de Ionin et al. (1977), como resultado de esto, específicamente durante la noche, ocurre la disolución de las calizas.

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Las formas del relieve generadas por la abrasión química están bien expresadas en las terrazas abrasivas que son anchas y prácticamente planas, están desprovistas de sedimentos y su parte frontal sirve de rompiente a las olas provocadas por las tormentas, por lo que amortiguan o extinguen la abrasión mecánica, dando paso a la química.

Las formas del relieve más evidentes creadas por la abrasión química bajo la acción de la salpicadura del oleaje, acompañada de la influencia de ciertos organismos bentónicos, las aguas meteóricas, la red hidrográfica, el manto subterráneo, etc., se encuentran las desarrolladas en la primera terraza pleistocénica y son el lapiez o “diente de perro”, cavernas, casimbas y pequeñas bahías o caletas, entre otras.

La acción bioquímica también interviene en la quimiogénesis. En los fondos marinos de Cuba, tal como ocurre prácticamente en todo el mundo, existen organismos bentónicos que juegan un importante papel en la disolución de las rocas carbonáticas. Ejemplo: los erizos, que mediante la secreción de sustancias orgánicas ácidas producen celdas cilíndricas en la superficie de las rocas, o los organismos perforadores de sedimentos y rocas, incluyendo algunas esponjas. Existen organismos que digieren las arenas, como las holoturias.

La sedimentación quimiogénica es otra acción importante de los procesos quimiogénicos. Esta ocurre en presencia de un considerable aporte a la plataforma marina insular de aguas del mar abierto. En el caso de Cuba, se produce desde el océano Atlántico y el mar Caribe, que presentan sobresaturación de carbonato de calcio, varias veces mayor que la solubilidad normal, con un pH mayor de 7,9 (Alekin, 1966 fide Ionin et al., 1977) y una temperatura mayor de 26 o (Ionin, 1981). En tales condiciones se posibilita la sedimentación quimiogénica de los carbonatos en forma de oolitos, pseudoolitos y agregados. La existencia de una salinidad normal o ligeramente elevada, la ausencia de sedimentos terrígenos y una actividad vital moderada de los organismos marinos consumidores de carbonato de calcio también favorecen la ocurrencia de este proceso, el cual se puede ilustrar mediante la siguiente expresión: CaCO3 + CO2 + H2O → Ca 2+ + 2HCO3

­ .

Estos sedimentos han sido fuentes importantes de aporte para el surgimiento de formas acumulativas en el golfo de Batabanó y archipiélago Sabana­Camagüey desde el Pleistoceno (dunas, barras y bancos, ya

Geomorfología

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litificados). Hoy este proceso de formación de sedimentos existe solo en la parte este del golfo de Batabanó, donde en forma de depósitos friables se encuentran rellenando la cuenca erosivo­tectónica allí existente (depresión de Batabanó).

En la actualidad este tipo de sedimentación ocurre cuando las aguas frías y sobresaturadas de carbonatos que ingresan desde el mar Caribe al golfo de Batabanó, se someten a una intensa mezcla con aguas más calientes. El proceso ocurre en toda la columna y contribuye a la formación de núcleos por cristalización del carbonato de calcio (aragonito y calcita magnesial), al romperse la metaestabilidad de la disolución debido a la perdida de CO2. Los cristales crecen de forma concéntrica o semiconcéntrica alrededor de pequeños fragmentos de conchas, foraminíferos y hasta burbujas de aire.

En conclusión, se aprecia que los procesos quimiogénicos han dejado sus huellas en la formación del relieve a través de la historia del desarrollo geológico. Ellos exhiben importantes formas acumulativas de su propia creación o han contribuido al modelado de muchas otras originadas por diferentes procesos.

INSULARES

Se pueden considerar factores y procesos exógenos insulares a los relacionados con las características geólogo­geomorfológicas de las tierras emergidas o insulares, no obstante, a que en algunos casos puedan estar estrechamente ligados al ambiente marino. La acción de muchos procesos morfogenéticos ocurridos aquí afecta a la zona costera y a la zona interior de la plataforma marina, fundamentalmente. Esto se ha confirmado por numerosos investigadores de diferentes latitudes del planeta (Johnson, 1919 y 1925; Zenkovich, 1952 y 1962; Leontiev, 1955; Shepard, 1976; Guilcher 1957, entre otros), mediante investigaciones de la constitución geológica, la morfología y dinámica de la zona costera. Y aunque hay diferentes puntos de vista en el enfoque de este aspecto, existe también la coincidencia en cuanto a que: la litología, la red hidrográfica y la estructura geológica del territorio emergido, son factores de un peso considerable en los procesos de la génesis del relieve marino­costero.

Litológicos

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Las rocas de la faja costera levantada están sometidas al embate de los procesos y factores hidrogénicos, que las abrasionan, provocando con ello el avance de la línea costera tierra adentro. También sirven de zócalo a muchas formas acumulativas de diferentes génesis. La composición y propiedades físico­mecánicas de las rocas determinan el ritmo de abrasión y la cantidad de material deleznable que esta produce. La presencia, sobre todo, de rocas carbonáticas de edad cuaternaria y de yacencia prácticamente horizontal, alrededor de una gran parte del territorio cubano, permite el desarrollo de procesos marinos, tales como la abrasión química y la mecánica, según fue objeto de análisis en el punto sobre los procesos hidrogénicos.

Estructurales

La presencia de fallas, fracturas y otros factores estructurales existentes es de primordial significado para la consecuente evolución de las costas. Ello se debe a que la disección inicial de la línea costera en gran medida es determinada por el nivel de disección de los terrenos que fueron inundados. En Cuba la estructura geológica permite diferenciar los siguientes casos de costas: 1) levantadas de sectores plegados y divididos en bloques, con terrazas y 2) costas llanas, contiguas a territorios emergidos ocupados por depósitos cuaternarios predominantemente biogénicos y terrígenos.

La estructura geológica determina el relieve de los terrenos inundados y las costas. Esta condición se asume partiendo de que el nivel del mar similar al actual fue establecido hace solo unos 4 ­ 6 mil años AP y de que una parte considerable de las formas y límites del relieve costero existente para entonces (iniciales) se conservan hasta nuestros días. Si además, se tiene en cuenta que el grado de disección de la costa influye en el desarrollo de los procesos abrasivos y en las condiciones y transporte y acumulación de los depósitos, entonces se puede afirmar que estos rasgos, en mucho, han determinado las condiciones de desarrollo de las costas en períodos sucesivos.

En dependencia de la constitución del relieve de los terrenos emergidos se forman costas regulares o diseccionadas. Estas últimas presentan un estado de desarrollo que confirma lo anteriormente expuesto y que según la clasificación de Johnson (1919), deben encontrarse entre las etapas de juventud temprana y juventud. Esto, claro está, si se parte de que los movimientos tectónicos novísimos o contemporáneos son prácticamente

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insignificantes con relación a los ocurridos a fines del Pleistoceno Superior y principios del Holoceno, y que el ritmo de abrasión de las rocas y la acumulación de los sedimentos deben ser más o menos equiparables con la velocidad de ascenso y descenso del territorio. Esta hipótesis se fundamenta en la ausencia de terrazas acumulativas.

Hidrográficos

El carácter estrecho y alargado de la Isla de Cuba, la variación hipsométrica en las direcciones este ­ oeste y sur – norte, junto a la presencia de una tectónica disyuntiva bien marcada en la zona costera, han determinado la existencia en importantes tramos, de un relieve típicamente abrasivo y la configuración de una red hidrográfica poco desarrollada. Esto y la vegetación boscosa que existió hace apenas unos cientos de años, ha sido motivo de un débil aporte de sedimentos terrígenos a la plataforma marina para contribuir a la configuración de su relieve.

No obstante al poco desarrollo la red hidrográfica de la isla de Cuba, tiene una importante implicación morfogenética para la zona marino­costera. Ello se debe a que el nivel de disecciones horizontal y vertical en la línea de costa da lugar a importantes rasgos morfológicos. Ejemplo: en las costas donde los levantamientos fueron suficientemente intensos como para obstaculizar la inundación de la transgresión Flandriana, la mayoría de los valles de los ríos quedaron colgados, desembocando al mar solo los principales a través de terrazas y acantilados. Donde la acción fluvial no fue suficiente para lograr canales profundos, solo se formaron pequeños entrantes y ondulaciones, conocidas como caletas y ensenadas. En ambos casos tienen como elementos principales costas de rías. Donde los ríos llegaron a labrar canales se formaron bahías de bolsa. En las costas bajas la red hidrográfica contribuye a la formación de su relieve típico (Fig. II. 37).

Gravitacionales

Los procesos de deposición gravitacional tienen una marcada influencia en la formación de un nuevo relieve costero, mediante la aparición de superficies acumulativas y acantilados en los tramos de costas sometidos a proceso de regularización, como en la región sureste de la provincia de Guantánamo. Ello se debe al desplome y desplazamiento de cantos y bloques, por la destrucción mecánica, principalmente, de las rocas, como resultado del embate del fuerte oleaje, propio de una costa levantada frente

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a un mar profundo sin plataforma. Este aspecto fue visto en el análisis de los procesos hidrogénicos (Figs. 24 A, 24 B).

Antropogénicos

Son innumerables las intervenciones del hombre, que se pueden localizar en el territorio insular propiamente dicho, en sus costas y en el mar abierto. Ellas alteran el tiempo lógico de ocurrencia de los procesos naturales formadores del relieve. Entre las principales acciones antropogénicas típicas que intervienen directa o indirectamente en la génesis, desarrollo y conservación del relieve marino­costero del archipiélago cubano se encuentran las siguientes: las construcciones civiles e ingenieras; los vertimientos de desechos líquidos, gaseosos y sólidos; la deforestación y forestación impropia; la actividad naviera, pesquera, de buceo, minera, agrícola y ganadera.

Muchas de las características insulares naturales del territorio cubano que determinan e influyen en la génesis, desarrollo y sostenibilidad de los complejos y formas del relieve marino­costero, han sido afectadas por la acción del hombre. Ejemplo: la red hidrográfica, que es pobre por naturaleza en el archipiélago cubano, se ha visto mucho más empobrecida con la instauración de una infraestructura, que cuenta con 241 embalses administrados, los cuales almacenan más de 9 000 millones de m 3 , a los que se unen 60 derivadoras, 730 micropresas, 759, 63 km de canales magistrales, 8 grandes estaciones de bombeo, 1300, 4 km de diques y 1009 km de canales para la protección de inundaciones. Al empobrecimiento de la red hidrográfica también ha contribuido la deforestación, cultivo de los suelos, cría de ganado, construcción de viales, etc. Ello redunda en cambios de la morfología del terreno, debido a la disminución de aporte de sedimentos a la costa y al mar, disminución y hasta la desaparición de los desagües al mar, afectando significativamente las fuentes de generación de sedimentos, que regulan la morfología de la costa y el fondo marino; así como a la barrera natural formada por los manglares.

La forestación con plantas y árboles invasores (especies que se introducen y desarrollan con éxito). Entre los daños que causa su extensión está la afectación de la constitución física del medio ambiente, con incidencia en los cambios de las formas del relieve. Los impactos negativos de las especies invasoras pueden extenderse hasta lugares alejados de donde fueron introducidas, pues las semillas son transportadas por diferentes medios.

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En las costas de tierra firme y de los cayos la planta invasora más difundida es la Cassuarina o pino de Australia (Cassuarina equisetifolia), la cual contribuye a la destrucción de las formas acumulativas del relieve. Esto es a consecuencia del efecto de cortina rompevientos que crea, lo cual no permite el traslado de los sedimentos empujados por el viento desde el mar hacia tierra. El viento al chocar con la cortina se levanta primero y luego regresa al mar, formando un arco de abajo hacia arriba, que lleva consigo los sedimentos que ya transportaba y los que estaban depositados con anterioridad en la costa. También puede producirse una especie de talud debido al “enmarañamiento”, que forman las raíces extendidas horizontalmente, lo cual, además, no permite una buena fijación de los árboles a las arenas. Esto puede provocar la caída del bosque por efecto de eventos meteorológicos extremos (Figs. II. 41 A, 41 B, 41 C). Las hojas de la Cassuarina demoran largos períodos en desintegrarse, por lo que crean un manto en la superficie costera, que entre otros efectos negativos está el de mermar la producción de arenas por desintegración de restos orgánicos transportados por el mar hacia la costa. Ejemplo: las algas (Fig. II. 42).

Fig. II. 41 A. El talud que forman las raíces de la Cassuarina y el efecto de cortina rompevientos se suman al débil grado de litificación de las rocas (calcarenitas de la Formación Los Pinos, en la plataforma norcentral) y a la actividad abrasiva ante la transgresión del mar, transformando el relieve de la zona costera, mediante la caída del bosque y remoción del sustrato. (Foto Iturralde­ Vinent, 1981).

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Fig. II. 41 B. Raíces de una Cassuarina derribada. Obsérvese su horizontalidad. Cayo Cocos, parte oeste de la plataforma suroccidental. (Foto Sandra Díaz. Universidad de Pinar del Río).

Fig. II. 41 C. Derribo masivo de un bosque. Cayo Cocos, parte oeste de la plataforma suroccidental. (Foto Sandra Díaz. Universidad de Pinar del Río).

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Fig. II. 42. Manto de hojas de Cassuarina, cubriendo las algas transportadas por el mar, lo cual entorpece su desintegración y conversión en arenas. Cayo Juan García, parte oeste de la plataforma suroccidental. (Foto Sandra Díaz. Universidad de Pinar del Río).

Como acción antrópica relacionada con la génesis del relieve se encuentra también, el efecto de la contaminación de las aguas marinas por vertimientos de sólidos y líquidos desde tierra o desde instalaciones en áreas de la plataforma marina y embarcaciones. Las mismas aniquilan o liquidan importantes componentes biogénicos, que intervienen en la formación y conservación del relieve, tales como, manglares, corales y algas, entre otros. Las afectaciones causadas son muy evidentes en las formaciones coralinas (Figs. II. 43, II. 44).

Según (Claro. ed., 2006), sedimentación inducida por la deforestación puede estar afectando alrededor del 30% de los arrecifes coralinos del borde de la plataforma. La contaminación a niveles críticos en los arrecifes coralinos de Cuba tiene una extensión restringida (< 3%). La contaminación orgánica y química impacta fuerte y negativamente a los arrecifes coralinos de Ciudad Habana. Se supone que algún grado de contaminación puede estar impactando los arrecifes cercanos a las entradas de otras bahías y asentamientos humanos.

Manto de hojas de Cassuarina

Acumulaciones de algas

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Fig II. 43. Coral afectado por la enfermedad conocida como “ banda negra” , provocada por el funcionamiento ineficiente o ausencia de lagunas de oxidación y plantas de tratamiento de residuales líquidos (tomado de Claro. ed., 2006).

Fig II. 44. Coral afectado por el blanqueo o enfermedad conocida como “ plaga blanca” (tomado de Claro ed., 2006).

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Otra acción del hombre que influye en la génesis, desarrollo y estabilidad del releve marino­costero son las edificaciones, construcción de viales en la playa y su duna. Ellas alteran la zona de oscilación de la playa, afectando el suministro de arenas y cuando éstas faltan, entonces además de destruirse la playa y la duna, el oleaje termina destruyendo las construcciones que se encuentran en las áreas colindantes. La playa es un elemento de equilibrio dinámico, que da respuesta en cada momento al oleaje del mar. Ejemplo: bajo el efecto de los temporales, debido a altos gradientes de los anticiclones continentales al principio de la temporada de verano y de los frentes fríos durante el invierno, el oleaje transporta arenas de la playa y de la duna hacia mar afuera, formando una barra, generalmente en profundidades de los primeros metros (Fig. II. 45). Esta forma del relieve frena el oleaje hacia la playa, haciendo que las mayores olas rompan más lejos, consiguiendo su estabilidad. Con el oleaje de verano, suave y rítmico, la arena de la barra regresa lentamente hacia la playa.

Fig. II. 45. Perfiles de playa en invierno y en verano (según Rodríguez­Caracuel, 1991).

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Las construcciones ingenieras en la costa (espigones, rompeolas, escolleras, etc.), provocan bajo la acción del oleaje y las corrientes la acumulación de sedimentos por el lado de barlovento, mientras que por sotavento, se hace manifiesta la abrasión (Fig. II. 46). Los diques rompeolas sumergidos pueden producir acumulaciones tipo tómbolo (Fig. II. 47). Las olas al chocar con ellos pierden su energía y lanzan los sedimentos sobre éstos en dirección a la orilla. Entre los diques y la orilla solo existe un oleaje de traslación que amortigua la corriente de deriva, formándose una acumulación tal que amplía la playa en forma convexa.

Figs. II. 46, II. 47. Efectos sobre la morfología marino­costera de la construcción de espigones.

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La extracción de lodos, arenas y gravas de la costa y del fondo del mar provoca cambios morfológicos directos en los lugares de ejecución y/o indirectos en su fuente de alimentación. También hay cambios morfológicos por el dragado y por la construcción artificial de playa. En resumen, toda actividad antrópica que altere los parámetros naturales de las formas acumulativas del relieve marino­costero (playas, barras, tibaracones, camellones, etc.), puede llevarlas a cambiar su morfología. Lo mismo sucede con las costas en las que no se destacan tales formas del relieve, pero que son usadas con otros objetivos. Ejemplo: actividades agrícolas y ganaderas por debajo de la cota 5 del terreno, la tala de árboles, canalización, relleno del terreno para diferentes usos, etc.

La construcción de viales a través de la plataforma marina y de los cayos, ha comenzado a introducir cambios directos o indirectos en la morfología del fondo marino y principalmente de las costas de los cayos. Debido a esto han muerto manglares, ha cambiado el curso de las corrientes de deriva, del oleaje, el comportamiento de las mareas y la dirección del transporte de los sedimentos; así como la producción y productividad de éstos. Un ejemplo de cambios acelerados en un cayo, posteriores a la construcción del pedraplén lo constituye cayo Jutías, en la plataforma noroccidental (Figs. II. 48, II. 49, II. 50, II. 51, II. 52, II. 53, II. 54, II. 55, II. 56, II. 57). Cuando se construyó el pedraplén hace pocos años, ya era notable el ascenso del nivel del mar, reflejado en la mudanza de la línea de costa, probablemente, por la tala de la vegetación de mangles para producir carbón y otras actividades (Fig. II. 58).

Con la unificación de este territorio marino con tierra firme y la construcción de un vial a través del mismo e instalaciones turísticas, comenzaron los humanos a aniquilar los herbazales retenedores de las arenas de la barra, que constituía el cayo; así como a los manglares de la costa. Ya hoy el cayo está casi destruido, lo cual demuestra que la ausencia de la cubierta vegetal conlleva, inexorablemente, a la destrucción de los cayos y la estructura costera de las tierras firmes. Otro ejemplo de este impacto negativo sobre las formas del relieve se puede observar en cayo Sijú, cayería San Felipe, extremo de la plataforma suroccidental (Figs. II. 59, II. 60).

¿Cómo se podría haber evitado o minimizado el mencionado desastre? Pues de la siguiente forma:1­no construyendo el vial en el cayo, sino dejando un sendero; 2­ ubicando sobre pilotes del lado sur del cayo la

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infraestructura mínima necesaria; 3­haciendo construcciones ligeras; 4­ estudiando la posibilidad de que una parte de la infraestructura (depósitos de agua, instalaciones eléctricas, parqueo y otras), se ubicaran en los límites de tierra firme; 5­construyendo pasarelas peatonales a través del cayo para el traslado de las personas hasta la zona de baño; 6­no construyendo instalaciones recreativas en el cayo; 7­manteniendo un balance estricto de la carga de personas y la capacidad del cayo y 8­ contemplando en el diseño de uso del territorio del cayo el no vertimiento de desechos sólidos y líquidos, tanto en su superficie como en su entorno. En conclusión, el desastre se hubiera evitado, habiendo tenido en cuenta las características geólogo­geomorfológicas del cayo y sus alrededores, para garantizar un uso racional y sostenible a través de un plan de manejo.

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MAPA GEÓLOGO­GEOMORFOLÓGICO DE CAYO JUTIAS Y SU ENTORNO MARINO

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Fig. II. 48. Condiciones naturales de cayo Jutías, año 1996 (según datos de INMAR). Barra acumulativa, con 12 m de espesor de sedimentos: elevada sobre el NMM a 1, 75 m y con una longitud de 6,7 km. En la Fig. II. 49 se refleja su composición.

Fig. II. 49. Composición de los sedimentos fr iables del cayo. Se estima que el sustrato rocoso yace a más de 12 m de profundidad.

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Fig. II. 50. Principales elementos morfológicos del cayo: playa y su berma, superficie plana de la barra arenosa (parte central) y llanura pantanosa cubierta por mangles.

Fig. II. 51. Cuatro años después (2001). Muerte del manglar por avance del mar hacia el territorio del cayo, mediante una intensa actividad abrasiva, debido a la destrucción de la cubierta herbácea.

MANGLAR

BARRA ARENOSA CON CUBIERTA VEGETAL

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Fig. II. 52. En los alrededores del Faro la velocidad de ingresión del mar y de destrucción de la costa es tal, que se pueden observar mangles aún vivos a varios metros mar afuera. Cuentan los trabajadores de aquí que hace no muchos años sus gallinas dormían en estos árboles.

Fig. II. 53 Acantilado producido por la acción del oleaje mediante la abrasión de los sedimentos arenosos fr iables, una vez que fue eliminado el herbazal por la acción antrópica.

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Fig. II. 54. Formación de acantilados y retroceso de la línea de costa.

Fig. II. 55. Seis años después (2003). Avance de las arenas sobre el manglar provenientes de las playas y de la barra destruida, a medida que se produce la nivelación de la superficie del cayo.

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Fig. II. 56. En la porción más estrecha del cayo, muy próximo a la parte este del Ranchón, las arenas de la playa situadas del lado sur antes del desastre antrópico, ahora se aproximan al lado norte.

Fig. II. 57. Los troncos de mangles situados mar afuera muestran el territorio que ya ha ocupado el mar debido a la destrucción del cayo. La distancia supera los 30 m de la costa, lo cual atestigua una alta velocidad de destrucción del territorio emergido.

NORTE

SUR

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Fig. II. 58. Antigua caseta de guardafronteras (construida poco después del año 1959), hoy se encuentra en el mar abierto, parcialmente inundada.

Fig. II. 59. Derrumbe de las arenas en cayo Sijú (cayería San Felipe, extremo este de la plataforma suroccidental) por afectación de la cubierta vegetal, debido al camino peatonal existente entre el muelle y la casa de Flora y Fauna ( Foto Sandra Díaz. Universidad de Pinar del Río).

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Fig. II. 60. Del lado izquierdo de las cajas de color rojo la costa ha comenzado a recuperarse de los derrumbes provocados por el huracán Iván, con ayuda del crecimiento de las hierbas, que retienen las arenas. No sucede así en el extremo derecho por idénticas razones a las explicadas en la Fig. II. 59 (Foto Sandra Díaz, Universidad de Pinar del Río).

En la zona de mar abierto las áreas más sensibles al impacto humano son los arrecifes, sobre todo las crestas arrecífales por su escasa profundidad y cercanía a la costa. Según los estudios realizados por el Centro Nacional de Areas Protegidas (Perera­Valderrama et al., 2006), la actividad de buceo puede afectar los arrecifes mediante el impacto directo y/o la resuspensión de sedimentos. Esto aumenta la vulnerabilidad a las enfermedades en los organismos, y crecimiento de algas, esponjas, etc. sobre los corales. Finalmente conlleva a la muerte o degradación de los organismos dañados y cambio en la composición por especies o forma de crecimiento. Los corales también se ven afectados por la pesquería y la navegación entre otras actividades antrópicas.

Según Claro (ed., 2006), en varios arrecifes (litoral habanero, archipiélago Sabana­Camagüey, cayos Largo, Paraíso y Levisa y cerca de Bahía Honda), se ha observado un excesivo desarrollo de algas, que parece estar relacionada con la muerte masiva del erizo negro Diadema antillarum y la marcada escasez de peces herbívoros por sobre explotación. En algunos casos la falta de herbívoros está acompañada por concentraciones relativamente altas de nutrientes. La pérdida del balance trófico del

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ecosistema además de conducir a la proliferación de algas puede provocar el incremento de animales raspadores o depredadores de corales como el caracol Coralliophila abbreviata, poliquetos y las chopitas Stegastes sp. (cuando merma la existencia de carnívoros).

Los pastos marinos también se ven afectados, debido a la actividad naviera, la pesca (enturbiamiento y extracción de herbívoros que controlan el crecimiento algal), el deterioro de las crestas arrecifales (provoca la abrasión al cesar la protección que le brindan a los pastos) y el aumento de la temperatura de las aguas a causa de sistemas de enfriamiento de algunas industrias.

Los pastos más dañados resultan los ubicados en médanos o bajos y los que bordean los arrecifes, por albergar importantes recursos pesqueros. Según datos de Claro (ed., 2006), la contaminación orgánica ha producido la desaparición de pastos marinos en extensas áreas del archipiélago Sabana­ Camagüey (> 25%) y en la ensenada de la Broa. En este último lugar la muerte de los pastos se debe al enturbiamiento provocado por el arrastre de los barcos camaroneros décadas atrás y la fuerte abrasión que sufren en la actualidad las costas limo­arcillosas, por la desaparición del frente protector de mangle rojo. En el archipiélago cubano, en general, el incremento excesivo de la salinidad, a causa de obras como diques en tierra y carreteras sobre el mar; así como los vertimientos desde tierra de contaminantes, ha destruido parte sus pastos.

La biota relacionada con los procesos genéticos del relieve sufre deterioro, además, por fenómenos regionales o globales inducidos por la acción antrópica. Ejemplo: el fenómeno de blanqueo y muerte de los arrecifes coralinos (muerte por pérdida de sus zooxanthellas simbióticas, sin las cuales los pólipos no pueden formar el esqueleto de carbonato cálcico que forma los cimientos del arrecife). Este fenómeno se ha tratado de explicar por medio de varias hipótesis, entre la que se encuentra el efecto de la actividad humana (Rougeri et al., 1992). Ejemplo: el efecto invernadero o una sobredosis de rayos ultravioleta asociada a la disminución del espesor de la capa de ozono. Según los científicos de la Universidad de Queensland los corales australianos mueren a causa del sobrecalentamiento de las aguas por el efecto invernadero, que se suma al calentamiento normal del verano austral. Ellos sostienen que los arrecifes coralinos, en general, se encuentran entre las principales víctimas del Cambio Climático y que solo la reducción de emisiones de gases de efecto invernadero pudiera salvarlos

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(Semanario internacional Orbe, del 4 al 10 de febrero de 2006). El blanqueamiento afecta ya a más de 50% de los corales a nivel global (Claro ed., 2006). Hay consenso en cuanto a que esta enfermedad está relacionada con anomalías positivas de las temperaturas de la superficie de las aguas marinas, que es el signo tangible de un desequilibrio regional, con repercusión a escala planetaria.

PROCESOS ENDÓGENOS

El relieve originado por los procesos y factores exógenos, que con anterioridad fueron objeto de análisis, constituye las morfoesculturas, mientras que el que surge a partir de los endógenos determina las morfoestructuras.

Tectónicos

La tectónica es responsable de las estructuras regionales que circundan al archipiélago cubano. En el proceso de surgimiento de este grupo de complejos regionales de formas del relieve submarino y de los territorios emergidos circundantes, intervino la interacción geodinámica entre las placas continentales de las américas del Norte y del Sur, que originó la fracturación de sus bordes y de su zona intercontinental, formándose microplacas y megabloques. También surgieron morfoestructuras de carácter más local dentro de los grandes complejos.

El carácter alargado y estrecho de la Isla de Cuba ha propiciado que los movimientos oscilatorios de los territorios emergido y marino hayan influido de forma sustancial en la morfología de la zona marino­costera. A ellos se debe, en parte, el cambio relativo de la posición del nivel medio del mar. Ejemplo: el descenso del territorio emergido va acompañado del ascenso del nivel marino y viceversa. Las huellas de estos ascensos y descensos se registran en antiguas líneas de costas, ya sea por debajo o por encima del nivel medio actual del mar. Estos se pueden seguir mediante las terrazas, los voladizos de marea y distribución de algunos depósitos de turbas, entre otros indicadores.

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El papel de estos movimientos se hace difícil cuantificarlo, ya que se complican con la presencia de numerosas y significativas variaciones glacioeustáticas. Esta cuestión se podría resolver con ayuda de las nivelaciones sucesivas y con la determinación de indicios cualitativos de movimientos de ascenso y descenso, que se manifiestan en el relieve. Ejemplo: presencia de costas acumulativas con formaciones lacustres y ausencia de playas, relieve relíctico sumergido, bloques de diferentes órdenes hundidos o levantados, etc.

Los movimientos tectónicos y muy específicamente los neotectónicos, que en Cuba corresponden a la etapa neoplatafórmica del Oligoceno­ Cuaternario, son los que han definido la regionalización geomorfológica existente (llanura costera emergida, plataformas, sectores intraplatafórmicos, talud insular y estructuras en aguas profundas) y la zonación latitudinal de la plataforma (zona exterior e interior), su división en bloques ascendentes y descendentes de diferentes órdenes, separados entre sí por fallas.

La formación de los taludes insulares es el fenómeno tectónico de mayor magnitud, entre los que han definido los rasgos geomorfológicos contemporáneos del territorio marino­costero de Cuba. Por el norte constituyen, principalmente, fallas y flexuras, mientras que por el sur son fallas (Figs. II. 61, II. 62). Esta variación morfológica está determinada por ocurrir aquí lo contrario de lo que ocurre en el límite de la mayoría de estas formas del relieve (límite de la plataforma y la región oceánica), donde hay una coincidencia con el límite de la corteza tipo continental y la de tipo oceánica. En nuestro caso el talud no tiene relación espacial alguna con los cambios de la constitución de la corteza terrestre, lo cual indica la ausencia de equilibrio isostático.

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Fig. II. 61. Esquema de la reconstrucción del relieve pliocénico de los taludes insulares de Cuba (perfil paleogeomorfológico, Kartashov, 1982).

Leyenda

1­Relieve del Mioceno tardío; 2­ fallas del Plioceno y dirección del desplazamiento a través de las mismas y 3­ relieve del Plioceno.

Fig. II. 62. Perfil esquemático de la corteza terrestre de Cuba y su plataforma marina insular (Kartashov, 1982; según datos de Shein, 1978).

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Sísmicos

Los cambios ocurridos en el pasado geológico del relieve marino­costero cubano debido a terremotos parecen poco probables en la actualidad y por ende la ocurrencia de los eventos extremos, como son los tsunamis, que revolucionan el relieve es bien remota. Esto se debe a que este tipo de fenómenos ocurre, fundamentalmente, con terremotos de gran magnitud en los límites de placas convergentes, donde el desplazamiento vertical es de dimensiones considerables para generar un tren de olas.

El talud de la plataforma insular del archipiélago cubano presenta una altura de hasta 6 km y ángulos de más de 45°. En los análisis de los perfiles sísmicos y en otros estudios submarinos que incluye el territorio del talud insular, se han detectado evidencias de diferentes tipos de deslizamientos submarinos (desprendimientos, deslizamientos traslacionales, etc.). Estos pudieron desencadenarse por terremotos de poca magnitud y de carácter local (área geográfica de Cuba y zonas cercanas). En la actualidad, a pesar de existir diferentes conjuntos de datos sobre estas áreas, no se ha estudiado la regularidad de ocurrencia de deslizamientos submarinos y la magnitud de su influencia en la transformación del relieve. El fenómeno puede cobrar mucha importancia porque el crecimiento de este tipo de actividad sísmica se densifica y se difunde a un ritmo bastante acelerado en el territorio marino en los últimos tiempos, ello se puede observar comparando el mapa de los sismos ocurridos hasta del año 2005 (Fig. II. 63) con mapas publicados. Ejemplo: él del Nuevo Atlas Nacional (1989).

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Fig. II. 63. Mapa de los sismos locales registrados durante el año 2005 en Cuba hasta el 20 de octubre, según el Centro Nacional de Investigaciones Sismológica de Cuba (CENAIS. Inédito).

En total 1212, con la siguiente distribución por magnitudes: De <0: 0

De >0 ­ <1,0= 60

De >1, 0 ­ <1,5=295

De >1, 5 ­ <2, 0=388

De >2, 0 ­ <2, 5 = 306

De >2, 5 ­ <3, 0= 99

De >3, 0 ­ <3, 5= 45

De >3, 5 ­ <4,0=17

De >4, 0 ­ <4, 5=2

CONCLUSIÓN

En resumen, en este capítulo se trata de asignarle el peso de cada uno de los procesos y los factores que intervienen en la formación y desarrollo del de los diferentes rasgos del relieve marino­costero. Sin embargo, se aprecia de forma clara que ninguno de ellos actúa independientemente, confirmándose que las diferentes formas del relieve son el resultado de la sumatoria de factores y procesos. La génesis de las bahías de bolsa constituye un formidable ejemplo, en este caso intervienen la tectónica, el clima, la biogénesis, la hidrografía y la litología, fundamentalmente (Capítulo I. Historia de las Investigaciones).

La identificación de los principales procesos y factores que determinan la formación y desarrollo del relieve permite trazar pautas importantes en la cartografía de los complejos y formas del relieve (Tab. II. 2); así como su caracterización. Sobre la base de las formas, tipos y génesis del relieve se puede hacer una clasificación morfológica de utilidad para cartografiar la costa, la plataforma marina y el talud insular, hasta la escala media e inclusive para gran escala, mediante el aumento de detalles en cuanto al número y variedad de formas, en aquellos tipos genéticos donde sea posible. Ejemplo: el tipo genético de llanura puede ser divido, considerando

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su variación de pendiente, su nivel de disección, la intensidad de diferentes procesos que sobre la misma han actuado, etc. Lo mismo sucede con las elevaciones.

Tab. II. 2. Clasificación morfogenética de las principales complejos y formas del relieve del talud insular, la plataforma marina y la zona costera.

GENESIS TIPO FORMA ZONA DE UBICACIÓN

MORFOESTRUCTURAS

Movimientos diferenciados de megabloques.

MEGABLOQUES 1­Archipiélago cubano, fosas marinas, canales, estrechos y el talud insular que los separa.

Archipiélago cubano y las morfoestructuras regionales circundantes.

Movimientos diferenciados de mesobloques.

MESOBLOQUES 1­Plataformas delimitadas por taludes y separadas por sectores intraplatafórmicos.

Plataformas marinas y sectores intraplatafórmicos

T E C T O N I C A

Movimientos diferenciados de bloques de órdenes menores.

BLOQUES DE ÓRDENES MENORES

1­Depresiones y elevaciones locales.

Plataformas marinas y zona costera

MORFOESCULTURAS

QUIMICA

CARSICAS

1­Embudos, depresiones, cavernas, cayos, canales, brechas de marea, etc. 2­ Llanuras, terrazas, etc. 3­Terrazas.

Plataformas marinas.

Zona costera.

Talud insular.

ACUMULATIVAS

1­Terraza baja, incluyendo los beach rock. 2­Llanura depresiones rellenas por oolitas, cayos y bancos de arenas oolíticas.

Zona marino­costera.

Zona exterior e interior.

Geomorfología

103

EROSIVAS 1­Valles y cauces. Plataformas marinas, costa y talud. ALUVIO­MARINA

ACUMULATIVAS 1­Deltas fluviales, estuarios, laguna y tibaracones.

Zona marino­costera.

EOLICA ACUMULATIVAS 1­Dunas. Zona costera.

BIOGENICA ACUMULATIVAS

1­Arrecifes.

2­Cayos palustres.

3­Ciénaga.

Sectores intraplatafórmicos y zona exterior. Zona interior.

Zona costera.

OLEAJE

ACUMULATIVAS

ABRASIVAS

1­Cayos, barras, bancos, camellones de tormenta y la terraza holocénica (terraza Cero), playas.

1­Terrazas abrasivas.

2­Acantilados, nichos, peñones y taludes.

Zona exterior e interior.

Talud y zona costera.

Zona costera levantada.

CORRIENTE

ACUMULATIVAS

ABRASIVAS

1­Bancos y cayos de limos y arenas, otras formas acumulativas fuera de la acción del oleaje. Ejemplo: barras.

1­Superficies abrasivas fuera de la acción del oleaje, como canales en fondos blandos.

Zonas exterior e interior de las plataformas.

H I D R O G E N I C A

MAREA ACUMULATIVAS

ABRASIVAS

1­Deltas de marea.

1­Canales y brechas de mareas.

Cayos.

GRAVITACIONAL ACUMULATIVAS

SUPERFICIE DE DESLIZAMIENTOS

1­Superficies acumulativas de cantos y bloques.

1­Acantilados.

Zona costera en proceso de regularización y talud insular.

FLUVIO­

Cabrera (2009)

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TECTONICO­ BIOGENICO­ HIDROGENICA

EROSIVO­ TECTONICAS 1­Bahías de bolsa. Costas levantadas

TECTONICO­ FLUVIO­ HIDROGENICA

EROSIVAS 1­Bahías abiertas. Costas levantadas

REGIONALIZACIÓN GEOMORFOLÓGICA

Las principales regiones que definen la geomorfología del territorio marino­ costero del archipiélago cubano fueron relacionadas al principio de este capítulo (llanura costera emergida, plataformas marinas insulares, sectores intraplatafórmicos y talud insular), circundado por formas regionales del relieve (dorsales o cordilleras, umbrales, hoyas, fosas, valles, bancos y mesetas) (Fig. II. 2 y Anexo. II. 1).

LLANURA COSTERA

Se están considerando aquí a las llanuras emergidas contiguas a línea de costa, que se extienden tierra adentro hasta donde alcanzan, aproximadamente, las mareas en presencia de costas bajas o hasta el acantilado en las levantadas.

Las llanuras de las costas bajas se extienden delante de las diferentes plataformas marinas. Su extensión permite cartografiarlas a diferentes escalas. Ejemplo: 1: 1000 000 (Anexo II. 1). Cuentan con una elevación sobre el nivel medio del mar no supera los 7 m. Se encuentran cubiertas de mangles y pantanos, siendo una de las razones por las que están poco investigadas. Son cortadas por los valles fluviales, que pueden salir al mar. Otras formas del relieve en ellas son las lagunas y estuarios (Fig. II. 37), con su mayor abundancia en la plataforma suroriental (sur de las provincias Sancti Spíritus, Ciego de Avila, Camagüey, Las Tunas y Granma). En la plataforma norcentral se encuentra la mayor laguna del territorio cubano (laguna de la Leche, al norte de Ciego de Avila).

Las costas levantadas tienen una extensión tierra adentro muy restringida, siendo cartografiables solo a grandes escalas. En algunos casos están ausentes como zona y se reducen, prácticamente, a una línea. Son localizadas, sobre todo, en los sectores intraplatafórmicos. Solo en

Geomorfología

105

determinados segmentos, como en las grandes bahías, alcanzan una extensión apreciable y una complejidad morfológica similar a las llanuras de las costas bajas.

De forma general, el desarrollo de las costas cubanas, con alrededor de 6000 km, es tal que en muchos casos es próximo, iguala o sobrepasa la longitud de las costas de países de mayor extensión territorial, por ejemplo México posee solo 9090 km de costa, con una extensión territorial 18 veces mayor que Cuba. Este significativo valor es resultado de la sinuosidad de las costas y la forma arqueada de la Isla de Cuba, con numerosas bahías y grandes cayos.

Además de ser extensas, presentan una gran diversidad morfológica, entre las que según García­Montero (2003) y el tabloide Universidad para Todos “Conozcamos el Mar” (2006), se destacan las siguientes:­ unas 300 playas de arenas, con más de 1 000 km de longitud, para un 16 % de su total; una profusa vegetación, cubriendo un área de más 5300 km 2 y ­ la cercanía de cualquier punto del país a la costa. Estas y otras muchas de las características morfológicas de la zona costera se abordan en otras partes de este propio capítulo.

Las citadas características y los serios problemas del medio ambiente costero junto a sus territorios emergidos contiguos, tanto marinos como terrestres (erosión y abrasión, incremento o disminución perceptible de la sedimentación, aumento de la salinidad, disminución del aporte fluvial y por ende del aporte terrígeno, ascenso del nivel medio del mar, aumento de la temperatura de las aguas y pérdida de la biodiversidad, entre otros), han sido motivo para que el Estado se pronuncie por un manejo integrado de la zona costera sobre la base de criterios científicos. Por ello, cobra importancia el conocimiento de la morfología y la composición de los diferentes tipos de costas, que en definitiva conforman el sustrato de todos los demás componentes de esta frágil zona de conflictos marino­terrestre.

PLATAFORMAS MARINAS Y SECTORES INTRAPLATAFÓRMICOS. SUS COSTAS

Plataforma noroccidental

Se extiende desde el cabo de San Antonio hasta punta Gobernadora, al oeste de Bahía Honda. Tiene una longitud de 528 km y su mayor amplitud es

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de 45 km, y la máxima profundidad de 20 m. Se encuentra ocupada por las aguas del golfo de Guanahacabibes y cuenta con un área de unos 1400 km 2 .

Los valores de longitud de las costas en éste y en todos los demás casos, se han tomado de Núñez­Jiménez (1959) y ascienden a un total de 5745 km, de los cuales 3208 corresponden a la parte norte y 2537 a la sur. Lo que sumado a los 229 km de Isla de la Juventud y las costas de los cayos asciende a más de 6000 km de costas, tal y como aparece en reportes más recientes (García­Montero, 2003).

Zona exterior. En la plataforma suroccidental esta zona se caracteriza por un relieve morfoescultural de origen biogénico, constituido por arrecifes coralinos, conocidos como la gran barrera coralina los Colorados, que se desarrolla hacia la parte nororiental, mientras que hacia al occidente se localiza una plataforma coralina. Esta es, según Ionin y Avello (1975), la única barrera verdadera de arrecifes en Cuba y morfológicamente la comparan por la Gran Barrera Coralina de Australia. Se extiende a lo largo de 200 km.

El borde superior del talud (límite externo de esta zona y de la plataforma en general) se inicia a las profundidades de 17­20 m y en raras ocasiones de 40 a 50 m. Existen partes en las que la terraza prearrecifal cae de manera abrupta en dirección al talud, con elevaciones de 5 a 6 y hasta de 10 a 12 m. Hacia la zona de inflexión con el talud insular hay varias superficies de terrazas, localizándose con frecuencia a las profundidades de 18 a 20 y 30 m, raramente a los 44­48 y 50 m. En la parte exterior de la plataforma arrecifal se localizan de 2 a 3 y hasta 5 ó 6 de estas superficies, cuyos lados exteriores se complican con la presencia de elevaciones en forma de bancos de origen marino.

En la parte occidental de la plataforma noroccidental predominan los procesos acumulativos, con una importante cobertura de sedimentos holocénicos, los cuales llegan a formar una llanura hacia la zona interior. La parte oriental se caracteriza por el desarrollo de pequeños y escasos cayos, bancos y barras submarinas, que forman el archipiélago los Colorados. Hay un predominio de los procesos hidrogénicos de carácter abrasivo­ acumulativos. Los cuerpos acumulativos son de morfología irregular, de acuerdo a las formas cársicas negativas. El relieve cársico, que adopta diferentes formas tiene una profundidad promedio a partir del fondo del mar del orden de los primeros metros, aunque pueden alcanzar decenas de

Geomorfología

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metros. Con frecuencia esta zona está atravesada por canales, que en muchos casos se extienden hasta el talud insular.

Es común la presencia de canales en el fondo marino que separan los cayos y formaciones coralinas. Los mismos se orientan perpendiculares al borde del talud insular y de la línea de costa. Núñez­Jiménez (1984), hace mención de catorce de estas formas del relieve (Zorrita, Jai­Alai, Buenavista, Rapado, de Diego, Roncadora, de la Galera, Jutías, Honda, Levisa, San Carlos, Alacranes, La Mulata y Morrillo). Popularmente y en los documentos de auxilio a la navegación suelen denominarse pasas o quebradas.

Los canales son frecuentes por todo el territorio marino que circunda al archipiélago cubano, tanto en sectores con plataforma como en los intraplatafórmicos. La génesis de los más antiguos está relacionada en su fase inicial con la erosión de la red fluvial que drenó el territorio en condiciones subaéreas durante el último interglaciar del Pleistoceno (Sangamon).

En general, los resultados de las investigaciones geólogo­geofísicas en el territorio en esta plataforma marina y en todo el territorio marino­costero de Cuba evidencian que en las condiciones transgresivas actuales los canales de la etapa regresiva; así como otras formas cársicas continúan desarrollándose, debido a la abrasión. Esta hipótesis explica también el por qué estos y otros importantes rasgos morfológicos, por ejemplo los entrantes y salientes, del borde de la plataforma se repiten en las costas de forma paralela, reflejando una antigua posición de la línea de la costa actual. También es probable que en algunos casos la génesis de los canales esté relacionada con la acción de las mareas (canales de marea).

Zona interior. Los elementos geomorfológicos de la zona interior están definidos por depresiones y elevaciones tectónicas en el occidente y elevaciones tectónicas, en bloques hacia al oriente. También es significativo el desarrollo de formaciones coralinas, las cuales se extienden por casi todo el territorio de la plataforma.

Sus costas a través de la Isla de Cuba cuentan con una longitud aproximada de 528 km. Se caracterizan por su baja energía, con escaso transporte de

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sedimentos, tanto desde tierra firme, como del fondo marino. Por esta razón, el desarrollo de formas acumulativas tiene poco alcance. Algunos de los escasos ejemplos existentes son: punta Avalos y los incipientes deltas en las desembocaduras de algunos ríos de débil caudal (Isabel, Camarones, Rosa, Brazo de San Juan, Pan de Azúcar y Maní­Maní o San Miguel, entre otros).

Al sur del golfo de Guanahacabibes la costa es baja, pantanosa, bordeada de espesos manglares, teniendo como accidentes más significativos la ensenada de Cajón, y contigua a la misma la ensenada que se forma entre los cayos de La Leña y la costa, y la ensenada de Bolondrón o laguna de los cayos de La Leña. Las costas norte y noreste hasta punta Inglés son bajas y bordeadas de mangles, con segmentos de playa y algunos acantilados de poca altura, de color rojizo, característico de las cortezas de intemperismo ferrificas expuestas en su superficie. Aquí se encuentra la bahía de Guadiana, según datos de los documentos de auxilio a la navegación, pero en realidad es un estuario abierto en la desembocadura del río homónimo, con una profundidad de 14 m y varias ensenadas en su interior (Melones, Picado, Garnacha, Jaimiquí, Juan López y bahía de Palencia).

La costa entre las puntas Inglés y Gobernadora es baja, cubierta de mangles y algo accidentada. Entre la sinuosidad de la costa y los cayos aledaños se forman pequeñas bahías y ensenadas (Santa María, Las Canas, Dimas, Baja, Río del Medio, Nombre de Dios, Santa Lucía, Malas Aguas, Las Playuelas, San Cayetano, Verracos, Puercos, Tortugas y La Mulata).

Se localizan dos tipos predominantes de costas: de acumulación biogénica (de manglares) y regulares, acumulativas (lagunas litorales). Solo en el extremo más oriental del territorio de la plataforma, próximo a punta Gobernadora, aflora la terraza baja pleistocénica (terraza I según clasificación de Shantzer et al., 1976), que posee un pequeño tramo de costa en proceso de regularización (abrasivo­ acumulativa).

En la plataforma noroccidental los cayos alcanzan poco desarrollo y por consiguiente las costas de éstos. Las pocas que existen son acumulativas cubiertas por manglares o litoclastos y bioclastos. Las de mayor desarrollo se encuentran en cayo Jutías, al oeste de la bahía de Santa Lucía. Se trata de una barra marina de más de 12 m de espesor, con 1,75 m sobre el nivel medio del mar y una longitud de 6,7 km, de los cuales 4,7 constituyen playas de hasta 0,7 km de ancho.

Geomorfología

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Según la clasificación de Ionin y Suárez­Moré (1970), las costas aquí son de acumulación biogénica (manglares); regulares, acumulativas (lagunas litorales), en proceso de regularización (abrasivo­acumulativas) y regulares, abrasivo­acumulativas (Fig. II. 4 A).

Sector intraplatafórmico punta Gobernadora – península de Hicacos

El sector comprendido entre punta Gobernadora y península Hicacos se extiende aproximadamente 406 km. Su límite oeste marca el extremo oriental del archipiélago los Colorados, en la plataforma noroccidental y su límite este coincide con el inicio de la plataforma norcentral. Cuenta con cinco importantes bahías de bolsa: Bahía Honda, de Cabañas, de Mariel, de La Habana y de Matanzas. Tiene varias ensenadas, siendo las más importantes la de Bacuranao y Santa María­Guanabo o de Sibarimar. En esta última se desarrollan a lo largo de 11 km las playas del este de La Habana, con sus dunas de hasta 5 m de altura y su correspondiente zona de acumulación de arenas en el fondo marino, en la superficie de una estrecha terraza, descrita detalladamente por Foyo y Ramírez (1988) y Ramírez (1988).

En dirección perpendicular a esta terraza aparecen paleocauces y en dirección este ­ oeste canales de disolución. Estas formas del relieve submarino facilitan la fuga de las arenas hacia las grandes profundidades. Un sistema similar de canales casi paralelos a la costa se reporta por Foyo (1982), en la pequeña plataforma que también se desarrolla frente a la península de Hicacos. En la restante zona costera de este sector predomina la abrasión, con acumulaciones locales en las escotaduras.

Las costas de este sector alcanzan una longitud de 406 km. Su morfología es muy compleja y en general, se pueden dividir en tramos o subsectores. De oeste a este el primer tramo se localiza entre punta Gobernadora y la bahía de Mariel. En el mismo predominan los manglares, incluyendo los litorales de las bahías. Su trazado es sinuoso con ensenadas, como la de Prángana. Se encuentran pequeños tramos constituidos por la terraza baja del Pleistoceno. La misma está compuesta, como en el resto del archipiélago cubano, por depósitos de la Formación Jaimanitas (calizas biogénicas, principalmente coralino­conchífero­algáceas y calcareniticas), con su

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superficie carsificada. Es frecuente encontrar en la costa levantada camellones de tormenta, por ejemplo en playa Herradura.

De forma general, para este sector intraplatafórmico, se observa lo que como regla, se cumple en todo el archipiélago cubano para los sectores sin plataforma (con costas levantadas), que el lado frente al mar de la primera terraza pleistocénica contacta con la terraza acumulativa holocénica (contacto entre la terraza pleistocénica baja o terraza I y la terraza holocénica o terraza Cero). La terraza pleistocénica representa una superficie de abrasión en calizas de la Formación Jaimanitas cubierta, en segmentos aislados, por depósitos holocénicos (terraza de zócalo). Un caso bien representativo se encuentra en las playas del este de La Habana.

Una información exhaustiva de este tipo de costa se encuentra contenida en la publicación de Shantzer y coautores (1976), sobre las formaciones costeras del Holoceno en Cuba, las terrazas pleistocénicas de la región Habana­Matanzas y los sedimentos vinculados a ellas. Algunos datos del tramo comprendido entre punta Gobernadora y la ensenada de Boca Ciega, al este de la ciudad de La Habana, se pueden encontrar, además, en las investigaciones de Ionin et al. (1972).

La terraza pleistocénica baja, también se conoce en la literatura como terraza de Seboruco, sin embargo ese término, al igual que el de Formación Seboruco, ha sido cuestionado. Fue denominada así a principio del antepasado siglo por Hill y Vaughan (fide Shantzer et al. 1976, los cuales destacan lo siguiente): ...” el término “seboruco” es en general, incorrecto para denominar una determinada terraza, ya que se utiliza ampliamente como nombre para un tipo original de microrelieve de lapiez litoral que se desarrolla en varios casos sobre diversas terrazas y calizas de edad diferente. Todavía a veces llaman “seboruco” incluso al lapiez continental corriente que se encuentra en la profundidad de la tierra, a las más variadas alturas, conocido sencillamente como sinónimo del nombre popular “diente de perro”. Esta circunstancia, señalada justamente por Bermúdez (1961), nos obliga dentro de lo posible, a evitar el uso de dicho nombre en el futuro”.

A este tramo del sector punta Gobernadora –península de Hicacos corresponde una costa abrasiva y abrasivo­acumulativa frente al mar abierto y acumulativa en el interior de las bahías y ensenadas. Ionin y Suárez­Moré (1970), la definen como bahías tipo bolsa, de disección erosiva y profunda

Geomorfología

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en las estructuras longitudinales de plegamiento y al borde de mesetas. (Fig. II. 4 B).

Un segundo tramo costero dentro del sector sin plataforma punta Gobernadora – península de Hicacos se ubica entre la bahía de Mariel y el este del río Tarará, el cual corresponde a una costa levantada al nivel de la primera terraza, cortada por ríos decapitados por el mar durante su última transgresión, originando, en la mayoría de los casos pequeñas rías (ríos Banes, Salado, Santa Ana, Almendares, Cojímar y Tarará) y la bahía de bolsa de La Habana. El profundo cañón fluvial del río Cojímar tiene la particularidad de ser el único que en el mundo se ubica en la capital de un país.

Predomina en este tramo el carácter aplanado y sinuoso de la costa, mientras que las ensenadas, caletas y puntas no tienen gran desarrollo y solo la de Bacuranao penetra tierra adentro y posee importantes acumulaciones de arenas. Genéticamente corresponde a una costa abrasiva, con tramos de rías y acumulativa en el interior de la bahía excepto en su porción este. En general, fue considerada como identada por Ionin y Suárez­Moré (1970, Fig. II. 4B).

Un tercer tramo es el situado al este del río Tarará y hasta el rincón de Guanabo, que ocupa la ya mencionada ensenada de Sibarimar. Entre las dunas y el fondo de la pared del frente de la segunda terraza Pleistocénica se ha formado una laguna con manglares. Este tramo es acumulativo de origen marino­eólico­palustre. El mismo fue considerado como regular de tipo acumulativo­abrasivo, por Ionin y Suárez­Moré (1970, Fig. II. 4B).

Por último, se puede separar un cuarto tramo entre el rincón de Guanabo y la península de Hicacos, que tiene una gran variación en las formas del relieve que lo compone. Desde su inicio y aproximadamente hasta Jibacoa la costa es predominantemente acantilada. Las olas han excavado grutas en el acantilado, como las que se observan en la punta Jijira, la cual tiene una altura máxima de 10 m. Tiene carácter plano y con escotaduras de poco desarrollo e interrumpida por pequeños segmentos de playa. La desembocadura del río Jibacoa se encuentra obstruida por una barra de arenas, del lado oeste de la entrada hay una playa. La morfología de la desembocadura de este río, constituye una excepción para este sector, que se caracteriza por un escaso aporte fluvial, mientras que el oleaje y las

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corrientes litorales son muy fuertes, lo cual mantiene las desembocaduras de los ríos libres de obstáculos.

La costa desde la desembocadura del río Jibacoa hasta la margen oeste de la entrada de la bahía de Matanzas, en punta Rubalcaba, se caracteriza por ser alta y acantilada, con segmentos de playa, sobre todo, en la zona de Jibacoa. Hasta el río Bacunayagua se encuentra adosada a notables alturas del territorio emergido y abundan las pequeñas ensenadas. Desde el río Cumanayagua hasta punta Rubalcaba presenta algunos segmentos de playa y terrazas. A todo lo ancho del escalón de la terraza Pleistocénica baja, aún se observan restos de lo que fuera un gran camellón de tormenta, que fue explotado como material para la construcción.

A partir de punta Rubalcaba y hasta punta Maya se extiende la costa de la bahía de Matanzas, que es acantilada de ambos lados de su entrada y baja hacia al centro, con segmentos de playa. Los acantilados más altos se encuentran al lado oeste, donde colindan con superficies de terrazas, que se prolongan latitudinalmente hacia el occidente. Desde la bahía y hasta el canal de Paso Malo la costa se caracteriza por ser baja y rocosa, correspondiente a la primera terraza Pleistocénica y pequeñas escotaduras, con sus respectivas puntas y ensenadas. Posee camellones de tormenta pocos desarrollados. Las dos ensenadas más características son la de Maya (entre las puntas Palma y Maya) y la desembocadura del río Camarioca (boca de Camarioca).

Finalmente, entre el canal de Paso Malo y el extremo oriental de la península Hicacos la costa está ocupada por la playa de Varadero, con dunas actuales y barras fósiles de calcarenitas, correspondientes a las formaciones Los Pinos (del Holoceno temprano) y Jaimanitas, con cavernas. Aquí no se observan dunas fósiles, como reportan algunos investigadores, por ejemplo Núñez­Jiménez (1984). Las acumulaciones de arenas son, en ocasiones, interrumpidas por puntas (Las Peñas de Bernardino, Chapelín y Francés).

La complejidad de la costa en el sector punta Gobernadora – península Hicacos se resume en los siguientes tipos: regulares, abrasivas, abrasivo­ acumulativas; de bahías tipo bolsa; identadas y de regularización (Fig. II. 4B).

Geomorfología

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Plataforma norcentral

Es una de las regiones de plataforma marina del archipiélago cubano más estudiada. Esto ha facilitado representar cartográficamente sus principales formas y grupos de formas del relieve a una escala más detallada (1: 250 000. Anexo II. 3). Se extiende desde la península de Hicacos al oeste hasta punta Maternillo, bahía de Nuevitas (por el este), con una longitud de 944 km y ancho máximo de 30­40 km. Ocupa un área de 7500 km 2 . La profundidad de sus aguas solo en casos aislados alcanza los 5­6 m. Existen alrededor de 2517 cayos (60 % de los existentes en el archipiélago cubano), los cuales conforman el archipiélago Sabana­Camagüey, conocido también como Jardines del Rey. Al norte de la cayería los arrecifes coralinos marcan las proximidades del límite de la plataforma marina insular, los cuales se extienden a través de todo su contorno, con presencia de crestas, parches y arrecifes frontales. El mayor desarrollo de estas tres formas del relieve coralino se encuentra entre los 20 y 50 m de profundidad. En el territorio de esta plataforma el desarrollo del relieve ocurre bajo la acción de un oleaje de baja energía, gracias a la presencia en los vecinos territorios septentrionales del Gran Banco de Bahamas y cayo Sal.

En este territorio la zona interior forma parte de una depresión tectónica latitudinal º limitada hacia el norte por un levantamiento marginal de la plataforma, de idéntica disposición. La misma ha sido denominada sinclinal activo por Palmer (1941). Por otra parte, el archipiélago está formado por dos morfoestructuras: una occidental más deprimida (Sabana) y una oriental elevada con respecto a la occidental (Camagüey). Bokun et al. (1963), mediante reconocimiento sísmico estableció que ambas morfoestructuras están divididas o articuladas por una falla transverso­diagonal al oeste del bajo Guaní, cuya línea se prolonga hacia el noreste entre los cayos Fragoso y Francés. Geomorfológicamente aquí existen dos archipiélagos bien diferenciados (Sabana y de Camagüey). Las variaciones en los tipos de relieve y las formas de la exogénesis entre la cayería y el fondo marino de estos archipiélagos resultan de las diferencias en la intensidad de la energía del oleaje. La primera constituye una zona de poca energía mientras que la segunda responde a una zona de energía de moderada a fuerte.

De modo general, el plano morfoestructural diferenciado en bloques de la plataforma norcentral es la principal razón para que las características morfológicas y morfométricas del fondo marino varíen de una localidad a otra

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y que sus espectros de terraza también sean diferentes. En las áreas donde existe un mayor número de niveles de terrazas ha existido también mayor actividad neotectónica. Aparecen los niveles de: ­3 a ­5, ­8 a ­10, ­12 ­20 y ­ 20 a ­35 m. El nivel más somero solo ha sido localizado como resto de una superficie en el sector comprendido entre cayo Santa María y cayo Confites. En muchos lugares el borde externo de la terraza profunda de ­20 m coincide con el inicio del talud insular.

Zona exterior. Esta zona se caracteriza por un gran desarrollo de cayos, donde se advierte que los ubicados en su parte oeste son relativamente más bajos, con superficies desarrolladas hasta un máximo de 2 m, y con altura promedio inferior a un metro. Se han conformado a expensas de procesos acumulativos marino­biogénicos, propios de sectores de hundimiento, donde predominan los complejos de formas características de deltas de marea y de barras poco desarrolladas, con ciertos espesores de turbas, limos y arcillas, cubiertos por las facies arenosas de los cordones transgresivos de playas, tal como se aprecia en cayo Fragoso.

Un cuadro diferente se observa en la parte este de esta zona (cayo Francés­ cayo Sabinal). Los cayos alcanzan alturas hasta 10­14 m, como promedio, aunque pueden llagar hasta 30 e incluso 65 m en algunas alturas acumulativo­tectónicas de horst, como la Silla de cayo Romano. En general, presentan dos superficies abrasivas elaboradas en las rocas del Pleistoceno, las cuales están cubiertas, en algunos casos, por series de dunas y barras fósiles. Esto significa que en oposición al desarrollo al bloque occidental, hay una tendencia al ascenso durante el Holoceno, tal como señalara Magaz et al. (1991).

El fondo de la zona exterior se encuentra ocupado por un sistema de llanuras marinas acumulativas y abrasivo­acumulativas inclinadas hacia al mar y aterrazadas, con predominio de la abrasión. La acción combinada de los procesos hidrodinámicos en ésta ha conllevado a la aparición de formas acumulativas (barras litorales submarinas transversales y ortogonales, bancos de sedimentos, deltas de marea, etc.).También han intervenido en la elaboración de formas abrasivas tales como surcos, zanjas, canales de marea, zorrijos y otras.

En esta zona las formas fluviales, al igual que en la interior, no son evidentes y apenas tienen representación por un paleocauce profundo, que corta la superficie de las dos primeras terrazas submarinas frente a la boca de las

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Carabelas (norte de Camagüey). Su fondo está hoy ocupado por detritos biogénicos marinos, de espesor desconocido.

Otras formas del relieve muy difundidas sobre la superficie somera de esta zona, al igual que en la interior, son una serie de bancos rocosos de superficie plana, posiblemente en calizas de la Formación Jaimanitas. Frecuentemente son alongados y ocupan posiciones hacia el borde externo de la terraza somera o posiciones intermedias o cercanas a la línea de costa actual de los cayos. También se les encuentra controlando el basamento de pequeños cayos arrecifales o de arrecifes coralinas.

Zona interior. El relieve submarino de la zona interior de la plataforma norcentral está determinado por un sistema de llanuras marinas acumulativas y abrasivo­acumulativas, que ocupan los bajos litorales y los fondos de las depresiones interiores. En general, manifiestan poca interrelación con los territorios emergidos de la Isla de Cuba, tanto desde el punto de vista genético como sedimentológico.

Las formas del relieve que son más significativas y que complican extraordinariamente la superficie de estas llanuras son los bancos de sedimentos, de génesis biogénico­hidrogénica. Las macrolagunas están protegidas por la cayería y la profundidad de sus aguas, excepcionalmente, alcanzan los 4 m. El relieve del paleofondo es muy irregular, probablemente, debido a la existencia de formas cársicas y fluviales, enmascaradas por los sedimentos recientes, por lo que no tienen gran expresión en la superficie actual del fondo. Se tienen algunas referencias de la existencia de surgencias de agua dulce (blue holes), típico fenómeno cársico, en determinadas localidades de la bahía de Jigüey y la Gloria, en las cercanías de cayo Guillermo y en el extremo noroeste de las bahías de San Juan de los Remedios.

Otras formas del relieve son los deltas de mareas, vinculados genéticamente a los canales de flujo y reflujo, donde las corrientes de mareas pueden alcanzar hasta 2­3 nudos (1 nudo=1 milla=1 852 m), como en el canal de las Maravillas, Isabela de Sagua. También existen arrecifes coralinos locales, formando pequeños parches de 2­5 m de diámetro y pequeñas barras de sedimentos, que evolucionan como flechas y/o le sirven de sustrato a numerosos cayos de mangles; así como otras formas del microrelieve controladas por las corrientes de fondo.

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En la zona interior unas formas características del relieve son las bahías intrainsulares, es decir, desarrolladas entre la costa de la Isla de Cuba y la cayería (bahías de Santa Clara, Carahatas, Sagua la Grande, San Juan de los Remedios, Buena Vista, Perros, Jigüey y la Gloria). También se encuentra la singular bahía de Cárdenas formada entre las costas de la Isla de Cuba y las costas de una de sus penínsulas, formada por una barra en forma de gancho (península de Hicacos de 18,5 km de longitud).

Las costas a lo largo de la Isla de Cuba son predominantemente bajas, pantanosas, sinuosas y cubiertas de mangles. El bajo nivel de la costa permite el desarrollo de la cobertura de mangles, no habiendo, como regla, formas acumulativas de otro tipo o si las hay son poco desarrolladas. Se presentan abundantes pequeños deltas. Los más importantes resultan los de los ríos Sagua la Grande y Sagua la Chica. Solo en segmentos locales de costa, como por ejemplo, en la ciudad de Caibarién, se observan testigos rocosos.

Otras formas acumulativas de efímero desarrollo son las playas (Tinajita, Punta Alegre, Jigüey, Piloto, Guanaja, Guaney, Cunagua, Fe, Unión, La Panchita, El Salto, Yanuza, Uvero, Juan Francisco, Jinaguayabo, Júcaro y La Colonia Militar). Las mismas tienen un espesor de arenas de unos pocos centímetros y un ancho no mayor de los primeros metros. En raros casos abundan acumulaciones conchíferas gruesas (principalmente gasterópodos), con un ancho de una decena de metros y con un relieve de aproximadamente 0,5 m de altura. Tal diferencia entre estas formas acumulativas y las playas está condicionada por un mayor ancho de la superficie de las zonas que ocupan, lo cual incrementa la energía de las olas y en consecuencia su capacidad de transporte. Ambas formas acumulativas son de una morfología muy simple, con una suave pendiente hacia el mar. El sustrato es friable (arcillas, limos y turbas).

Actualmente ocurre un proceso abrasivo en segmentos de la zona costera, provocando la formación de acantilados y el derrubio de los suelos, limos y arcillas. Como resultado se observa el lavado de las conchas que sirven de fuente de alimentación a las playas y a los bancos formados en la parte frontal de los manglares. Este fenómeno es propio de las demás costas de la Isla de Cuba en sus restantes sectores plataforma marina y de la costa sur de la Isla de la Juventud; así como en algunos cayos, no obstante al carácter bajo y cenagoso que predomina en estos casos. Esto es resultado del

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ascenso del nivel medio del mar y la disminución del vertimiento fluvial al territorio marino, causado por el represamiento y canalización de la red hidrográfica; así como la deforestación del país y otros procesos de antropización de los terrenos. Ejemplo: forestación invasora y uso indiscriminado de los terrenos, incluyendo los costeros.

Según Ionin y Suárez­More (1970), en la plataforma norcentral predominan las costas acumulativo­biogénicas, regular­acumulativas, deltáicas y abrasivo­acumulativas, del lado de tierra firme. (Fig. II. 4C). Las costas de los cayos de la parte occidental del territorio (Sabana) son acumulativo­ biogénicas de manglares. Solo en el litoral norte del cayo Santa María la costa es acumulativa, con playas, segmentos abrasivos y camellones de tormenta en la superficie de las paredes acantiladas de los depósitos de las formaciones Jaimanitas y Los Pinos. Hacia el oriente del archipiélago (Camagüey), predominan las costas acumulativo­biogénicas, con manglares, en los cayos de la zona interior de la plataforma y en el litoral sur de la mayoría de los cayos de la zona exterior. El litoral septentrional de los principales cayos de la zona exterior (Francés, Esquivel, Las Brujas, Guillermo, Paredón Grande, Coco, Romano, Guajaba y Sabinal, entre otros) es acumulativo, con un amplio desarrollo de dunas, barras y playas, tómbolos, rocas de playa (beach rock), etc. También hay segmentos de costas abrasivas y acantiladas en depósitos de la Formación Jaimanitas, con camellones de tormenta. En general, Ionin y Suárez­Moré (1970), distinguen aquí playas acumulativo­biogénicas y regulares y abrasivo­acumulativas. (Fig. II.4C).

El ancho de las playas formadas en los cayos varía entre los primeros 40 y 50 m, y como regla, presentan una pendiente suave hacia el mar. En algunos casos aparecen barras o escalones adosados a la costa, por la presencia de macrorizaduras en la zona intermareal. Hay, además, camellones de tormenta en la superficie de las paredes acantiladas y más raramente sobre las dunas. Como en otras partes del territorio del archipiélago cubano, son acumulaciones de fragmentos de rocas (huracanolitos), corales, caracoles, algas y residuos antrópicos (madera, envases y artes de pesca), entre otros componentes. Durante la temporada invernal impera la actividad abrasiva en las costas, desapareciendo, en algunos casos, como sucede en el resto del archipiélago cubano, las playas y hasta las dunas, las cuales se recuperan nuevamente en la temporada de verano.

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La altura de las dunas actuales varía entre 1 y 3 m, pero las fósiles son aún mayores. Las más desarrolladas se encuentran en cayo Coco y cayo Guillermo. En este último son de 12 m, siendo la más alta en nuestro territorio y en el Caribe, por lo que se encuentra entre los elementos naturales destacados del Sistema Nacional de Areas Protegidas de Cuba.

Sector intraplatafórmico punta Maternillo­ punta de Maisí

Se extiende a lo largo de 1329 km. Su ancho máximo varía entre 1,5 y 5,5 km. Una parte considerable de su territorio se distingue por la presencia de formaciones coralinas, que forman cordones atravesados por canales. En ocasiones están adosadas a las costas (franjeantes), como es el caso de la parte este de cabo Lucrecia, indicando la cercanía del talud insular al territorio emergido. A diferencia de los demás sectores sin plataforma del archipiélago cubano, aquí existen dos cayos (Moa Grande y Moa Chiquito) e importantes bajos, situados al norte de la bahía de Cayo Moa.

El sector se caracteriza por poseer numerosas bahías de bolsa (Nueva Granda, Manatí, Malagueta, Puerto Padre, Gibara, Jururú, Bariay, Vita, Naranjo, Samá, Banes, Nipe, Levisa, Cananóva, de Tánamo, de Taco, Cayoguaneque, Navas y Baracoa). También son abundantes las rías (Pesquero Nuevo, Saltadero, Cebollas, Cananóva, Yaguaneque, Yagrumaje, Jiguaní, Báez, Cueva, Maraví, Sigua y de Boma), bahías abiertas (Río Seco y de Jaraguá) y bahías intrainsulares (de Cayo Moa, de Cañete y de Yamanigüey).

Esta división en diferentes tipos de bahías y rías se basa en Núñez­ Jiménez (1984) es condicional, ya que existen algunos casos en que se encuentran en proceso de evolución, como lo reconoce este propio autor, quien aclara, además, que lo que se conoce como bahía de Miel, próximo a la ciudad de Baracoa, debe considerarse como la boca de un estuario cegado tierra adentro del valle Miel­Sabanilla. Pero que al igual que el valle de Yumurí, en Matanzas, pudiera tratarse de una bahía de bolsa fósil.

Hay publicaciones, que tratan a las bahías anteriormente mencionadas indistintamente como caletas, ensenadas y bahías. Ejemplo: el Derrotero de las Costas de Cuba (1989), el cual se fundamenta en la siguiente determinación general de bahía: “toda escotadura bien determinada en la costa, cuya penetración tierra adentro, en relación con la anchura de su boca, constituye algo más que una simple inflexión de ésta. No es

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considerada bahía si su superficie no es igual o superior a la de un semicírculo que tenga por diámetro la boca de dicha escotadura”.

Muchos de los canales de acceso de las bahías de bolsa en este sector intraplatafórmico, a diferencia de los que se localizan en otras partes del archipiélago cubano, son más sinuosos, llegando a ser meándricos, debido probablemente a un desarrollo más continuo de la actividad tectónica ascendente, la cual provoca el levantamiento constante del bloque frontal, que las limita del mar abierto.

Las costas de este sector se caracterizan por estar cortadas, además de las bahías, por numerosos ríos. Entre el cabo Lucrecia y la bahía de Banes la costa es arqueada, semejante a la que se encuentra próxima a la bahía de Matanzas. En opinión de Núñez­Jiménez (1984), tal similitud es debido a que ambas costas se forman en los extremos orientales de dos anticlinales.

Entre las bahías de Nuevitas y Gibara la costa es baja y acantilada, con grandes segmentos de playas, bordeada de mangles y Cassuarina en varios tramos. Entre las bahías de Gibara y Nipe la costa es alta, rocosa y acantilada, adosada a elevaciones que en ocasiones, caen abruptamente sobre la línea de costa, algo similar a lo que ocurre con frecuencia en las otras partes de este sector. También se forman deltas lineales (tibaracones), en las desembocaduras de los ríos comprendidos entre las puntas Guarico y Rama, principalmente (Fig. II. 64).

MAR

TIBARACON

RIO

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Fig. II. 64. Uno de los típicos tibaracones desarrollados en las desembocaduras de los ríos comprendidos en el noreste de la provincia Guantánamo.

La costa en todo este sector es predominantemente acantilada, seguida de una estrecha franja de mangles con playas hacia el occidente, y de terrazas marinas y abruptas elevaciones con segmentos de playas y camellones de tormenta hacia al oriente. Es frecuente que el acantilado actual coincida con el borde exterior de la terraza baja pleistocénica, el cual presenta, además, abundantes escotaduras, formando ensenadas con sus respectivas puntas, entre otras formas del relieve. Al este de la desembocadura del río Yumurí la costa se encuentra en proceso de regularización, con desprendimientos de grandes bloques del acantilado, formado por calizas plioceno­pleistocénicas de la Formación Río Maya (Fig. II. 65.).

Fig. II. 65. Desprendimiento de bloques, ocurrido como resultado del proceso de regularización de la costa acantilada, al este de la desembocadura del río Yumurí (Foto E. Castellanos Abella. Instituto de Geología y Paleontología).

Es característico el desarrollo de costas abrasivas, abrasivo­acumulativas y en menor grado, acumulativas, sobre todo, alrededor de las bahías y en las desembocaduras de los ríos con deltas lineales o tibaracones. Según la clasificación propuesta por Ionin y Suárez­Moré (1970), en el sector analizado se pueden diferenciar los siguientes tipos de costas: de rías y caletas; de disección erosivo­tectónica en los tramos latitudinales y

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dislocados transversalmente por fallas estructurales de plegamiento; de rías y caletas de disección erosiva, al borde de las estructuras latitudinales y cortadas por fallas; de bahías de tipo bolsa; identadas (por caletas), de erosión diferencial y regulares, y abrasivo­acumulativas. (Fig. II. 4 D).

Sector intraplatafórmico punta de Maisí­cabo Cruz

En la mayor parte de su territorio el talud insular está prácticamente adosado a las tierras emergidas. Las aguas de las grandes profundidades cubren la terraza holocénica (terraza Cero), la cual contacta directamente con la terraza baja pleistocénica, caracterizada por su estrechez. Sus costas tienen una longitud de 680 km. Las zonas acumulativas se limitan a bahías cerradas (Baitiquirí, Puerto Escondido, Guantánamo y Santiago de Cuba); bahía abierta de Pilón y las ensenadas, que con excepción de la de Marea del Portillo y Cabañas (es más bien una bahía de bolsa), son todas pequeñas, algunas de las cuales forman rías. Ejemplo: Cajobabo, Imías, Yacabo, Macambo, Sabanalamar, Hatibonico y Toro. Las cinco primeras tienen la particularidad de presentar tierra adentro valles lobulados, de fondo poco accidentado y espesores considerables de depósitos cuaternarios, con alturas residuales. Estas son típicas bahías de bolsa fósiles. Se originaron debido a un ascenso del terreno por encima del nivel medio del mar alcanzado durante la última transgresión. Zona de acumulación es también el estuario del río Yateras de 1,5 km de ancho y 3 km de extensión tierra adentro.

Aparecen pequeñas playas de pendiente abrupta y a veces con formaciones de rocas de playa (beach rock), las cuales son comunes en las ensenadas y otras escotaduras surgidas por la abrasión diferencial, siguiendo los planos de fallas y fracturas normales a la línea de costa y el consiguiente colapso de techos y paredes. Así también surgieron las desembocaduras de valles fluviales y los canales de acceso a las bahías.

En las desembocaduras de muchos ríos se forman barras similares a tibaracones, que obstruyen casi en su totalidad las corrientes en tiempos de sequía, también pueden formarse pequeños deltas, como el de río Macío. El resto de las costas son abrasivas, acantiladas, altas y abruptas en muchos sitios, con un proceso de destrucción acelerado de los depósitos de la primera terraza pleistocénica. La orientación general del sector es rectilínea, debido a que la costa ha sido originada por una falla regional de dirección

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este­oeste. Son frecuentes los camellones de tormenta en la superficie de los acantilados y la primera terraza pleistocénica.

En el territorio emergido contiguo en la zona de Maisí, Imías­Yateritas y cabo Cruz, se encuentran los complejos de terrazas más desarrollados de Cuba (Fig. II. 66), los cuales en su frente abrupto tienen abundantes cavernas y paleovalles fluviales. En el resto del territorio y particularmente en la Sierra Maestra, predominan los promontorios de rocas con caídas abruptas hacia la costa que continúan hasta las grandes profundidades. En general, el borde costero es abatido por un fuerte y constante oleaje que está haciendo retroceder la línea de costa, excepto en zonas locales constituidas por rocas con cierta estabilidad, como es el caso de Playita de Cajobabo, constituida por depósitos de la Formación San Luís (Fig. II. 67).

Fig. II. 66. Complejo de terrazas costeras al sur del poblado de Imías, sureste de la provincia de Guantánamo. (Foto E. Castellanos Abella. Instituto de Geología y Paleontología).

La influencia del oleaje y las corrientes se manifiesta, igualmente, en la retención y distribución de los arrastres fluviales en los límites de las costas, constituyendo una importante fuente para la formación de barras, como la que sirvió de cierre a la bahía de bolsa, convertida hoy en la laguna Sigua (Baconao) o de complejos de rocas de playa (beach rock). Ejemplo: en playa Aguadores, en la desembocadura del río San Juan (Fig. II. 38).

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Según Ionin y Suárez­Moré (1970), en este sector se pueden distinguir costas de regularización, de falla (erosivo­denudativas); regulares abrasivas; regulares abrasivo­acumulativas; potamogénicas (deltáicas) y de acumulación biogénica (manglares). (Fig. II. 4 E).

Fig. II. 67. Acantilado relativamente estable, de pared vertical de unos 30 m de altura, abrasionado en rocas de la Formación San Luís. Playita de Cajobabo (monumento al desembarco de José Martí en el año 1995).

Plataforma suroriental

Este sector de plataforma marina presenta dos grandes golfos (Guacanayabo y Ana María), que penetran profundamente tierra adentro. La parte correspondiente al golfo de Guacanayabo se ubica entre el golfo de Ana María al oeste y cabo Cruz al este. Cuenta con una profundidad promedio de 12 m y máxima de 30 m, siendo la mayor de todos los sectores de plataforma del archipiélago cubano. Tiene 100 km de ancho 91 km de largo. La plataforma correspondiente al golfo de Ana María se sitúa entre el golfo de Guacanayabo y punta María Aguilar. Cuenta con un área 1 785 km 2 y una profundidad máxima de 17 m.

Zona exterior. Frente al golfo de Guacanayabo se desarrollan arrecifes coralinos, pero está desprovista de cayos y no cuenta con diferencias de profundidades significativas, que definan el límite con la zona interior, por lo

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que ocurre una circulación de las aguas del mar Caribe más libre. A diferencia de los demás sectores de plataforma, en el lugar de la zona exterior se encuentra una laguna en una planicie elevada, ubicada entre el veril de plataforma y una cadena de arrecifes coralinos, que se extiende latitudinalmente por el interior del golfo, cuyas profundidades superan en algunos puntos los 20 m y sobre los arrecifes llega hacer menos de 2 m.

En la porción oeste de la mencionada laguna y hasta los límites del golfo de Ana María se localizan los bancos Médano de la Vela y Levisa. Este último se levanta unos 10 m sobre su medio circundante con una longitud de 18­20 km y tiene una pendiente no mayor de 1º, como promedio. En superficie, contiene delgadas capas de arenas, que por lo visto, se desplazan sobre los cienos de la zona interior. Entre estos bancos y las costas de cabo Cruz la plataforma marina se comunica directamente con el mar abierto por la ausencia de cayos y el poco desarrollo de las formaciones coralinas. Esta particularidad junto al gran desarrollo alcanzado por las formaciones coralinas en la zona interior, diferencian esta plataforma de las restantes del archipiélago cubano.

En el golfo de Ana María la zona exterior, al igual que los demás sectores de la plataforma, está determinada por una elevación tectónica, que en este caso, presenta un gran desarrollo de cayos y formaciones coralinas (archipiélago Jardines de la Reina, con una longitud de 150 km). Los arrecifes aparecen fuertemente fragmentados en eslabones y levantados a unos 1,5­2 m y en raros casos a 5­6 m sobre la terraza coralina. Los eslabones arrecifales se encuentran separados de los cayos y barras a 0,2­ 0,4 y con frecuencia a 0,8­1,0 km, formando en ocasiones lagunas rellenas por sedimentos. Ejemplo: cayo Caballones. Las interrupciones de la continuidad de los arrecifes; así como su desplazamiento lateral están asociadas a bloques y fallas activas, al movimiento de las aguas a través de los canales a los paleocauces fluviales.

El borde del talud insular presenta 3 ó 4 superficies fundamentales de terrazas, las cuales son atravesadas por surcos y canales submarinos, los que a veces corresponden a paleocauces, que atraviesan toda el área de la plataforma y continúan hasta las grandes profundidades a través del talud insular. En algunos casos, como por ejemplo, el cauce del río Manatí y probablemente el del Zaza, constituyen depresiones erosivo­ tectónicas.

Las crestas arrecifales sirven de límites (exterior e interior) de la zona

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exterior de la plataforma y a partir de ellos se forman las lagunas interiores o retroarrecifales, que en este caso son muy estrechas en el golfo de Ana María, con un ancho de 1­2 km y muy anchas (las mayores del archipiélago cubano) en el golfo de Guacanayabo, con un ancho máximo de algo más de 75 km. En la plataforma de los Jardines de la Reina, detrás de los cayos de las Doce Leguas, se encuentra un amplio territorio de bajos fondos con abundantes bancos de corales, los cuales se asocian a los cayos o aparecen aislados como promontorios del fondo marino. En dirección este los arrecifes constituyen el banco de Levisa.

En la cayería situada al oeste de los bancos Médano de la Vela y Levisa, se localizan tres grupos fundamentales de cayos: Bretón y Cinco Balas al oeste, cayos del centro (Grande, Caballones, Anclitas, Piedra Chiquita, Piedra Grande y Cachiboca) y cayos del este (Carabinero, Rancho Alegre, Boca Seca, Campo Santo, Caguamas y Cabeza del Este y otros, que hacia su parte noreste forman un amplio bajo). Esta división fue propuesta por Ionin et al. (1977), sobre la base de su supuesta relación directa con la estructura tectónica dividida en bloques por medio de fallas activas; así como por su diferencia en cuanto a origen y morfología.

Las costas septentrionales de los principales cayos son predominantemente abrasivas en proceso de regularización; mientras que las meridionales son mayormente acumulativas, con manglares. Por el lado que da al mar abierto (norte), se forman importantes segmentos de playa, que tienen las siguientes características en común: 1) la existencia de un montículo de arena gruesa o grava conchífera en la base del talud de la playa, otro donde muere la ola y un tercero en el nivel de marejadas y 2) la presencia de una pequeña escarpa que alcanza hasta 1 m de alto, situada al nivel donde muere la ola durante la marea alta, la cual es permanente e indica el retroceso progresivo de la costa. Sobre la superficie de las calizas de la Formación Jaimanitas y las arenas se forman camellones de tormenta y barras de arenas. Ejemplo: en los cayos Ballenas, Las Cruces, Piedra Grande, Anclita y Grande, parte de las arenas de las playas están cubiertas por camellones de tormenta, formados por huracanolitos y brechas de calizas. En el grupo de cayos de la parte este (Carabinero, Rancho Alegre, Boca Seca, Campo Santo, Caguamas y Cabeza del Este), los depósitos arenosos forman barras, con una pendiente suave de 1­2°. De forma general, Ionin y Suárez Moré (1970), clasificaron las costas de los cayos como regulares abrasivo­acumulativas. (Fig. II. 4F).

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Zona interior. En la zona interior de ambos golfos (Ana María y Guacanayabo), hay formaciones coralinas interiores y biogénico­ hidrogénicas (cayos). Estos últimos son poco abundantes y algunos se ubican en dirección normal a la costa, como cayo Mate y San Juan.

Los arrecifes coralinos forman arcos o anillos, bancos. etc. Un sistema particularmente complejo lo forman los arrecifes del Gran Banco de Buena Esperanza. En ocasiones, estas formas presentan una concentración tan densa, que constituyen verdaderos laberintos, cuyas paredes caen prácticamente verticales. Esta zona se encuentra atravesada por canales de diferentes direcciones (Mediano, Balandra, etc.), que llegan hasta la zona exterior. También es probable que el cauce del río Cauto atraviese al golfo de Guacanayabo de extremo a extremo.

Una gran parte de la zona interior correspondiente al golfo de Ana María está ocupada por un importante número de cayos de diferentes tamaños; así como bajos y bancos, la mayoría de los cuales tienen origen biogénico y se ubican hacia al centro, donde aún se aprecia el relieve del paleofondo, ya que partes considerables de la depresión no han sido rellenadas por los sedimentos. Otro grupo de tales formas del relieve se ubica en una posible elevación tectónica, situada en la parte centro­ meridional del golfo.

Es frecuente encontrar bajos con su superficie aplanada, que alcanzan una amplitud de 100­200 m, a profundidades menores de 2 ó 3 m. Hacia el límite exterior de la zona interior se encuentran mesetas arrecifales, que en ocasiones caen bruscamente hacia el fondo plano, bajo un ángulo de 35­40º. Estas formas aplanadas; así como los arrecifes circulares y semicirculares son las formas biogénicas del relieve más abundantes. Las depresiones y canalizos entre ellas constituyen complejos laberintos, tal como el que aparece en la zona de cayo Pingüe.

El contorno de la superficie de los cayos, como es frecuente en los demás sectores de la plataforma de Cuba, se determina, en buena medida, por el desarrollo de los manglares sobre ellos o por la presencia de arrecifes coralinos circundantes. En el espacio comprendido entre los manglares de la superficie de los cayos y los arrecifes circundantes se encuentran depósitos de turbas y arenas biogénicas, cubriendo las calizas de las parte más emergidas de los cayos.

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Hacia la parte norte se desarrolla un grupo de cayos, conocidos como cayos de Ana María, que se orientan en dirección normal a la zona costera. Es probable que su origen esté relacionado con la descarga de material que arrastran las corrientes hacia zonas bajas de direcciones opuestas (oeste­ noreste y este­noroeste), al converger en un punto y equiparar sus velocidades de traslación.

En general, una parte considerable del territorio de la zona interior, al igual que la zona exterior, está ocupado por formaciones coralinas inclusive próximo a las costas, como es el tramo cabo Cruz–Niquero y al oeste de la desembocadura del río Cauto, éstas llegan a formar arrecifes. El desarrollo y forma de distribución de tales formaciones en este territorio son una exclusividad del archipiélago cubano.

En los sectores que se encuentran en ascenso, como la parte oeste de la zona exterior y la zona límite entre los golfos de Ana María y Guacanayabo, las formaciones coralinas con frecuencia quedan expuestas a condiciones subaéreas, dando origen a los cayos. Los mismos pueden presentar en su superficie arenas cementadas, como es el caso de cayo Caballones; relieve cársico, clastos sueltos y manglares con sus correspondientes depósitos turbosos y limos orgánicos. Alrededor de la parte sumergida de muchos cayos continúan desarrollándose arrecifes coralinos o corales aislados, entre los que se puede distinguir, en algunos casos, la superficie fuertemente carsificada de las calizas coralinas de la Formación Jaimanitas, con corales en posición de crecimiento, sobre todo de Acropora palmata, que dicho sea de paso, ya hoy prácticamente no existe en los arrecifes de la zona central. Este hecho y la presencia de la Formación Jaimanitas en la superficie de algunos cayos atestiguan la permanencia de los movimientos verticales ascendentes en estas partes de este territorio desde el Pleistoceno tardío (post­Sangamon), por lo menos, y probablemente hasta el presente.

En los sectores que se encuentran en descenso como la parte central del golfo de Guacanayabo y al oeste del golfo de Ana María, las formaciones coralinas en algunos casos han quedado sepultadas por los sedimentos. La mayoría son subacuáticas anulares; cerradas y semicerradas. Aproximadamente a los 10 m de profundidad se deja de apreciar la presencia de vida y comienza una pendiente de hasta 70°, formada por una mezcla carbonático­arenosa, limos y detritos biogénicos. En general, las formaciones coralinas aquí son frágiles; con aspecto esquelético­columnar, formando, con frecuencia, bancos y lagunas anulares de hasta 25­30 m de

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profundidad y 2­3 km de perímetro. Según datos de perforación y de sísmica (Cabrera et al. 1990), el nivel hipsométrico de la base de arrecifes se localiza hasta los 50 m de profundidad. Esto ha sido posible gracias al desarrollo que han alcanzado los corales en dirección opuesta al descenso de la cuenca en la lucha por lograr las condiciones mínimas necesarias para la supervivencia del ecosistema. La superficie de estas formaciones se encuentra cubierta parcialmente por arenas coralinas. Otras formas importantes son los bajos con superficies aplanadas dispersos en la zona interior y en diferentes partes de la zona exterior. En este último caso a veces caen bruscamente hacia el fondo plano de la zona interior bajo un ángulo de 35­40°.

Las costas de tierra firme de esta plataforma se extienden a través de 741 km. Su profunda posición tierra adentro le ha permitido el desarrollo de ensenadas con bordes suaves en sus entradas y bahías abiertas (Manzanillo, San Pedro y Casilda). La bahía de Casilda es intrainsular, formada entre la costa y la península de Ancón, constituida por una barra de 5,5 km de longitud, surgida por el movimiento lateral de los arrastres del río Guaurabo bajo el efecto de las corrientes marinas. También son característicos numerosos esteros. Existen cayos que unen al mar con la tierra por su desarrollo y orientación normal a la línea de costa, por ejemplo cayo Romero. Su origen está determinado, principalmente, por la confluencia de corrientes de direcciones opuestas. Tal dirección de orientación abunda también en cayos de la zona central de esta plataforma, al igual que en la plataforma suroccidental.

En algunos tramos costeros hay estrechos segmentos arenosos, que pueden formar pequeñas playas; tales como las de punta Desempeño, del estero Boca Chica, Remate, Florida, Juanita, Júcaro, Potrerillo y frente a los ríos Zaza y Manatí, entre otras. Su principal fuente de aporte lo constituye el derrubio formado en la costa por la abrasión. Al sur de la península de Ancón hay un importante tramo costero de playa de arenas marinas.

Predomina el carácter lacuno­palustre de las costas; así como su origen acumulativo biogénico (manglares) y terrígeno. En este sector de plataforma se encuentran las acumulaciones terrígenas más importantes del territorio marino de Cuba, formando los más importantes deltas en el río Cauto tipo cúspide y de pata de gallina o digitado, en el río Agabama o Manatí y otras acumulaciones menores de arenas, limos y arcillas. En la parte este del delta del río Cauto, el carácter de las costas es predominantemente abrasivo, lo que ha permitido el desarrollo de los arrecifes coralinos cerca de éstas y en

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los alrededores de los cayos vecinos. Según Ionin y Suárez­ Moré (1970), en esta plataforma, de forma general, predominan las costas de acumulación biogénica (manglares); en proceso de regularización (abrasivo­ acumulativas); potamogénicas (deltáicas); regulares, acumulativas (lagunas litorales) (Fig. II. 4F).

Sector intraplatafórmico punta María Aguilar­ punta Cazones

Posee solamente 252 km de longitud, siendo el sector de este tipo más corto del archipiélago cubano. Su límite oeste (al margen oeste de la bahía de Cochinos), no está definido con certeza desde el punto de vista geomorfológico, por lo que se toma de forma aproximada, pero que es más exacto que otros puntos establecidos con anterioridad. Ejemplo: punta Potrero (Núñez­Jiménez, 1984). El sector está constituido por una faja estrecha, con una amplitud de los cientos de metros formada una terraza sumergida hasta los 7­20 m, que debe corresponder a la terraza holocénica (terraza Cero), cuya parte llana tiene una pendiente no mayor de 10º. Esta superficie está desprovista de sedimentos, pero tiene abundancia de elevaciones y depresiones producto de la abrasión selectiva o diferencial.

Las aguas de las grandes profundidades prácticamente bañan la zona costera, produciendo costas abrasivas, con escotaduras, como caleta, y sus correspondientes puntas. Este sector cuenta, además, con una bahía abierta (de Cochinos) y una de bolsa (de Cienfuegos). Alrededor de esta última se observan pequeños sectores de costa acumulativa e incipientes deltas u otras formas acumulativas en las desembocaduras de los ríos. Ejemplo: las barras que llegan a obstruir el Cañas o el Yaguanabo. Es uno de los pocos lugares de las costas cubanas donde el mar alcanza a abrasionar rocas no carbonáticas y se trata de esquistos que producen arenas negras, similares a las de playa Bibijagua, en Isla de la Juventud. De forma general los mayores sectores de acumulación se encuentran en segmentos de playa de arenas biogénico­carbonáticas, como playa Girón, playa Larga y otros de menor importancia.

Al igual que el sector punta de Maisí­cabo Cruz, aquí las costas deben el origen de su carácter acantilado a líneas de falla. Con la actividad tectónica también está relacionado el origen de la bahía de Cochinos. Se trata de una bahía abierta similar a la de Matanzas, con la mayor profundidad de las bahías cubanas ­ 961 m, surgida a partir de un sistema de fallas y el hundimiento de bloques que ellas delimitan.

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Según la clasificación propuesta por Ionin y Suárez­Moré (1970), aquí las costas son: regulares; abrasivo­acumulativas; de rías y caletas; de disección erosiva, al borde de las estructuras latitudinales y cortadas por fallas; potamogénicas (deltáicas); de acumulación biogénica (manglares); identadas (por caletas), de erosión diferencial; identadas (por pequeñas ensenadas), con muestra de una erosión secundaria o de menor grado y regulares, acumulativas (lagunas litorales) (Fig. II. 4G).

Plataforma suroccidental

Se extiende entre el extremo oeste de la bahía de Cochinos por el este y la ensenada de Cortés por el oeste, con una longitud de línea de costa de 732 km y un ancho máximo de 130 km (al este de la isla de la Juventud). Ocupa un área de 20 000 km 2 , la cual se encuentra cubierta por las aguas del golfo de Batabanó. La profundidad de las aguas raras veces alcanza los 10­12 m y como promedio es de 4­6 m. El golfo se separa de las aguas del mar Caribe por la Isla de la Juventud, cayería Los Indios y San Felipe, el archipiélago los Canarreos y los arrecifes coralinos del borde exterior de la plataforma marina.

Zona exterior. En esta plataforma la zona exterior es considerablemente ancha (6 ­10 km de los 130 km que alcanza el golfo), con relación a los demás sectores de plataforma marina y se levanta a 3 ó 4 m sobre el fondo de la zona interior. La misma está dividida por la Isla de la Juventud en una porción este y una oeste. De forma general, su borde está expresado claramente en el cambio del relieve y la profundidad de las aguas. El mismo se ubica entre 20 y 50 m y raras veces desde los 12 m, esta profundidad aumenta de oeste a este. Los niveles de terrazas se reflejan en los registros sismoacústicos con buena precisión, los mismos se ubican en los 10­12, 15, 20 y 25 m. Según datos del Hidronauta Observador (datos inéditos) también aparecen superficies aterrazadas a los 30 y 40 m. La inclinación de la parte superior del talud insular alcanza hasta 70º.

En la parte oeste la superficie del territorio está ocupada por el grupo de cayos San Felipe y los Indios, que presentan forma alargada en dirección sublatitudinal. En la porción este existe una serie de cayos, que se prolongan hasta cayo Guano y forman el archipiélago de los Canarreos. Frente a los cayos no están desarrollados los arrecifes coralinos y en ocasiones se encuentran poblaciones de corales parcialmente muertos, formando cadenas en la zona de flexura de la plataforma. La base de los cayos está compuesta

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por paleobarras de arenas oolíticas (Formación Cocodrilo), que con frecuencia contienen finas capas de corales. Las capas son oblicuas y se orientan, indistintamente, en lo que fue la dirección predominante del oleaje durante la acumulación de sus depósitos. Desde el punto de vista genético los cayos constituyen eslabones de una barra relíctica, formada por procesos hidrogénico­ acumulativos, que alcanzaron su mayor intensidad durante la transgresión Flandriana cuando el nivel medio del mar se encontraba por encima del actual. En la parte oeste predominan las costas abrasivo­acumulativas y en la parte este las acumulativas y en menor cantidad abrasivas.

Tanto la superficie de las rocas carbonáticas de los cayos, como la del fondo marino desprovisto de sedimentos frecuentemente están carsificadas, con la presencia de embudos profundos. El paleofondo sufrió un fuerte proceso de carsificación, como resultado de su exposición a los procesos subaéreos ocurridos durante la regresión del Wisconsin. Este fenómeno, como ya se ha apuntado, es común para todas las plataformas del archipiélago cubano.

Del lado del mar abierto en el grupo de cayos de la parte oeste y hasta una profundidad de 7­20 m es frecuente encontrar una terraza abrasiva sumergida, cuya parte llana tiene una pendiente no mayor de 10º . Esta superficie está desprovista de sedimentos, pero tiene abundancia de elevaciones y depresiones producto de la abrasión selectiva. Las elevaciones constituyen la base de los cayos y a veces parte de su superficie emergida. Ejemplo: cayo Sijú.

Zona interior. Cabe destacar que el relieve de su paleofondo en gran parte aún no ha sido compensado por la acumulación de sedimentos. Por ello las depresiones tectónico­erosivas ubicadas en la Broa, Siguanea y Cortés, se reflejan claramente en el relieve mediante profundidades mayores que en el resto del territorio (10­15 m). Una excepción lo constituye la depresión situada en la parte norte del archipiélago los Canarreos (depresión de Batabanó), la cual está rellena por sedimentos oolíticos proveniente de una fuente de aporte más abundante y estable que en los demás casos.

Como consecuencia de la poca profundidad de las aguas, en la zona interior el relieve del fondo aparece complicado debido a la acción de los procesos hidrogénicos. Hay una parte significativa, que se encuentra fuera de la acción del oleaje activo y está sometida a una nivelación muy lenta como

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resultado de la acumulación de materiales biogénicos y quimiogénicos redistribuidos por las corrientes.

Con las formas positivas esculturales grandes presentes en la plataforma suroccidental, están relacionadas numerosas cadenas de elevaciones intralagunares: cayos de mangles, bancos y barras submarinas. En opinión de Ionin y coautores (1977), parecen ser formaciones poligenéticas (morfoesculturales y morfoestructurales), ubicadas en los flancos de poca pendiente de estructuras anticlinales. La ubicación de estas cadenas de formaciones en dirección perpendicular a las costas de las islas de Cuba y de la Juventud, similar a lo que ocurre en la plataforma suroriental, es más probable que esté relacionada con los procesos hidrogénicos, que con procesos morfoestructurales. En ambas plataformas existen dos flujos de corrientes locales de direcciones opuestas (del oeste al este y viceversa), las cuales convergen en una determinada zona, en la que equiparan sus velocidades, se anulan y se descargan los sedimentos transportados, dando origen al embrión de formas acumulativas, que luego continúan su desarrollo bajo influencia de los procesos biogénicos de manglares, fundamentalmente. Los cayos, como regla, están levantados 4­5 m sobre el nivel del mar y separados por canales.

Junto a las depresiones erosivo­tectónicas y las formas esculturales del relieve (embudos cársicos y pozos en la superficie de las calizas del fondo, entre otras), existen también colinas aisladas por la erosión durante la etapa regresiva y la abrasión actual, sobre todo, en la región del banco la Pipa y el cayo Dios. También están difundidas las superficies de nivelación por acumulación de sedimentos y abrasión química. No se han descubierto huellas de paleocauces en superficie o en el paleofondo, aunque no se puede descartar la posibilidad de su existencia. Como se ha podido ver esto es un fenómeno común para los demás sectores de plataforma marina, excepto en la parte que ocupa el golfo de Ana María. Es probable que esto sea debido a que son llanuras anchas de superficie plana carsificada, con alta infiltración de las aguas superficiales y por tanto no apropiadas para el desarrollo de valles fluviales.

La ausencia de mayor cantidad de formas acumulativas o la poca definición de sus rasgos, en muchas partes del interior de este sector de plataforma marina se debe a la poca profundidad de las aguas; el débil oleaje y pobre ingreso de sedimentos, tanto desde el mar como de la tierra, por la presencia de profusos manglares, que obstaculizan su transportación hacia

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al mar y la falta de aporte de las principales formas arrecifales por ubicarse, mayormente, en el borde exterior de la plataforma. Estos factores son comunes para los demás sectores de plataforma marina.

En la zona costera de la isla de Cuba se localizan formas abrasivas y acumulativas del relieve. Los manglares alternan con pequeñas escotaduras de derrubios, en cuyos vértices se encuentran playas estrechas de arenas conchíferas y terrígenas, que descansan directamente sobre limos y arcillas. Ejemplo: La Esperanza, Tasajera, Rosario, Mayabeque, Santa Isabel, Batabanó, Tomate, del Caimito, Guanímar, Cajío, Cana, La Salina y Galafre. Tras la escarpa hay un pequeño banco costero conchífero o de arenas. Estos indicios de abrasión son observables en muchas partes de la costa, incluyendo las regiones de propagación de cortezas de intemperismo, en la Isla de la Juventud. Se manifiestan con caídas de árboles y formación de taludes.

Un rasgo distintivo del relieve costero de la Isla de Cuba en este sector de plataforma marina, es la presencia de grandes ensenadas (Matahambre, de la Broa, Majana, Dayanigua, Guamá, Musulmán, de Cortés, etc.). La mayor de éstas es la de la Broa, con una longitud mayor de 30 km, situada entre la península de Zapata y la costa sur de La Habana. En ella se encuentra la desembocadura del río Hatiguanico, que como el Cauto en la plataforma suroriental o el Almendares, en Ciudad de La Habana, corren de este a oeste. La ensenada de Cortés está prácticamente convertida en una albufera, debido a la presencia en su entrada de dos barras, una rocosa (barra punta del Coco) y una de sedimentos limo­arcillosos cubiertos por mangles, que se desarrollan a ambos lados de la boca y en dirección a su centro. Aún cuenta con una entrada de 1 km de ancho, interrumpida por el cayo Gallego.

Núñez­Jiménez (1984), afirma que estas formas del relieve desarrolladas en la entrada de Cortés han surgido a partir de los materiales aportados por el mayor de los ríos occidentales, el Cuyaguateje, que han sido agrupados y orientados bajo la acción de las corrientes marinas, es decir, que estas formas son parte del delta de este río.

La formación de las barras tiene carácter hereditario, pues siguen la orientación de las paleobarras del territorio emergido cercano (Fig. II. 68), cuya formación data, por lo menos, desde el Pleistoceno Superior tardío, cuando se debieron depositar las calcarenitas, que las componen y que son

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comparables litológica y geomorfológicamente con las de la Formación Cocodrilo, descritas al sur de la Isla de Juventud y suroeste de la península de Guanahacabibes.

Fig. II. 68. Orientación de las paleobarras en la desembocadura del río Cuyaguateje, formando una flecha paralela a la costa.

En este territorio costero de la Isla de Cuba abundan las puntas poco pronunciadas, lagunas, esteros y estuarios. Esto es común en las costas de los demás sectores de plataforma marina, por ser bajas y pantanosas. El mayor de los estuarios es el de la Coloma, de unos 12 km de ancho y más de 10 km de largo. Posee forma de embudo, con el lado agudo hacia aguas arriba.

Los principales factores físico­hidrográficos que provocan la complejidad geomorfológica de este sector de la plataforma marina se pueden resumir en los siguientes aspectos: cierre de parte del territorio por la Isla de la Juventud y por una cadena de cayos (cayería los Indios­ San Felipe y archipiélago los Canarreos), que no permite la libre circulación con el mar abierto por el sur del golfo; el sistema de circulación de las aguas, que internamente llega a tener direcciones opuestas; la poca profundidad

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promedio de las aguas (6­7 m); las diversas fuentes de aporte de sedimentos, que tributan a esta cuenca de acumulación y, como en los demás sectores de la plataforma marina, la elevación del nivel medio del mar y la acción directa del hombre (canalización y represamiento de las aguas vertidas al mar, deforestación y uso irracional de terrenos vecinos, entre otros).

En los cayos predominan las costas en proceso de regularización; de acumulación biogénica (manglares) y regulares, abrasivo­acumulativas. Mientras que las costas de la Isla de Cuba de este sector de plataforma marina son de tipo regulares, acumulativas (lagunas litorales), de acumulación biogénica (manglares) y en proceso de regularización (abrasivo­acumulativas) (Fig. II. 4H).

En las costas de la Isla de la Juventud se pueden diferenciar cuatro tramos según su morfología: cabo Francés­bahía de San Pedro, bahía de San Pedro­punta Colombo, punta Colombo­extremo norte de Punta del Este y Punta del Este ­ cabo Francés.

Tramo cabo Francés – bahía de San Pedro. Este tramo, al igual que el segmento comprendido entre punta Piedras Primero y Punta del Este, se sitúa en una zona de inflexión actual de la corteza terrestre, lo cual atestigua el gran espesor de los depósitos cuaternarios. Debido a su ubicación en la zona interior de la ensenada de Siguanea, con una llanura plana y baja, presenta un oleaje muy débil y gran desarrollo del manglar.

Tramo bahía de San Pedro – punta Colombo. La costa es acumulativa por el aporte de sedimentos de la corteza de intemperismo del macizo metamórfico a través de la red fluvial, la erosión laminar, el aporte de la vegetación y de la fauna marina. También es resultado del débil oleaje, el cual obedece a su ubicación en la costa oeste y noroeste de la Isla de la Juventud, que es la parte resguardada por los cayos del sur del golfo de Batabanó. La morfología de los depósitos acumulativos, específicamente las sucesiones de barras de arenas cuarcíferas, se debe a las diferentes posiciones que ha ocupado la línea de costa por las fluctuaciones del nivel medio del mar durante el último período transgresivo, entre otros factores.

Las barras y bancos de arenas cuarcíferas son unas formas del relieve muy características en este tramo. Se ubican en el borde interior de las lagunas y

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en la línea costera y se extienden hasta la pendiente submarina en el perfil transversal a la línea de costa y latitudinalmente se observan con claridad hasta la punta de Buenavista. En el extremo noroeste el material arenoso disminuye y en opinión de Ionin et al. (1967), se debe al aumento eustático o a la sumersión tectónica. Como resultado de esto, la zona de mayor ondulación se desplazó hacia la costa y al lugar de influencia de las olas comenzó a llegar no el material primario de la corteza de intemperismo, sino redepositado por el oleaje, mientras que hacia al sureste (donde abundan los depósitos arenosos), el territorio estuvo sometido al oleaje proveniente del mar Caribe durante el período Atlántico. Esta hipótesis es poco probable. La diferencia parece más bien estar relacionada con un mayor aporte de sedimentos terrígenos y una mayor influencia de las corrientes laterales en la zona de más acumulación. Esta suposición, parte de que el proceso de acumulación continúa en la actualidad y tiene carácter hereditario (Fig. II. 69).

Fig. II. 69. Fragmento de una foto aérea donde se observa que continúa la acumulación de arenas, formando nuevas barras paralelas a las más antiguas.

Lo que sí parece más probable es que este proceso alcanzó su mayor nivel durante el período Atlántico, cuando se formó la barra que se encuentra más alejada de la costa tierra adentro. También es cierto que en la actualidad el aporte de sedimentos a la costa ha disminuido, lo cual se aprecia en el desplazamiento y la disminución del tamaño de las formas acumulativas

Geomorfología

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actuales, que están a flor de agua, cuyo ancho no supera los 15 a 200 m, con una altura sobre el nivel medio del mar 0,7 – 1, 0 m. Hacia el norte el aporte de material parece disminuir mucho más. En opinión de Ionin et al. (1967), esto está influenciado por la construcción de la presa en el río Las Nuevas y el dragado del río Las Casas.

La morfología de la línea de costa actual en la mayor parte de este tramo es resultado del avance del manglar hacia el mar y de las corrientes litorales, que se desplazan en dirección este­oeste y sur­norte, dando origen a puntas en los lugares de mayor acumulación de sedimentos procedentes de tierra firme. Entre las más importantes se encuentran la de los Barcos, Buenavista, los Indios y Colombo. La de los Barcos se desarrolla por una variación del ángulo en la línea costera, mientras que las de Buenavista y los Indios se desarrollan por la convergencia de corrientes litorales opuestas. Punta Colombo es un resto erosivo del macizo metamórfico. El resto de la costa presenta una sinuosidad suave, dada por la presencia de ensenadas, salientes poco pronunciados y esteros.

Tramo punta Colombo ­ extremo norte de Punta del Este. Se caracteriza por una significativa variabilidad del relieve costero. Al norte (entre las puntas Colombo y de Salinas) y al noreste (entre las puntas de Salinas y Piedras Primero), se desarrollan ensenadas, que en el primer caso debe su origen a la presencia de restos del macizo metamórfico en las puntas Colombo y Bibijagua, mientras que en el segundo es resultado del relieve accidentado de la depresión costera y al valle del río Júcaro inundado por el mar transgresivo del Holoceno. En general, es una costa en proceso de regularización, lo cual ocurre con cierta lentitud debido a la presencia del archipiélago de los Canarreos, que protege las costas de la acción del oleaje con sus cayos y bancos divididos por angostos canales.

Las formas acumulativas no son de gran tamaño, y por lo general, son bancos de arenas con cantidades subordinadas de cantos y gravas, provenientes del macizo metamórfico. Los fragmentos provienen del derrubio de la corteza de intemperismo y no son devueltos a la costa, ni desplazados a lo largo de la misma, por lo débil de la hidrodinámica existente. Ellos con sus depresiones pantanosas separan el mar de las costas y las lagunas. A diferencia del tramo noroeste, donde las barras avanzan hacia los sedimentos de la laguna, aquí las formas acumulativas costeras yacen directamente sobre la corteza de intemperismo. Su altura no pasa de 0,5­0,7 m sobre el nivel medio del mar. Como regla, aquí no existen bancos

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submarinos. Estas condiciones permiten un amplio desarrollo de los pantanos de mangles hacia al mar abierto.

Tramo Punta del Este ­ cabo Francés. Estructuralmente sus costas se diferencian del resto de las costas de la Isla de la Juventud. En ellas hay afloramientos de rocas carbonáticas y zonas de acumulación de sedimentos. Tienen una fuerte pendiente submarina, ya que este territorio fue cortado por fallas muy próximas a la costa. Las profundidades de 20 m pasan, por lo general, solo a 200 m de distancia de las costas. Se distinguen dos terrazas: la holocénica (terraza Cero) y la pleistocénica baja (terraza I), elevadas a 1­ 1,5 y 4­6 m respectivamente, unidas entre si por una superficie suavemente escarpada. Según datos de nivelación obtenidos por Ionin et al. (1967), el lado delantero de la terraza pleistocénica se encuentra elevado a 1­1,5 m con respecto al posterior, lo que origina la formación de pantanos o lagunas al pie del antiguo acantilado.

Son características aquí las ensenadas o caletas (de puerto Francés, Lugo, Grande, Cocodrilo. Fig. II. 70, Purgatorio del Diablo, Carapachibey y Agustín Jol), que aparecen entalladas en la terraza holocénica (Cero) y la primera terraza Pleistocénica (I). Las mismas pueden alcanzar hasta 1 km de ancho y formar playas de interior (de concha), de guirnalda y de bolsillo, lo cual se corresponde con la morfología característica para costas levantadas de otras partes del archipiélago cubano. También es común el desprendimiento de la cornisa de algunos acantilados, provocando el retroceso de la línea costera.

Fig. II. 70. Caleta Cocodrilo, en el tramo costero comprendido entre Punta del Este y cabo Francés, al sureste de la Isla de la Juventud.

Geomorfología

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Entre punta Guanal y Punta del Este cambia la estructura de la costa. Las ensenadas son menos pronunciadas. Está franqueada por crestas de arrecifes coralinos, interrumpidas, en ocasiones, por surcos y canales, con una estrecha terraza arrecifal, la cual se levanta 3­4 m sobre la superficie del de su sustrato.

Los arrecifes además de servirle de resguardo a la costa, constituyen la fuente de aporte de clastos, junto con los fragmentos de las rocas del borde costero y la formación de oolitos para la aparición de playas, barras y camellones de tormenta de hasta 2­5 m de altura y cientos de metros de ancho (Fig. II. 71). Estos últimos, se forman en segmentos de la terraza baja pleistocénica, detrás de los cuales se encuentran pantanos y lagunas.

Fig. II. 71. Ejemplo de los camellones de tormenta desarrollados en el tramo costero Punta del Este ­ cabo Francés, al sureste de la Isla de la Juventud.

Uno de los segmentos acumulativos más significativo de este tramo costero es la faja que se encuentra adosada a playa Larga (30 km de longitud). En algunos lugares, como en la punta Seboruco Alto, en las proximidades del sur de Punta del Este, la terraza holocénica no es visible y el acantilado se encuentra en franco proceso de destrucción, es decir, está ocurriendo un proceso de regularización costero. Ello es resultado de la estructura geológica, que está determinada por planos de disolución y deslizamientos a través de discordancias estratigráficas existentes entre los depósitos de las

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formaciones Jaimanitas y Cocodrilo y dentro de la propia Formación Cocodrilo, marcada por la presencia de un horizonte de arcillas rojas; así como por la exposición directa a un fuerte y permanente oleaje (Fig. II. 72).

De acuerdo a la clasificación de Ionin y Suárez­Moré (1970), en la Isla de la Juventud se destacan las costas de acumulación biogénicas (manglares); regulares, acumulativas (lagunas litorales) e identadas (por caletas), de erosión diferencial.

Fig. II. 72. Segmento de costa en proceso de regularización, punta Seboruco Alto, al sureste de Punta del Este. Isla de la Juventud.

Sector intraplatafórmico cabo Francés­ cabo San Antonio

Cuenta con una longitud de 131 km y a lo largo del mismo se extienden las costas del sur de la península de Guanahacabibes. Los rasgos geomorfológicos más sobresalientes de este eslabón, que une dos importantes plataformas (suroccidental y noroccidental) por medio de una caída abrupta, con el talud insular por la parte del mar abierto y la presencia de un gran cabo (cabo Corrientes) y una ensenada o bahía por su parte interior (de Corrientes).

Geomorfología

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Las costas son abrasivas y acantiladas abruptos, con altura máxima de unos 11 m. Tienen grutas, voladizos de marea, caletas, pequeños segmentos de playa y camellones de tormenta sobre la terraza pleistocénica baja y el acantilado. La mayor de las playas se encuentra en el extremo más occidental (playa Las Tumbas). Son manifiestos los restos abrasivos de los acantilados, formando peñones aislados, por ejemplo, en la localidad conocida por Los Troncones. No existe en este sector red hidrográfica permanente.

Los restos de los acantilados y la presencia de los voladizos de marea, indican una abrasión intensiva y son indicio directo del retroceso de la línea de costa en regiones que han sufrido ascensos recientes continuos. Otro ejemplo de esta morfología en el territorio cubano se encuentran en el tramo Guanabo­Jibacoa, con el peñón El Fraile y los bien desarrollados voladizos de marea en las calizas de la Formación Vedado. También son comunes en los tramos costeros norte y sur de las provincias orientales, especialmente frente a la Sierra Maestra.

En el fondo marino, próximo a la costa del cabo de San Antonio, se desarrollan barras de arenas, paralelas a la sucesión de paleobarras (Formación Cocodrilo), que constituyen este cabo y donde alcanzan hasta 8 m de altitud. Tanto las barras actuales como las fósiles, probablemente del Pleistoceno, se orientan hacia al norte, primero y luego tuercen su rumbo hacia al este. Ello es el resultado de la transportación de sedimentos por las corrientes que vienen por el sureste desde el mar Caribe y que luego se dirigen al noreste al entrar al canal de Yucatán. El cambio brusco del ángulo de dirección de su desplazamiento disminuye su velocidad y por tanto, su capacidad de transportación, lo cual provoca la deposición de la carga que traen consigo. Bajo un régimen hidrodinámico similar han surgido otras importantes formas del relieve en las costas del archipiélago cubano, como es la península de Zapata, sur de la Isla de la Juventud, península de Hicacos e importantes cayos de la plataforma norcentral, entre otras.

Ionin y Suárez­Moré (1970), reconocieron en este sector los siguientes tipos de costas: en proceso de regularización (abrasivo­acumulativas); identadas (por pequeñas ensenadas, con muestra de una erosión secundaria); de regularización de falla (abrasivo­denudativas) y regulares, abrasivo­ acumulativas. (Fig. II. 4 I).

TALUD INSULAR

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La parte superior del talud insular es su límite con la plataforma marina y los sectores intraplatafórmicos. El mismo se ubica a las profundidades entre 10 y 50 m, pero con más frecuencia a los 25­30 m, cartografiarlo con exactitud es harto difícil por el alto gradiente que presenta. Esto también se dificulta con su límite inferior, el cual coincide con la frontera estructural del megabloque cubano, donde la información, en general, es menos detallada y se distingue de forma imprecisa, sobre todo en la parte centro­oriental (golfo de Cazones­punta de Maisí). Tal incertidumbre se aprecia en la representación cartográfica tectónica y geomorfológica del territorio marino, que abarca el talud insular, incluidas en los atlas de Cuba (1970, 1989) o en la publicación de Hernández et al. (1985), sobre los rasgos estructuro­ geomorfológicos del fondo de los mares y océanos circundantes a Cuba.

El talud insular en casi todas las partes supera los 100 m / km y en algunos sectores alcanza los 400 m / km. La mayor pendiente se alcanza, por lo general, en su parte superior durante los primeros 400 m de profundidad (Ionin et al. 1977 fide Kartashov, 1982). Según observaciones directas desde equipos submarinos realizadas por varios investigadores en las partes norte y sur del territorio de Cuba occidental, hay una pared vertical hasta 90­110 m y después una pendiente de 60­80º que alcanza, generalmente, más de 400 m, pero con una disminución de ese gradiente entre los 110 y 200 m (R. Claro, comun. pers.). En el suroeste desciende a las profundidades abisales de hasta 4 km y constituye el talud de la fosa de Yucatán, mientras que en el sureste, frente a las montañas de la Sierra Maestra, alcanza entre 2 y 5 km y constituye el talud de la fosa de Bartlett, el fondo de la cual se encuentra a la profundidad de 7 km. Está separada de la hoya de Yucatán, ubicada al norte, por la cresta Caimán (extensión de la Sierra Maestra hacia al oeste).

Por la parte norte de Cuba el talud desciende hasta las proximidades del fondo plano del estrecho de La Florida y los canales de San Nicolás y Viejo de Bahamas. En el primer caso la profundidad máxima del fondo marino es menor de 3 km y la del talud algo mayor de 2 km. En los otros dos casos, la profundidad máxima del fondo varía entre unos 0, 4 km en el extremo oeste y menos de 3km en la porción este. La base del talud puede encontrarse desde los primeros cientos de metros en el oeste, hasta algo menos de los 3 km en el este. Por el occidente, Cuba se separa del continente y al este de la Isla de Haití, por estrechos, con profundidades mínimas mayores de 2 km.

Además de las marcadas diferencias de profundidades entre los taludes sur y norte de Cuba, hay también diferencias sustanciales de pendiente y

Geomorfología

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morfología en general. El talud meridional es muy abrupto, con una compleja variación morfológica en toda su extensión, desde el occidente hasta el oriente. Del lado septentrional la pendiente suele ser más suave y las variaciones laterales poco pronunciadas. De acuerdo al análisis paleogeográfico realizado por Kartashov (1982), esta sustancial variación morfológica de carácter regional, se debe al complejo comportamiento de la corteza terrestre (Fig. II. 62), lo cual fue expuesto en este propio capítulo durante el análisis de la génesis del talud. A favor de esta hipótesis hablan también datos más recientes obtenidos por diferentes investigadores (Domínguez et al., 2002; Sora et al., 2002 y Shein et al., 1978).

Queda confirmado que si bien, el talud por la parte sur coincide con bastante exactitud con el límite de la corteza continental y la corteza oceánica y se originó bajo la acción predominante de los hundimientos a través de fallas, entonces por el norte no se ubica en un límite preciso y constituye una zona de hundimientos por inflexión de las cortezas continental y oceánica. Esto excluye la posibilidad de equilibrio isostático y la existencia de la inflexión está sujeta aún a la existencia de esfuerzos tectónicos profundos.

En las partes del talud que bordean las plataformas, tanto por el sur como por el norte se pueden distinguir varios niveles de terrazas a diferentes profundidades. Por el norte: I­ 8­10, II ­14­15, III­ 18­20, IV­25, V ­30­32, VI­ 40 y VII ­ 60­65. Por el sur: I­ 10­12, II­ 13­15, III­ 20, IV­ 25, V­ 30­34, VI­ 40­ 43, VII­ no existe. Las superficies mejor expresadas se localizan a las profundidades de 8 ­12 y 18 ­20 m, que están prácticamente en el área de los límites de la plataforma marina; así como en el talud insular propiamente dicho a la profundidad de 40 m.

La pared que une la superficie de la primera y segunda terrazas está compuesta en su base por profundos nichos, similares a los de marea, existentes en las actuales costas de rocas carbonáticas. Esta pared está cubierta por arrecifes de corales y otros organismos, que suavizan su pendiente o forman colgadizos y mesetas en los bordes.

Las superficies de terrazas se encuentran donde el extremo de la plataforma marina y el talud insular no coinciden con zonas de fallas y fracturas de gran pendiente, si no, con zonas de pliegues tipo flexura de edad plioceno­ cuaternaria y donde este extremo forma una zona de inflexión amplia, como es el caso de algunos sectores del norte de Cuba en sus tramos sin plataforma y el sur de Isla de la Juventud. Esto se debe a que en las paredes

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de los grandes y abruptos taludes se refleja el oleaje, no permitiendo el desarrollo del proceso de abrasión.

En los sectores fallados, donde el talud se inicia a la profundidad de 15­20 m (golfo de Cazones, por ejemplo), pueden localizarse mesetas coralinas en su borde superior. En algunas zonas de inflexión, como punta de Hicacos y cabo Cruz, semejantes mesetas o sistemas de mesetas se extienden a través del extremo de la plataforma o hacia el talud y morfológicamente son comparables con las barreras coralinas actuales. Ellas se ubican a las profundidades de 25­35 m y deben ser relictos de barreras, cuya génesis se relaciona con el aumento desigual del nivel medio del mar, durante la última transgresión.

En la parte central y occidental del norte de Cuba el límite inferior del talud insular se refleja nítidamente en los sismogramas por una línea de quiebra o ruptura y en opinión de los investigadores que han realizado interpretación geólogo­geofísica de la región, la misma se corresponde con el borde del cinturón plegado alóctono (Socorro et al., 2001; Domínguez et al., 2002; Amejeiras et al., 2002; Socorro et al., 2003 y López et al., 2003, entre otros). También se reflejan elevaciones estructurales en la pared del talud, que son más abundantes hacia a su base y disminuyen de oeste a este. Los mencionados autores la relacionan con depósitos de la Formación Carmita y el Grupo Veloz, catalogadas como perspectivas para la prospección de hidrocarburos.

Al sur de Cuba, en su parte central (este de la hoya de Yucatán) son característicos grandes bloques en forma de bancos cerca de la base de la pared del talud, orientados de sudeste a noreste, nombrados Paz, Silvertown, Bucanero y de Jagua. Los mismos deben haber surgido debido al intenso fallamiento producido durante la formación del talud, de ser así, se trata de morfoestructuras. Es posible que sean de superficies abrasivas y paredes con pendiente pronunciada y no abrasivo­ acumulativas como ha sido considerada por algunos autores (atlas de Cuba, 1970, 1989). En áreas de tales dimensiones y situadas en mar abierto es poco probable que se formen importantes acumulaciones de detritos. Por otra parte, aquí no debe haber importantes formaciones coralinas, que también pudieran ser consideradas acumulativas, pues las profundidades predominantes están por debajo de los 20 m. Excepto en el banco de Jagua donde son hasta de 3 m.

Geomorfología

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Núñez­Jiménez (1982), consideró que la estructura donde se desarrollan los mencionados bancos, la cual bautizó con el nombre Umbral Felipe Poey, se extiende hacía al oeste y comienza a aflorar en cayo Guano del Este, formando el banco Los Jardinillos (extremo este de la plataforma suroccidental). Por tanto, ellos constituyen un fragmento aislado de la plataforma marina de Cuba, con sus superficies aplanadas características y pocas profundidades. Similar consideración se pudiera hacer en relación con la vecina plataforma suroriental por su extremo este.

Hernández et al. (1988), afirman que el talud insular de Cuba oriental “refleja una fuerte diferenciación estructuro­geomorfológica, donde se destacan tres grandes zonas: la occidental, abrupta con amplio desarrollo de cañones submarinos; la central, escalonada con desarrollo de cadenas montañosas longitudinales; y la oriental, en bloques escalonados, entre los cuales sobresalen la meseta submarina de Siboney y el sistema montañoso del banco de Nelson. Esta zona de alta diferenciación y fuerte contraste se destaca por su alta movilidad y una geodinámica reciente, a lo largo de la cual se concentra la actividad sísmica más intensa del territorio cubano”.

En general, el talud del archipiélago cubano se caracteriza por un relieve complejo. Además de las formas ya mencionadas, son frecuentes los cañones submarinos, los cuales alcanzan decenas de metros de profundidad frente a las principales bahías y algunos ríos, pudiendo extenderse hasta la base del talud. Por otra parte, la pendiente de la pared del talud varía en dirección vertical por tramos, alternándose partes abruptas totalmente abrasivas y tramos con pendiente suave, los cuales pueden tener en su superficie litoclastos, que pueden llegar hasta bloques.

FORMAS REGIONALES DEL RELIEVE CIRCUNDANTES AL ARCHIPIÉLAGO CUBANO

Como fue señalado en la parte inicial de este capítulo, las principales estructuras con carácter regional, que circundan a las regiones geomorfológicas del territorio marino­costero del archipiélago cubano, tienen forma de dorsales o cordilleras, umbrales, hoyas, fosas, valles, bancos y mesetas.

La existencia de morfoestructuras y morfoesculturas alrededor de Cuba han originado lo que Núñez­Jiménez (1982), denominó doble insularidad, o sea, que Cuba es doblemente isla: en primer lugar por estar rodeada de mar y en

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segundo, porque su territorio marino nerítico está separado de las plataformas de los continentes norte y sur americano y de las demás islas del Caribe, con límites estructurales precisos.

Dos grandes cordilleras submarinas atraviesan el Caribe, pasando por los territorios emergidos: las dorsales de Jamaica­La Española­Puerto Rico y la de Los Caimanes. La primera se extiende desde Puerto Rico hasta el norte de Nicaragua, mientras que la segunda lo hace entre el norte de Haití y América Central. Entre ambas dorsales se extiende sublatitudinalmente la hoya de Los Caimanes, con unos 1600 km de longitud y un ancho variable entre 100 y 150 m, abarcando una gran parte del Caribe, con varias fosas, de las cuales las más conocidas son las de Oriente y Bartlett.

Otras hoyas alrededor de Cuba son la de Browson al norte de Puerto Rico, con algo más de 9000 m de profundidad, siendo la mayor profundidad del océano Atlántico y la hoya de Yucatán, que se extiende latitudinalmente a través de 1000 km entre cabo Cruz y Yucatán. Cuenta con 290 km de ancho entre la Isla de la Juventud y el banco Misteriosa. Su parte central está ocupada por llanuras, delimitadas en su región septentrional por mesetas escalonadas y llanuras colinosas inclinadas, y en su extremo meridional, donde contacta con la hoya de Caimanes, por una extensa meseta escalonada, con sistemas montañosos de diferentes orientaciones.

La fosa de Oriente está situada al norte del estrecho o canal de Colón (Fig. II. 72) y al sur del Turquino, formada por sus laderas submarinas, las cuales se sumergen hasta la profundidad de 6810 m, con una abrupta pendiente de aproximadamente 45° y una caída de casi 10 km, siendo uno de los escarpes más abruptos conocidos del relieve del Océano Mundial. Su parte más profunda (ombligo) se abre a 21 km directamente al sur de punta Turquino. Se orienta de este a oeste a través de 90 km y cuenta con un ancho de 25 km (Núñez­Jiménez, 1982).

La fosa de Bartlett se encuentra a una distancia de 320 km al sur de Trinidad y 70 km al sur de isla de Caimán Brac. Su profundidad máxima es de 7060 m. Al igual que la de Oriente, se orienta de este a oeste. Tiene un largo de 42 km y un ancho de 2 km.

Entre las islas de Cuba y Jamaica se encuentra el estrecho o canal de Colón, con una longitud 144 km entre cabo Cruz, en Cuba y Rosehall, en Jamaica y una profundidad variable de su eje de 4000 a 5000 m. Su ancho

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mínimo por el meridiano 77° 45’ W es de unos 148 km. El mismo ocupa la parte oriental de la fosa los Caimanes, donde se elevan dos cordilleras submarinas, conocidas como umbral José Martí y meseta Marcus Garvey, con el valle Amistad entre ellas, bautizados así por Núñez­Jiménez (1982). (Fig. II. 73).

Fig. II. 73. Extremo oriental de la hoya de Los Caimanes, donde se ubica el estrecho o canal de Colón y diagonalmente a éste dos cordilleras (umbral y meseta) y el valle que las separa (tomado de Núñez­Jiménez, 1982).

Entre las formas regionales del relieve del occidente de Cuba se encuentra el nordeste del golfo de México, que se estrecha en forma de embudo entre Cuba y la plataforma continental, bordeando la península de la Florida y los canales de Yucatán y la Florida. En esta parte el golfo alcanza profundidades hasta de 3465 m, las cuales comienzan a disminuir a medida que pasa del canal de Yucatán al canal de la Florida, llegando hasta los 2300 m. Las variaciones de la profundidad y el relieve del fondo marino en esta región; así como en la parte sur de Cuba se aprecian, de forma general, en las cartas náuticas y en los mapas fisiográficos, obtenidos a partir de la información batimétrica (Fig. II. 74). Los cambios regulares en más detalles se revelan en registros sismoacústicos (Fig. II. 75).

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Fig. II. 74. Mapa fisiográfico submarino (Bergantino, 1971).

Leyenda

IB 1b­ Plataforma insular y su talud suroeste de la Florida; IIB­ terrazas Tortugas­ Pourtales en la plataforma marina y el talud sureste de la Florida; IIC­ parte oeste del talud de la Florida; IID­ talud insular de Cuba; IIIA­ canal Yucatán­Florida; IIIB­ abanico de deyección submarino del Mississippi; IIIC­ talud de Campeche.

Fig. II. 75. Morfología del fondo del canal de la Florida revelada en un perfil sísmico (tomado de Rodríguez et al., 2001).

Geomorfología

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El canal de Yucatán separa el cabo de San Antonio de la península de Yucatán, cuyo extremo noreste es el cabo de Catoche. Su ancho es de unos 2004 km. El canal de la Florida se ubica aproximadamente entre los meridianos 80° y 83°, posee un ancho de 165 km entre La Habana y Key West y 210 km entre la península de Hicacos y el extremo sur de la península de la Florida (Núñez­Jiménez, 1982).

En esta región se desarrollan unas singulares formas del relieve, conocidas como knoll, que constituyen protuberancias rocosas del fondo marino similares a restos erosivos o elevaciones del fondo por diapirismo. Entre las que mayor desarrollo alcanza próximo a Cuba se encuentra el Jordan knoll (Fig. II. 76). El banco de San Antonio probablemente también constituya una de estas formas. El mismo se levanta casi verticalmente desde la profundidad de 300­400 m hasta los 32­18,2 m, situado a algo más de 16 km del cabo de San Antonio (Fig. II. 77). Constituye una meseta sinuosa con arenas y formaciones coralinas en su superficie.

Fig. II. 76. Representación cartográfica de la batimetría de la región noreste del golfo de México y las regiones vecinas (Bergantino, 1971).

En la salida del canal de la Florida se encuentra el extenso banco de Cayo Sal, el cual lo divide en dos ramales. Su base se ubica a los 1078 m y la

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superficie solo a 2 m de profundidad. Cuenta con una longitud de 115 km. La parte del canal ubicada entre dicho banco y la península de la Florida se desplaza en dirección norte y continúa llamándose canal de la Florida; mientras que en la que se encuentra entre el banco y el talud insular de Cuba se abre el canal de San Nicolás, con profundidades variables entre 200 y 1200 m.

Entra la parte norte del banco de Cayo Sal y el oeste del Gran Banco de Bahamas se abre el canal de Santarén, con una profundidad máxima de 569 m. El mismo confluye con el canal de San Nicolás, formando el canal Viejo de Bahamas. Este posee una profundidad máxima de 1670 m hacia su extremo este, frente a cayo Guajaba (extremo de igual dirección que el archipiélago Sabana­Camagüey) y mínima en su eje de 400 m. Núñez­ Jiménez (1982) lo ubica frente a Punta Maternillo (bahía de Nuevitas). Según datos del Derrotero de la Costas de Cuba (1988), su longitud es de alrededor de 167 km. Es el más estrecho de todos los canales aquí mencionados, alcanzando un ancho mínimo en su parte central de 18,5 km.

Hacia al este del canal Viejo de Bahamas al ancho del territorio del fondo marino comienza a ampliarse, con la terminación del archipiélago de Bahamas. En el mismo se desarrollan mesetas montañosas orientadas, predominantemente, hacía al nordeste.

Fig. II. 77. Posición del banco San Antonio, que probablemente sea un knoll (fragmento de la carta náutica No 11401 a escala 1: 150 000, editada por el Instituto Cubano de Hidrografía, reedición del año 200, Geocuba.

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