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EL SEGMENTO CUBANO DELARCO VOLcANICOPAl.EOCENO-EOCENO MEDIO DELCARIBE

Man uel A. Iturralde-VinentMuseo Nacio nal De Historia Natura l

Capi to lio Nacional, CH 10200, La Habana, Cuba

ABSTRACT RESUMEN

Late Paleocene to early Middle Eoceneisland arc rocks are present only in easternCuba. Within th is area, a backarc basin can berecogn ized, mostly on the northern half of theterritory, where epiclastic rocks dominate,intercalated with few pyroclastic and isolatedpillow basalt flows. The axia l part of the arc isdeveloped south of the former, mostly along theSierra Maestra mounta ins of Cuba, and yieldvolcanic, pyroc lastic, epiclastic and plutonicrocks. Volcanic and plutonic igneous rocksyield a tholeiitic to calc-alkaline compos ition.The forearc basin is not found in Cuba, butprobably is represented in Hispaniola by theOcoa-Peralta belt and related areat

This Paleogene Arc (roughly oriented E-W),is not the continuation of the Cretaceous one(roughly oriented NW-SE), as their axisintersect with nearly 45 degree; and at least inCuba, there is a gap of about 15 Ma in themagmatic activity, which involve the LateCampanian, Maastrichtian and Early Paleocenetimes.

It is also demonstrable that the subductionzone of the Paleogene are was located south orsoutheast of the axia l part of the arc, facing theCaribbean sea. On the northern half of easternCuba, the last compressional (oroge nic) eventtook place during the Danian, just before thebeginning of the evolution of the are. Arcrelated deposits of Late Paleocene to earlyMiddle Eocene ages are slightly deformed, andunconfo rma bly overlie the deformed andmetamorphosed pre Late Paleocene rocks in thearea. The polarity of the are, at least in Cuba,therefore contradict most popular models of theCaribbean tectonic evolution, but this subject isusually underestimated, without any discussion.

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En Cuba las rocas que constituyen el arco deislas del Paleoceno tardio al Eoceno Mediotemprano estan presentes solo en la regionoriental. Alii se reconocen la cuenca deretroarco al norte, donde dominan las rocasepic last icas con escasas piroclasticas y efus ivas(basaltos); y la cuenca axial del arco al sur,donde dominan las rocas efusivas y plutonicas,interealadas con roeas piroclasticas yepiclasticas. La cuenca frontal de areo no seencuentra en Cuba, pero esta probablementerepresentada en eI entorno de la zona de PeraltaOcoa en La Espanola. En esta parte del arcoPaleoceno-Eoceno Inferior caribefto, la zona desubduccio n estuvo situada al sur del arco einclinada hacia el norte 0 noroeste.

INTRODUCCION

La presencia de una asociacion de rocasvulcanogenas y pluton icas del Paleogene enCuba oriental es un hech o bien conoc ido de laliteratura geologica cuba na (Lewis y Straczek1955, Keijzer 1945, Laverov y Cabrera 1967,Laznicka et al. 1970, Eguipko y Perez 1976,Iturralde-Vinent 1976-77, Cobiella et al. 1977,1988, Nagy et al. 1983); y su constitucion estabien representada en el un mapa geologico I :250 000 (Pushcharovski 1988). Ademas, existeuna cartografia a esca la 1: 50 000 y masdetallada de gran parte de la Sierra Maestra, consus respect ivos infonnes depositados en elCentro Nacional de l Fondo Geo logico, asf comomapas a escala I: 25 000 - I: 50 000 de distintasareas elaborados por alumnos de la Universidadde Or iente e Instituto Superior Minero-Metalurgico de Moa.

No obstante, falta una vision de conjuntodel archipielago volcanico Paleoceno-Eocenocomo unidad geo logica y paleogeografica. AIrespecto solo se han publicado los trabajos

3rd Geological Conference of the Geological Society of Trinidad and Tobago - 1995

generalizadores de Cob iella (1988) e IturraldeVinent (1988, 1990, 1994a, b). En esta obra se

prctende complementar dichos trabajos previosy sentar las bases para un estudio mas detalladodel tema. Sobre todo, porque los modelos delorigen y evolucion de este arco volcanico,publicados como parte de distintas reconstrucciones tect6nicas y paleogeograficas delCaribe sobre la base de la tectonica de placascomo regia contradicen un numero de hechos dela geolog ia de Cuba oriental (Pindell 1985,1992, Pindell y Barrett 1990, Ross y Scotese1988, etc.).

GENERALIDADES

La geolog ia y paleogeografia del Paleocenoal Eoceno de Cuba ha sido esbozada porFurrazola et al. ( 1964), Khudoley y Meyerhoff(1971), Cobiella (1988) y otros, pero segun uncriterio ultrafijista . Segun la opinion del autor(198 1, 1988, 1990, 1994a) y de Pushcharovskiet al. (1989) , durante este tiempo en Cuba sepueden reconocer tres elementos principales enla constitucicn geolog ica del terr itor io cubano.Estos son (Fig. I, Tabla I):

• Las cuencas de antepafs• Las cuencas superpuestas al arco

volcanico extinto• EI arco volcanico paleogenico.

Las cuencas de antepai s y las cuencassuperpuestas presentan una serie decaracterfsticas de su composicion y estructuraque las distinguen entre si y sobre todo de lascuencas del arco volcanico paleogenico, pero suestudio se aparta de los objetivos de este trabajo.Una descripcion de dichas cuencas se puedeencontrar en lturralde-Vinent (1994a).

Segun los datos geoquimicos y lasobservaciones geolog icas, las rocas efusivas yplutonicas del Paleogene presentan una serietoleitica inicia l pero predomina la seriecalcoalcalina (Eguipko, Perez et al. 1976,Eguipko, Sukar et al. 1984, Perez Perez et al.t983) .

EI area de desarro llo del archipielago (arco)de islas volcanicas del Paleoceno-Eoceno selimita a la region mas orienta l en la isla de Cuba(Fig. I), Yse extiende a las islas de La Espanola,Jamaica, Puerto Rico, Antillas Menoresseptentrionales, la Cresta de Aves, la Dorsal de

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Caimanes y el Elevado de Nicaragua (Case et al.1984, Dengo y Case 1990).

En Cuba oriental las rocas del arco afloranbien, con la peculiaridad de que lasdeformaciones tectonicas posteriores no hanalterado la zonalidad original del arco . Este noes el caso de las islas de Jamaica, La Espano la,Puerto Rico y Virgenes, donde las rocas delarchipielago volcanico del Paleogene afloranmal 0 estan desplazadas lateralmente por e1fallamiento transcurrente del Terciari o, que haoriginado una serie de terrenos disperses a 10largo dellfmite norte de la placa Caribe, al estede Cuba (Dengo y Case 1990).

Por tales rezones. en Cuba oriental sepueden reconocer, en su disposicion original, lacuenca de retroareo y la zona axial del areopaleogenico (Tabla 2; Figs. 1 y 2). Sinembargo, su cuenca frontal y la zona desubduccion no se conocen en Cuba. Estasprobablemente afloran en La Espanolarepresentadas en el entomo de la faja PeraltaOcoa (vea Huebeck et al. 1991,lturralde-Vinent1994a,b).

Las investigaciones mas recientes sugierenque el arco paleogenico se forme sobre losrestos deformados del areo cretacico. Esto seeomprueba en el flanco sur de la Sierra Maestra(Turquino) donde las rocas defonnadas del areocretacico y su cobertura Campaniano-Maastr iehtiano yacen discordantes debajo de lasrocas del areo paleogenico (Fig. I). Tambie n alnorte, en la cuenca de retroarco, los depositosvulcanogeno-sedimentarios del Daniano tardioal Eoceno yacen transgresivos sobre las ofiolitasy vulcanitas cretacicas deformadas y en partemetamorfizadas ; y sobre los depositosolistostr6micos del Maastrichtianio-Danianotemprano.

EI rumbo de la estructura intema del arcocretacico es NW a SE, en tanto que el rumbo delarea paleogenico es de E a W, 10 eual sugiereque corresponden con dos elemento sestructurales disti ntamente or ientados(lturralde-Vinent 1994a).

Otro indicio a favor de que se trata de dosarcos independientes, es que entre el vulcanismodel Cretacico en Cuba y el vulcanismo delDaniano-Eoeeno hay una interrupci6n que eubretodo el Maastrichtiano y la base del Daniano,mas de IS millones de afios. Por estas razones elareo cretacico y el areo paleogenico se


interpretan como dos archipielagos volcanicosindependientes.

COMPOSICIO N DEL ARCO

Desde el punto de vista geologo-genetico 1aasociacicn de las rocas vulcano-pl utonicas delarco paleogenico se pueden dividi r en lossiguientes complejos:

• Basamento del arcoComplejo vulcanogeno-sedimentario

• Complejo plutonico• Complejo comeano-metasomatico

Basamento del ArcoEI basamento del arco paleogenico son

aque llas rocas sobre las cuales se desarrollo estaestructura. En la reg ion de Cuba or ienta l estarepresentado por las rocas prepaleocenicas queafloran entre los Iimites de desarrollo del arco(Ta bla 2). Incluye las vu lcanitas cretacicas y lasofiolitas. Estas rocas yace n discordantementebajo los depositos clastico-caoticos delCampaniano mas tardio a1 MaastrichtianoDaniano temprano. De conj unto representan laparte super ior de la corteza terres tre donde sedesarro llo el magmati smo del areo (perfil de lafigura 2).

Las caracteristicas de este basamento en losafloramientos penniten caracterizarlo como decomposicicn intennedia entre ocea nico ycontinental, 10 que algunos autores handenominado "basamenro de arco de islas".

EI Com plejo Vulcanogeno-SedimentarioLas rocas de este complejo se encuentran

presentes en casi toda Cuba, pero su volumen eimportancia es muy variado (F ig. I). En Cubaoriental, sobre todo en la Sierra Maestra,constituyen el tipo de roca mas abundante. Suvolumen e importancia se atemia en direccion alnorte y noroe ste. En la zona de Mayari-Baracoay la region de Holguin las rocas vulcanogenosedimentarias se intercalan en los cortes condistintas rocas sedimentarias. Mas al oeste, enel resto de Cuba, apenas aparecen finasintercalaciones de ceniza volcanica en los cortesde rocas sedimentarias del Paleoceno tardio alEoceno Inferior (Fig. 2). De este analisis se hanexclu ido una serie de formac iones que se habiandescrito anteri ormente como vulcanitas del

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Paleogene, pero despues su edad fue rect ificada,como se discu te mas adc lante.

Las rocas vulcanogeno-sedimentar ias hanside cartografiadas bajo muy distintos nombresformacionales, pero en esta obra se adopta n lasdenominaciones cuyo uso es mas comun entrelos geologos cubanos (Figs. 2 y 3).

Dentro del conj unto de rocas vulcanogenosedimentarias es posible distinguir las var iedades propiamente igneas y las var iedadespircclasticas y epiclasticas. cuya . distribuci6nespacia l en Cuba obedece a patrones muy biendefinidos (Iturralde-Vinent 1990).

Las rocas h;:neas (mantos de lava, sills,cuerpos subvolcanicos y diques) se conocen5610 en Cuba orie ntal y son abundantesunicamente en el flanco meridio nal de 1a SierraMaestra, dondc Ilegan a formar comp licadosnudos volcanicos (vea mapa geo l6gico :Pushcharovski 1988). Entre estas rocas seenc uentran diabasas, basaltos, andes itas, dacitas,riolitas y sus combinaciones, las que han sidodescritas por Egu ipko, Perez et a l. (1976), Perezet a l. (1979), Gyarmati ( 1983) y Jakus (1983).En la zona de Mayari -Baracoa (F igs. I y 2), sereporta 5610 uno que otro cuerpo aislado debasalto entre las vulcanitas del Eoceno Inferior(Cobiella 1974).

Unas dacitas inicialmente cartografiadascomo del Paleogene en la regi6n de Holguin(Jakus 1983) se ha demostrado que son delCretacico (And6 et al. 1988). Tambien seexcluyen las diabasas descritas en Pinar del Rio(Pszczo lkowski 1978) cuya edad se demos tr6que es jurasica (Pszczo lkowski 1989).

Desde el punto de vista geoq uimico lasrocas efusivas del Paleogene presenta n una totalconcordancia con los intrusives de la mismaedad, de modo que constituyen una verdaderaasociacion vulcano-plut6nica (Eg uipko, Perez etal. 1976, Gyarmati y Brito 1983, Eguipko, Sukaret al. 1984).

Las mens pim- y epjclast jcas (tobas, tufltas.tefras) tienen un mayor desarrollo. Las tobasson abundantes en la Sierra Maestra, asi comoen la parte norte de Cuba or iental. tanto en lazona de Mayari-Baracoa como en Holguin. AIsur de Camaguey aparecen como intercalac iones aisladas. pero sc desconocen hacia e lresto del pais (Figs. 2 y 3). Las piroclastit asfinas (tobas de vidrio y ceniza, etc.) estanpresentes en los cortes de toda Cuba oriental


(F ig. 2), pero mas al oeste, al sur de ciudadCamaguey, se presentan 5610 como interca

laciones fi nes de granc medio que por suco ntenido de cr istales y vidrio volcanico sepueden clasificar desde tobas hasta tufitas(Fo rmacion Vertientes: Iturralde-Vinent,Tcboun ev, et a l. 1981).

Tufitas muy fina s, con stituidas por cenizavolcanica y material sedimentario puro sepresen tan hasta Cuba occide ntal, a menudocomo intercalaciones aisladas, poco potentes. enlos co rtes prop iamente sed imentarios de lasformaciones Lesca (Eoceno Infer ior al Med io a lNorte de Camaguey), Santa Clara (Paleoce nocerca de la ciudad de Santa Clara) y en el GrupoNazareno (Eoceno Inferior y Med io de l Sur deLa Habana) (F ig. I; Jakus 1983, Albear eIturralde-Vinent 198 5, Cobiella 1988 , Iturra ldeVinent 198 1, 1988).

Este cuadro indica que las rocasvulcanogeno-s edimentar ias del arcotransicionan lateral mente en secuenciassedimentarias puras, tanto en direccion al nortecomo al noroeste . Los volcanes, situadosso lamente en la zo na ax ial de l arco (F ig. I :Sierra Maestra), eran la fuente de alimentacionde too este vu lcanismo.

En las figuras 2 y 3 se i1ustra esta tendencia,pues desde un corte rico en rocas volcanicas(S ierra Maestra ), se pasa a los co rtes dondedomi nan las rocas piro- y epiclasticas (MayarlBaracoa y Holguin-Banes), hasta aquellos dondelas roca s piroclasticas aparecen comointercalaci ones muy poco potentes (FloridaVertien tes) , 0 es tan casi ausente s (Maraguan,Cubitas-Camajen). En Mayar i-Baracoa se handescrito flujos turbid iticos de vulcanitasprovenientes del sur (Iturralde-vinent 1976-77).

Hacia el sur de Cuba oriental las rocas delarea volcanico se inte rrumpen abruptamente enla pared norte de la hoya de Or iente (Perfit yHeeren 1978), pero tienen sus analogos en LaEspanola (Cobie lla 1983, 1988 , Lewi s y Draper1990 , Iturralde-Vinent 1994b) y se extienden a lsuroeste en la cresta de Ca iman (Perfit y Heezen1978). EI autor ha podid o comprobar que lastobas blancas de la Formacion Sabaneta sonidenticas a aque llas de la parte alta de laFormacion Imbert (Puerto Plata, Repub licaDomi nicana; Iturra lde-Vinent I994 b). Estoindica que la cuenca de retroareo del Pale6genose extiende en aque l territorio.

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En la literatura geo logica cubana sedetenn inaba usua lmente la edad de la sec uencia

vu lcanogeno-sedi mentaria de l area comoCretacico Supe rior a Eoceno Medi o (Lewis yStraczek 1955, Furrazo la et al. 1964, Nagy et al.1983, etc), pero esta dem ostrado que laverdade ra edad es Paleoceno (Thanetiano) aEocene Medio basal, tanto en la Sierra Maestra(Cobiella 1984, 1988) co mo en la region deMaya rt-Baracoa (lturralde-Vinent 1976-77) yHolgui n-Gibara (Jakus 1983). Esto sedeterrnina tanto por la pos ici6n estra tig rafica deestas roca s (Figs. 2 y 3) como por su con tenidofosilifero. cuyo listado apa rece en laspublicac iones me ncionadas.

Las rocas vulcanogeno-sedimentarias de larea tienen una posicion estrangrafica muy biendefinida . En e l flanco sur de la Sierra Maestra(zona Turquino) yacen discordantes sobre laFormacio n Manaca l de l Campaniano tardio alMaastrichtiano y I la infrayacente FormacionTurqui no del Cretacico Superior (Fig. 3, Linareset al. 1985, Pushcharovski 1988, tam bienllamado "Grupo Palma Mocha" por Furrazola etal. 1976, Jakus 1983). En e l flanco norte de laSierra Maestra e l subyacente de edadCretacico(? ) aflora cerea de Santa Rita (F ig. 2),Y se describe co mo metatobas y metaaren iscascortadas por diques de andes itas (metamorfitasTejas sensu Nagy et al. 1983). En toda estaregion las rocas vulcanogeno-sedim entarias(Grupo EI Cobre y formaci one s Pilon y Caney)estan cubiertas por las ca lizas de lasformaciones Boniato y Charco Redondo delEocene Med io (Jak us 1983). E) contacto conestas ca lizas es usua lmente transiciona l.

En la zona de Mayari-Baracoa la Fonnaci6nSaba neta (Da niano-Eoceno Infer ior) de l arco,yace sabre una secuencia de transicion quecontiene finas intercalaciones de tufitas(Formacion Gra n Tierra del Daniano, Iturra ldeVinent 1976-77),0 descansa discordante sobresecuencias del Maastrichtiano al Danianotemprano (Formac iones Micara, La Picota), ysobre las ofiolitas y vulcanitas del arco cretacico(Figs. 2 y 3; Kumpera 1968, Na gy et al. 1983).

En el flanco norte de estas elevaciones lasmargas, ca lizas, tobas y tufitas (Fonnaci6nCastillo de los Indios del Paleoceno?-EocenoMedio, Jakus 1983) descansan concordan tessab re la Fonnaci6n Gran Tierra, 0 d iscordantessabre' las ofio litas 0 las vulcan itas cretacicas. La


Formacion Casti llo de los Indios se cubre porlas ca lizas Charco Redondo del Eoceno Medio 0

rocas mas jovenes (Jak us 1983). En la region deHolguin (F igs. 2 y 3) las cal izas, margas,areniscas, tobas y tufitas (Fm. Vigia delPaleoceno?-Eoceno Med io) sobreyacen lossedimentos del Cretacico-Daniano y se cubrenpor calizas por las calizas de la FormacionCharco Redondo del Eoceno Med io (Nagy et al.1983, Ando et al. 1988).

Co mplejo PlutO nicoEstas rocas afloran como cuerpos pequenos

en distintas loea lidades cercanas al flanco sur dela Sierra Maestra, pero las investigacionesgeoflsicas y las observaciones geologicasdemuestran que se trata de un solo pluton unidoen la profundidad (Laznicka et a l. 1970,Pushcharovski 1988). Aunque existennumerosos estud ios deta llados de la petrologfade estas rocas, solo una parte insignificante deellos ha sido pub licada .

Eguipko, Sukar et al. ( 1984) han estudiadoun alto numero de muest ras de la SierraMaestra, y dividen los eventos intrusivos en tres(0 cuatro) fases. La primera fase constitu ida porgabronor itas cuarc lfero-leucocraticas, gabrosanfibolitizados y gabro-d ioritas. Las fasessegunda y tercera constituyen el volumenprincipal de los intrusive s, y csran representadaspor dior itas cuarciferas, tonalitas, plagiogranitosy raramente granodioritas leucocraticas. La fasemas tardia son pequefios cuerpos y diques degranitos biotiticos leucocraticos. Son tipicos losporfidos (cuarzodior iticos, plag io-graniticos,liparlticos y daclticos) , las diabasas cuarciferasy los lampr6fidos.

Eguipko, Perez et al. ( 1976) de una parte, yGya nnati (1983) de otra subdividen las rocasplutonicas de la Sierra Maestra en cinco grupos,pero no coinciden en sus cr iterios (Tabla 3).

En el diagrama AQP las muestras de estosplutones se concentran en el campo de lasdioritas, gabros y tonal itas, y en menor gradeestan representados los granites y granodiorites(Fig. 4) . Sobre esta base el conj unto de losintrusives de la Sierra Maestra se considera querepresentan dos subconjuntos: Uno gabroplagiogranit ico y otro tona litieo-g ranodioritico(Eguipko, Perez et a l. 1976, Perez Perez et a l.1983, Eguipko, Sukar et al. 1984, ).

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Estos intrusivos se pueden separar en dosseries, una sodica y otra pote sico-sodica, ta lcomo sus analogos del Crctacico de Cubacentra l (F ig. 4). Sin embargo, los intrusivos de1a Sierra Maestra son de baja alcalinidad ypredo minan las variedades sodicas con bajocontenido de potas io « 0,1%). Roeas alcalin asestan presentes muy limitadamente (Eguip ko,Sukar et al. 1984). Dichos autores opinan queestas rocas no parecen estar contaminadas pormateriales sialicos, pero se requieren estud iosmas deta llados para precisarlo.

K. Sukar ( 1984) mediante el estudio de lashornblendas y bictitas de los granitoidcs de laSierra Maestra ha detenninado tambien queestos se enfriaron a profundidades med ias(hipoabisa les), a partir de una temperatura

inicial de 600 a 700 0C.La edad de los plutones de la Sierra Maestra

ha sido objeto de dive rsas opiniones. pero hayuna serie de hechos eoncretos a tomar en eue ntaa l respecto. En primer lugar, se puede aeeptarque las roeas intrusivas teoricamente tengan elmismo rango de edades de las roeasvulcanogeno-sedim entarias, es decir, Danianotardio a Eoceno Medio temprano. Sin embargo.esto puede ser valido solo para los pequefiosintrusives, pero no para el cuerpo princ ipal degrandes dimensiones.

EI cuerpo principal, en primer lugar, cortalos depositos del Cretacico y los depositosvulcanogeno-sedimentarios de l Paleocen o alEoceno Med io temprano (Perfil Fig. 2). Enningun caso cortan 0 alteran los depositos delEoceno Medio tardio 0 mas jovenes (Fig. 2.Nagy el al. 1983) .

Las edades absolutas K-Ar en estas rocasmuestran un rango desde 65± 16 Ma, 58±8 Ma(Eoce no Inferior) hasta 39±4 Ma (Oligoceno).Estas c ifras (Tab la 4) no se pueden tomardirecta mente, pues el metodo K-Ar no es muyexacto, sobre todo cuando se trata de dataci onesen roea compl eta .

£1fechado de 65±16 Ma, de baja preci sion,ha sido obtenido en el area del Turq uino (F ig. I)donde afloran las rocas del Cretecico. Otrosfechados que lIegan al Cretacico se hanobtenido en rocas recuperadas de las paredes dela hoya de Bartlett (Perfit y Heeze n 1976). Por10 tanto, estas edades necesitan unacomprobacion, pues pudieran ser rocas del areo


cretacico 0 plutones mas jcvenes contaminados.EI promedio de los fechados confiables es de47±6 Ma, que pudiera aceptarse como unaproximado de la edad de enfriamiento de laintrus ion. Por 10 tanto, este evento pudo tenerlugar entre el Eoceno Medio tardio y el EocenoSuperior.

EI hecho de que el emplazamiento delpluton principal haya tenido lugar entre elEoceno Medio tardio y el Eoceno Superior no secontradice por la ausencia de alteraciones en lascal izas y margas del Eoceno Medio y Superior.Primero , porque se trata de una intrusionhipoabisal (Sukar 1984) y segundo, porque losafloramientos de las partes apicales del plutoncstan situados al sur de la Sierra Maestra, avarios kilometres de los afIoramientos de lasrocas del Eoceno Medio-Superior, situados alnorte de estas elevaciones (Fig. 2).

Rocas Ccrneano-MetasomaticasLas rocas corneanas estan muy diseminadas

en el flanco sur de la Sierra Maestra, asoc iadas alos plutones, en tanto que las alteracioneshidrote rmal-metasomaticas abarean a toda elarea de desarrollo de las rocas vulcanogenosedimentarias del Paleogene.

Las alteraciones hidrotennales y metasomaticas a menudo se presentan como procesosde silici flcacion y zeolitizacion (Brito 1975,1983, Coutin y Brito 1975, Orozco 1983,Orozco y Hernandez 1979).

Las rocas corneanas en general son duras yde colores mas oscuros que las rocascireundantes, presentan pirita diseminada yalcanzan la facies biotitico-anfibollca. Muycomun es la facies de skarn de hierro, sabre todoen los alrededores de Santiago de Cuba (Fig. 2).Estas rocas han sido estudiadas por diversosautores (Lew is y Straczek 1955. Furrazola et al.1964, Eguipko, Perez et al. 1976, Laznicka et al.1970, Perez Perez, et a1. 1983, 1984, etc).

ESTRUCTURA GEOLOGICALa estructura de las rocas propias del areo

volcanico del Daniano tardio-Eoceno Medio noes homoge nea, ya que estan ubicadas endiferentes regiones geologicas. Por eso sepueden describir per separado la Sierra Maestra(zona axial del areo), la zona de Mayari-Baracoa(cuenca de retroarco) y la region de Holguin (e1entorno de la cuenca de antepais; Fig. 2).

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Las rocas del Cretacico pre-maastrichtianoen Cuba oriental subyacen discordantes en loscortes, indicando la existencia de una fasetectcnica asociada al metamorfismo regional alfinal del Cretacico (Millan y Somin 1985a).Estas defonnaciones abarean a todos loscomponentes pre Daniano tardio del basamentodel areo volcanico del Paleogene.

En la Sierra Maestra el corte de l PaleocenoEoceno esta moderadamente plegado. Estasdefonnaciones presentan una clara zonalidad,pues son mas intensas en el flanco sur y seatenaan hacia el norte (Fig. SA). Aparentementeno hubo fases compresivas entre el Daniano y elEoceno Superior, pues no hay indicios que 10sugieran. Las disconfonn idades que seobservan en el Eoceno Media y Superior tienencaracter local, y no se asocian ca n discordanciasangulares. Tales disconformidades estan probablemente asociadas con movimientos verticales(del nivel del mar 0 isostaticos) no vinculados aeventos tectonicos.

Como se observa en la seccion transversa lde la Sierra Maestra (Fig. SA), el corte estadefonnado con pliegues amplios, que se hacenmas abiertos hacia el norte . En algunos lugaresse observan pliegues tumbados , pequei'ioscorrim ientos y fallas inverses que afectanincluso a las rocas del Eoceno Superior (Lewis yStraczek 1955, Nagy et al. 1983, Pushcharovsky et a!' 1989). Un ejemplo muy buenoes el pequefio manto al6ctono de Cajobabo(Cobiella et al. 1984), constituido por vu lcanitasdel Eoceno Inferior que yacen sobre sedimentosdel Eoceno Superior. Ambas se cubrentransgresivamente por depositos del Mioceno(Fig. 58) .

Las defonnaciones descritas no tienenrelacion can la historia de desarrollo del area ,pues son del Oligoceno. Elias estan vinculadascon la falla siniestra Oriente, por eso estanconcentradas en el franco sur de la SierraMaestra (Fig. 2). Esta falla tuvo dos etapas dedesarrollo, una compresiva del Eoceno mastardio y Oligoceno, y otra distensional a partirdel Mioceno, cuando se abric la trinchera (hoya)de Bartlett (Iturralde-Vinent 1991).

En la zona de Mayari-Baracoa (Fig.s I y 2),en general las deformaciones en las rocas delareo son muy leves, apenas algunos pliegues yfallas verticales. Solo a 10 largo de algunasfallas transversa les de rumbo NE-SW y N-S se


observan pliegues apretados y fallas inversas,incluidos corrimientos muy locales {lturraldeVinent 1976-77, Cobiella 1978, 1988, Nagy etal. 1983). Sin embargo, estas son defonnac ionestardias, pues el corte del arco paleogenico noesra interrumpido por discordancias angulares.Algunas disconfo rmidades locales puedenexpl icarse por movimientos verticales isostaticos 0 del nive l de l mar (Fig . 3: MayariBaracoa).

En algunas localidades del area de MayarfBaracoa los depositos Maast richt iano-Dan ianode tipo olistostromico- flyschoide (Fms. MicaraLa Picota: Fig. 3), transicionan a la secuenciadel Daniano tardio-Eocene Superior (Fms. GranTie rra-Sa baneta-Charco Redondo-Sa n Luis). Enotras localidades, las rocas del Daniano y masjovenes yace n sobre las oflolita s y vulcanitascretacicas a l6ctonas (F ig. 5C). Estasobservaciones sugieren que lossobrecorrimientos de las ofiolitas y vulcanitascretacicas tuvieron lugar durante elMaastrichtiano tardio-Daniano temprano, antesdel inicio de la evolucion del arco volcan ico(Cobie lla 1978, 1988). Estos corrimientosocurrieron del sur a l norte (lt urralde-Vinent1976-77, 1989, Cobie lla 1978), y representanuna fase tectonica compresiva previa a laformacion del arco volcanico.

En la region de Holguin los depositos delDaniano tardio-Eocene estan muy defonnados,en forma de cue rpos tabulares que se intercalanentre los mantos de corrimiento. Presentanpliegues apretados con vergencia norte, comotoda la estructura regional (Kozary 1968, Nagyet al. 1983, Kozak et al. 1988) .

EI cuadro estructu ral de la region deHolguin contrasta con aquellos antes descritos,pues corresponde con la colisicn entre Cuba(unidades de origen oceanico) y Las Bahamas(F igs. I y 2). Tal est ilo tectcnico es ajeno al deCuba orienta l y se caracte riza por una tectc nicacornpresiva desde el Paleocene hasta el EocenoSuper ior temprano (ltu rralde-Vinent 1994a).

EVOLUCION DE L ARCO VOLCANICO

Un estudio de la evolucion del arcovolcanico fue presentado de manera general porBresznya nszky e Iturralde-Vinent ( 1978), comoparte de una evaluacicn paleogeografica delPaleogene de Cuba or iental. Tambien Cobiella

349

( 1988) e Iturralde-Vinent ( 1981, 1988, 1994a)han tratado este asunto, discutiendo laor ientacion del arco y sus relaciones con el restodel Car ibe y las Antilles.

EI archipielago vclcanico del Paleogene seconsidera como una est ructura caribeiia que seexte ndia por la cresta del Caiman-Elevado deNicaragua, Jamaica, Cuba or iental, La Espanola,Puerto Rico, Islas Virgenes y Cresta de Aves(Case et al. 1984). Segun se ha disc utidopreviamente (Cobiella 1988, Iturralde-Vinent1988, 1990, 1994a), el arco esta ba orientado defrente al Ca ribe oriental, con la fosa oceanicasituada entre eI arco y el Mar Caribe.

Esta afirmacion se basa en e1 hecho de queen eI flanco merid ional de la Sierra Maestraafloran las rocas de la zona axial del arco, entanto que mas al norte y noroeste se encuentranlos depositos de la cuenca de retroareo (Figs. Iy 2). La cuenca frontal de arca=sutura desubd ycci6n probab lemente aflo ran en LaEspanola, repre sentadas en el entomo de la fajaPeralta-Ocoa (Tabla 2). Tambien sefundamenta en la ausencia de deformaciones alnorte del arco, donde los ultirnos movim ientosde convergencia tuvieron lugar antes delDaniano tardio (Fig. 5C).

Dos momentos principales de la historia delarco paleogenico en Cuba orie ntal se ilustrancomo los mapas paleogeograficos correspondientes al Paleoceno tardio y Eoceno Medio(F ig. 6). A conti nuacion se presentan de modosintetico los rasgos principales de la historia delarca en el area estudiada.

Zona axial del a reoLas primeras manifestac iones del

magmatismo efusivo en la Sierra Maestraaparec ieron en el Paleoceno como aglomerados,tobas y lavas andesito-basalticas, queactualmente cubren con apa rente discordanc ialas formaciones del Cretacico en la region delTurquino y a las metavulcanitas de la region deSanta Rita (Fig 3: Sierra Maestra). Parece queeste vulcanismo comenzo a partir de unasubsidencia general de toda la region, pues yaen el Paleoceno en los depositos sedim entariosdel areo se encuentran asociac iones fos iliferasde mar abierto (Lewis y Straczek 1955).

A partir de entonces e l magmatismo efusivoinicialmente medio-basico se va tomando masacido, y e l volumen de rocas piro- y epicl asticas


se incrementa hasta que en los cortes de l EocenoInferior dominan las tufitas y areniscas

tobaceas. En estas seccion se intercalanhorizontes de cafizas, tanto de aguas somerascomo de ag uas profundas, representando elcomplicado relieve volcanico de la cuenca. Unbuen ejemplo de esto se observa en el perfil delGrupo EI Cobre (F ig. SA).

Va al inicio de l Eoceno Medio la actividadvolcanica es muy ex poradica y en las cuencascomienz6 a dom inar la sedimentacion calcarea,en condiciones de aguas profundas a someras,reflejando e l relieve submarino. Este procesocoincidio con una subsidencia genera l del area,pues las rocas clasticas practicamente estanausentes de los co rtes.

En la profundidad e l enfriamiento de lascamaras magmaticas produj o la crista lizacion delos magmas y la formacion de los grandescuerpos plutcnicos entre eI Eoceno Medio ySuperior temprano (47 ± 6 Ma).

Cuenca de retroarcoEI area donde se fonna la cuenca de

retroarco com prendia entre el Maastrichtiano yel Danian o una serie de depresiones consedimentacion clastlco-caotica, donde tuvolugar el emplazamiento gravitacional de grandesmantos al6ctonos que se deslizaban hacia dichacue nca proven ientes del sur. AI comenzar e lmagmatismo en la zona ax ial del areo, y comoresultado de l cambio en el ambientegeodinamico, cesaron los sobrecorrimientos ydemas manifestac iones de la tectonicacompresiva en la zona de retroarco. Lossedimentos de la cuenca de retroarco sedepositaron transgresivos sobre la completaestructura anterior y no sufrieron ulterioresdefonnaciones de importanc ia. La figu ra 5Cilustra bien esta situacion geologica .

EI inicio del vulcani smo coincldio con unproceso general de subsidencia en el area de lascuencas de retroarco, de modo que los maresIlegaron a cubrir casi todas las tierrasemergidas. Comienz6 a reducirse el volumen demate rial clastico que entraba a la cuenca. Lasedimenracion se hizo mas calcarea y aparecicmaterial volcanico (como intercalac iones en loscortes) proced ente del sur (F ig. 3: FormacicnGran Tierra). Hacia arriba en el corte lascla stitas se hacen mas fines y las rocas piro- y

350

epicl asticas pasan a ser domi nantes a part ir delfina l del Daniano (Fig. 3: Formacion Sabaneta).

Durante eI resto del Paleoceno y EoceneInferior aumento el volumen de material piro- yepiclastico que entre a la cuenca, una parte enforma de flujos submarinos de ceniza {lturrald eVinent 1976-77).

Raros cuerpos de basaltos intercalados en elcorte indican la exis tencia de fracturas dedistension profu ndas, que provocaro n laerupcion muy limitada de magmas basicosflsurales. Este comportamiento, normal en lascuencas de retroa rco, estuvo muy limitado en elcaso objeto de estudio . ' '''

La subsidencia de la cuenca se mantieneestab le, de modo que In sedimentacion durantee l Eoceno Infer ior tiene lugar en co ndiciones deaguas profundas. A la cue nca tambien entranperiodicamente materi a les clasticos de granomedio a grueso (cantos rodados de ofio litas yvulcanitas cretacicas) cuya fuente de apo rte sedesconoce. Pudieran ser islotes situados mas alnorte, donde afloraban los conglomerados delMaastrichtiano.

EI transite al Eoceno Medio se produjocomo una reducc ion paulatina del volumen ygrosor del material vulcanogeno que seintrodujo en la cuenca. Se paso a lasedimenracicn calcarea en aguas profu ndas,pero localmente tambien en aguas someras(Kumpera 1968, Nagy et al. 1983, IturraldeVinent 1976·77). Estos fenomc nos reflejan laextincion del magmatismo efusivo en todo e larco.

Despues que casi toda e l area del arcovolcanico paso a sedimentacion calcarea,comenz6 un procesc de levantamiento en lazona ax ial del arco a parti r del Eoceno Super ior.En la area actual de la Sierra Maestra sedepositan conglome rados (Formacion Carnarones) que hacia el norte pasan a areniscas ymargas, y aun mas al norte en calizas y margas(Forrnacicn San Luis) (Lewis y Straczek 1955).

Cuenca frontal del n coEI estudio de la evoluc ion del area qued a

incompleta si no se caracteriza brevemente lacuenca frontal de l arco . Como ya se indic6, estacuenca se sugiere que aflora act ualmente enRepublica Dominicana como la Faja PeraltaOcoa (Huebeck et al. 199 1). Dicha zona sufriodefo rmaciones progreslvas del NW al SE,


probablemente asoc iadas a la zona desubduccion. La sedimentacion estuvo caracterizada por turbidi tas, depos itos de derrumbes ydeslizamientos. as i como por olistostromas,propios de este tipo de cuencas. Estos dep6sitoscontienen fosiles de aguas profundas y restoscontemporaneos de aguas somerasredepositados.

Estas rocas estan parcialmente metamorfizadas y yacen como un prisma que buza al NNE. Las deformaciones que actualmentepresenta esta faja estan probablementevinculadas no solo a la subduccion, sino quecorresponden tambien a procesos mas tardlosrelacionados con la zona deformada situadaentre las placas del Caribe y de Norteamerica(Mann y Draper 1992).

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Tabla 1.

Ca racter isticas generales de los principales tipos de cuencas sedimentarias del Pale6geno de C uba.Distribuci6n areal en la figura 1.

C uencas super pues tas C uencas de antepais Arco volcenicopaleogentco

Subs trato Ofiolitas y vulcanitas Terreno Guaniguanico y Ofiolitas y vulcanitascretacicas plataforma de Bahamas cretacicas

Constit uci6n Secuencias de gra uvacas Clastitas calcareas y Vulcanitas, piroc lastitas y(Paleoceno-Eoc. Inf.) que cal izas hemipelagicas que grauvacas del Daniano a ltransicionan hacia transiciona n lateralmente Eoce no Med io temprano.secuenc ias carbonaticas a flysch y 01istostro mas Pluton del Eoceno Med iohemipelagicas del Eoceno ricos en c1astos de a l Super ior tempranoMedio al Superior ofio litas y vulcanitas

cretacicasMaterial clastlco Detrito redepositado de l Detr ito redepositado del Mater iales piro- y

substrato (arco extinto substrato y al6ctono de epiclastico scretacio). Pequenas ofiolita s y vulcanitas contempo raneos ycantidades de ceniza cretacicas en cantidades detritos rede positados de lvolcanica contempcranea crecientes hacia ar riba en basamento ofiolitico y

los cortes volcanicocretacicoEstructura Deformaciones leves a Deformaciones muy Deformaciones leves a

moderadas con pliegues intensas y pliegues moderada s con pliegue samplios y fa llas nonnales tumbados. Afloran como amplios y fal las norrnales.y loca lmente inverses. fajas estrechas orientadas Defo nnac iones masDeformaciones algo mas por eI rumbo de la intensas can plieguesintensas a 10 largo de estructura. Forman parte apretados y volcadosfallas transversales de de mantos a l6ctonos asoc iadas a la falladesplazami entos por el Oriente mas jovenrumbo

354


Tabla 2.Caracteristicas principales de las cuencas propias del arco vclcanico paleogenico.

Zona frontal del a rco (La Zona axial Cuenca de retroarcoEspanola) (Sierra Maestra) (Cuba nororiental)

Substrate Vulcanitas cretacicas Ofio litas y vu1canitas Ofiol itas y vulcani tas delcretacicas arco cretacico

Constituci6n Depositos muy deformados, Potente seccicn (3000-4000 Seccicn de espesoren parte metarnorfizados, metros) del Dania no tardio moderado ( 1000-2 000de caracter flyschoide y al Eoceno Medic temprano, metros) de rocas piro ycaoticos (01istostromas, compuesta par rocas epiclasticas de grano gruesoderrum bes submarinos) con efusivas (basaltos, ande- (toba-brecha) a muy finofosiles de aguas profundas sitas, dacitas, riolitas como (tobas cineriticas) y flujosy de aguas someras resedi- mantos ext rusivos, sills y piroclasticos que sementados. Foman parte de diques) intercaladas con intercalan con grauvacas,la faja Peralta-Ocoa y su rocas piro- y epiclast icas de margas y calizas. Rarosentorno en Haiti-Republica grano grueso a rnedio. flujos de basaltos. E1Dominica na grauvacas y lentes de volumen de rocas

calizas . Rocas intrusives sedimentarias aumenta alnorte y noroeste

Tabla 3.Gr upos de las rocas intrusivas del Eoceno de la Sierra Maestra.

A Segun Eguipko, Perez et al. ( 1976)

G r upo Tipos de rocas1 Gabros, gabrodioritas, diorites

piroxenicas, gabrodole ritas, gabro-diabasas, profiritas gabrodioriticas

2 Dioritas cuarclferas, tonal itas,granodioritas

3 Tonal itas leucocraticas y plagiogranitos4 Monzonitas cuarciferas leucocraticas5 Pegmatitas y granitos aplitoidcos

leucocraticos

B Segun Gya rmati (1983)

Grupo Tipos de rocas1 Aplitas y micropcgmatitas2 Granodioritas y p6rfidos

granod ioriticos3 Plagiogranit o (tona lita) y porfido

granitico4 Porfido diorito-cuarcifero y dioritas

cuarciferas5 Pcrfido dioritico y dioritas

355


Tabla 4.

Fechados K-Ar en rocas plutenlcas de la Sierra Maestra. Tomadas de varias fuentes.

Roca Localidad Edad (Ma)Granitoide Tu rquino 65 ± 16Diori ta NimaNima 58 ± 8Diorita Daiquiri 54,2 ± 5Diorita Daiquiri 49 ± 6Granodiorita Santiago 47 ± 4Plagiogranito NimaNima 46 ± 6Dior ita Daiquiri 44 ± 4Diorita Nim a Nima 4 1,6 ±5Diorita Daiquiri 39± 4

,HABANA

100 Km

Fig. 3Hdg uln·Ba,.."

.\ROO PALEOCENO · EOCENO

1=:::::::::1 AREA AXIAL I AXIAL AREA

~ REl RQARCO I BACK ARC

Nala......, Gp

(\ SAnla aara Fm~ . ~

ISLA DE LAAMNruO

CUENCAS D£ ANTEPAISmm FOR EDEEP ·FORE LAND

CUENCAS SUPERPUESTAS

~ ~GGY BACK

Figura 1. Mapa de los l~ de cuencas del Pal9ooeno-Eooeno Medlo 00 Cuba. Yea de9Cripd6nen Ia labia 1.

356


!8283 Basamento del arco

Gpo. 8 Cobre

, ,

o

,TlXquino Secci6n /

Fig . SA

N, , ,

100km

Fig. 5C

DANIAN-LOWE R EOCEN E W LCANIC ARC

Plul6n del Eoceno

Flujosde basaltos a eaceastobas, gralNscas y calizas

EZZlII1II

Tobas y tufitas con calizas, margasy grauvacas lntercaladas

cenzee . margas, tufilas yalQunasintercalaciones de grauvacas

AREA AXIAL

AREA DE RETROARCO I BACKARC AREA----~-I

,..,------------- - --1

o

- 1

- 2

1m S

BASAMENTO DE L AR

N

Figure 2. Mapa geol6gico generalizado ysecci6n transversal del arco vcrcarucodel Daniano- Eoceno Medio en Cuba orien1a1.

357


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Figura 3,1 Columnas estratign\!icas generaliladas del Maastrichtiano al Eoceno Medio de Cuba oriental,

358


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Paleoceoo

~ CALIZAS Y MAOO AS

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Jimaguavu

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Figura 3.2 CoIumnas estra ligr aficas genera lizadas del Maaslrichl iano-Eoceno Superior de Cuba cenno-este.Los nombres lormacional es son los mas aceptaocs en Ia Iiteratura geol6gica cubana ec uar.

359


Cretacco

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•

70

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Eocene

60

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50

•

•

40

5

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10 _

Eocene

9065

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35A

Figura 4 Grilfico AQP de varias muestras de los intrusivos de la Sierra Maestra y grilfico Na20+K20 vs Si~ de las

rocas plut6nicas del Crelilcico y Eoceno, tornados de Eguipko, Perez et aI. 1976 Y Eguipko, Sukar et aI. 1984.Observe que el pluton del Eocene sa asameja s610 parcialmente al del arco volcilnico del Cretilcico


NORTE

"""..'"EIocoeesmPleistoceno-.

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GAUPOEL COBRE:

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Tobas. IuIRas Varenscascon capes de calizas

Flujos y tooes andes fUcas .aglomerllOOs y arenscas

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Ande sle-basans aglome rates

Andesite. cecee. 'VParleaglomerales and 1lJ'ls

Figura 5A . Secci6ngeol6gica II trill/liS de la Sierra Maestra al oeste de Santiago de Cuba.Moditicado de l averov y Cabrera 1967 . LocaHzaci6n en las l iguras 1 y 2.

500 NORTE sm

Miocenov

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vulcanllasEoceno ln1erior

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Eoceno Superlor

ceonas

creieoco

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Figura 5B . Secci6ngeol6gica a! sur de Sierra de l Purial para mosner la pos ici6n al6ctona de lGrupo EI Cobre en Cajobabo. Modllicada de Cobiella et at (1984). LocallzaCi6n en las ligurlls 1 y 2.

OESTE ESTE

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Fm.Casl llode

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5 km

MIOCENO

~~~~~~~~~"~A~A~S~T~R ICHTIA~-PAl EOC ENO // /////// //

Figure 5C. seeeeo geol6giCa de la depreSi6n Mala , cerca de Baracoa, con Ia pos ici6n autcctona de las\/ulcanilas de l paeccerc-sccene Medio. Loca lizaci6n en Ja Figura 2, Modificado de Nagy Y BrazsnyansZky (1983 ).

361


CuencaAnlepais B

EOCENO MEDIO

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Sierra MaestraA

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PALEOCENO TARDIO

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Cuenca

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~ Basamento del arco

RXXJ Olistostromas

~ Basamento stance~

~ Calizas

~ Tierras

F·/':·.:":':j Rocas p roctastcas. ". " ,

Grauvacas

6 Vulcanitas

Figura 6. Mapas y pertiles paleogeograficos del Paleoceno y Eoceno Medio de Cuba oriental.


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