Cuba Geografica No13

Chappell et al. (2002) y Muhs et al.
(2017). Por eso se puede asumir que el
karst de la plataforma insular es posterior
a los 119000 años.
Por otra parte, los depósitos de turba
y fangos orgánicos marinos que cubren
a las calizas en la plataforma insular
fueron fechados por radiocarbono del
Holoceno, entre 6500±150 y 1220±100
años (Ionin et al., 1977), sugiriendo
que el karst es anterior a 6500 años,
probablemente 7000.
Esta karstificación, en condiciones
subaéreas, probablemente corresponde
al gran descenso del nivel del mar
de –120 metros por debajo del nivel
actual, que ocurrió durante el MIS 2
(máximo glacial Wisconsin), que se
ha fechado entre 26000 y 18000 años
atrás (Fig. 4; Chappell et al., 2002). Se
ha establecido que el nivel del mar fue
elevándose paulatinamente después
del MIS 2, alcanzando un pico máximo
hace unos 7000 años, lo que corresponde
con la edad de las turbas y los
fangos marinos.
Sin embargo, la curva de las oscilaciones
del nivel del mar durante el
Plioceno-Cuaternario demuestra que
hubo varias etapas anteriores, cuando
el nivel del mar estuvo muy alto
(máximo interglacial), seguidas por
otras etapas cuando el nivel descendió
decenas y hasta más de la centena de
metros con respecto al nivel actual
(máximo glacial). Esto significa que
existe la posibilidad de que durante
cada ascenso del nivel del mar en el
pasado se hayan depositado calizas
de aguas poco profundas, mientras
que durante cada descenso del nivel
del mar se haya desarrollado la
karstificación de todas las calizas
preexistentes en ese momento. Por esa
razón, se puede suponer que las rocas
calcáreas pre-Holoceno, que se formaron
entre los límites de la plataforma
insular y las llanuras costeras, estuvieron
sometidas a reiterados procesos
subaéreos de karstificación a partir
de su formación. En otras palabras,
durante el Pleistoceno tardío-Holoceno
(18000 a 7000 años), es posible que
se haya desarrollado una karstificación
superpuesta a otros eventos anteriores,
tal como se destaca en la figura 4, para
los últimos 200000 años.
Por ejemplo, los picos de rugosidad
del paleokarst de la plataforma pudieran
estar constituidos por calizas de
la Formación Vedado o más antiguas
(Fig. 2, tramos en rojo), ya que las
calizas de la Formación Jaimanitas
pudieron haber sido eliminadas en
muchas localidades por los factores del
intemperismo químico-físico.
un proxi emergido
del karst enterrado
Para comprobar algunas de las
suposiciones adelantadas en párrafos
anteriores se pueden aprovechar como
referencia los procesos de intemperismo
y karstificación que se presentan en
las costas rocosas, ya que estos pueden
tener paralelos con los procesos del
karst ocurridos en la plataforma insular
cuando esta estuvo emergida.
En muchas de estas costas existe una
llanura abrasiva y abrasivo-acumulativa,
muy baja, plana, karstificada, hasta
una altura de 5 a 7 metros (Portela et
al., 1987; Acevedo-González, 1967;
Núñez Jiménez, 1984, 2012). Sin embargo,
solo será posible tener un verdadero
escenario del karst enterrado
y sumergido en la plataforma insular
cuando se hagan investigaciones con
métodos modernos de más precisión.
En los párrafos siguientes se caracterizan
algunos paisajes de las superficies
emergidas, los cuales se pueden
considerar como un espejo emergido
de los paisajes de la plataforma insular
enterrados bajo sedimentos del
Holoceno.
La figura 5 muestra la llanura costera
emergida al oeste de la bahía de
Santiago de Cuba después del paso
del huracán Sandy, cuando fue batida
por fuertes marejadas y el mar alcanzó
hasta las uvas caletas, donde se depositó
una barra de tormenta. Nótese
que más al oeste hay un sector donde
la superficie está más elevada y el mar
no pudo penetrar. Este tipo de evento
debió ocurrir numerosas veces mientras
el nivel del mar ascendía desde
–120 metros hasta la altura de la plataforma
(<30 metros).
Al respecto es importante indicar
que este ascenso del nivel mar no fue
lineal, sino una sucesión de estadios
de reposo y formación de terrazas, y
estadios de ascenso rápido por causa
del derretimiento de los hielos, hasta
alcanzar otro nivel más alto. Durante
cada estadio de estabilidad del nivel
del mar hubo eventos de abrasión y
formación de playas de tormenta tal
como ilustra el paisaje de la figura 5.
Ionin et al. (1977) detectaron al menos
nueve niveles de terrazas sumergidas
en el talud de la plataforma insular.
Otro detalle interesante de las costas
abrasivas como esta es la presencia
de bloques arrancados por la fuerza
del mar y arrastrados hasta más de 50
metros tierra adentro. Estos huracanolitos
pueden constituir algunas de
las irregularidades del fondo marino
de la plataforma detectadas mediante
el perfilaje sismoaústico (Fig. 6).
Esta imagen también muestra el
microrrelieve kárstico, consecuencia
de una combinación del espray salino,
las salpicaduras por oleaje y la penetración
del mar durante las marejadas.
Sobre estas superficies también
se observan cauces de desagüe que a
menudo se abren a lo largo de grietas
en las calizas y funcionan sólo después
de que la superficie ha sido inundada.
Otro detalle a destacar es que la superficie
abrasiva de las calizas muestra
los indicios de que ha sido desbastada
por el oleaje. En ella los corales están
cortados y hay depósitos areno-gravosos
contemporáneos que funcionan
como abrasivos al moverse con el
oleaje y las corrientes (Fig. 7).
El siguiente aspecto a considerar es
la existencia de superficies abrasivas
donde se han eliminado más de 10
metros de espesor de calizas, como
ilustra el ejemplo de la faja costera
entre Bacunayagua y Santa Cruz del
Norte, en la costa norte de Mayabeque
(Fig. 8). Esta planicie abrasiva
alcanza hasta 1 km de ancho a lo largo
de la costa. Por el sur colinda con un
farallón vertical de calizas de la Formación
Güines. En las fotos se observan
dos terrazas marinas emergidas,
la superior labrada en las calizas de
la Formación Vedado del Pleistoceno
inferior a medio, y la inferior en las
calizas del Pleistoceno superior de la
Formación Jaimanitas. El amplio espacio
vacío dejado en el paisaje,
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