Máster de Ingeniería de los Recursos Naturales TRABAJO FINAL DE MASTER PATRIMONIO GEOLOGICO Y MINERO DE LA REPUBLICA DOMINICANA Héctor Freddy Santana Castillo Manresa, Junio, 2012 Tutores: Dr. David Parcerisa y Dra. Pura Alfonso AGRADECIMIENTOS Al Estado Dominicano en nombre de su Presidente Dr. Leonel Fernández Reyna por la extraordinaria política iniciada hace ya varios años, para que jóvenes estudiantes sin importar la clase social a la que pertenezcan, puedan formarse y capacitacitarse a través del programa de becas de estudio que lleva a cabo el Ministerio de Educación Superior Ciencia y Tecnología (MESCYT), gracias por haberme facilitado esta beca de estudio para cursar el Máster de Ingeniería de los Recursos Naturales en España. A la Corporación Dominicana de Empresas Eléctricas Estatales (CDEEE) por brindarme la oportunidad de estudiar en el extranjero y poder capacitarme en todo momento, en especial a todos mis superiores y compañeros de trabajo por el apoyo brindado. Gracias en especial a su vicepresidente ejecutivo Lic. Celso Marranzini. A la Escuela Politécnica Superior de Ingeniería de Manresa, de la Universidad Politécnica de Cataluña (UPC), por recibirme y brindarme todos los conocimientos adquiridos, gracias a todos los profesores. Al Servicio Geológico Nacional de la Republica Dominicana y a la Sociedad Geológica Dominicana por toda la colaboración prestada. A mi familia quienes en todo momento me brindaron su confianza y apoyo incondicional en los momentos más difíciles de mi vida, especialmente a mis hijas Brendy y Laisha las amo con todo mi corazón mis niñas linda. A mis asesores de tesis Dra. Pura Alfonso Abella y Dr. David Parcerisa por toda la ayuda brindada, el esfuerzo y la confianza depositados en mi para la realización de este trabajo muchas gracias maestros. 2 INDICE 1. INTRODUCCION ...............................................................................................................................5 2. MARCO GEOLÓGICO DE LA REPUBLICA DOMINICANA ..........................................................7 3. TECTÓNICA DE LA REPUBLICA DOMINICANA ..........................................................................9 3.1 FALLA DE LA ESPAÑOLA................................................................................................................ 10 3.2 OTRAS FALLAS IMPORTANTES........................................................................................................ 11 4. MINERÍA DE LA REPUBLICA DOMINICANA .............................................................................14 5. OBJETIVOS Y METODOLOGIA .....................................................................................................16 6. CONTEXTOS GEOLOGICOS Y MINEROS DE LA REPUBLICA DOMINICANA .......................18 6.1 CONTEXTO SIERRA DE NEIBA........................................................................................................ 18 6.1.1 L.I.G. Caño Ramillo, Sedimentos Lacustres Cuaternario ....................................................... 21 6.1.2 L.I.G. La Unidad del Manguito en el Río Manguito ............................................................... 22 6.2 CONTEXTO KARST TROPICAL EN REPUBLICA DOMINICANA ........................................................... 23 6.2.1 L.I.G. El Karst de Los Haitises .............................................................................................. 25 6.3 CONTEXTO GEOLÓGICO EL ÁMBAR DE REPUBLICA DOMINICANA.................................................. 29 6.3.1 L.I.G. El Ámbar de Yanigua .................................................................................................. 31 6.3.2 L.I.G. Puerto Plata (El Ámbar Azul) ...................................................................................... 33 6.4 CONTEXTO CORDILLERA CENTRAL................................................................................................ 35 6.4.1 L.I.G. Formación Basaltos de Pelona-Pico Duarte ................................................................ 38 6.4.2 L.I.G. Complejo Duarte ......................................................................................................... 39 6.5 CONTEXTO CORDILLERA SEPTENTRIONAL..................................................................................... 40 6.5.1 L.I.G. Terreno Tectónico Puerto Plata -Pedro García – Cordillera Septentrional ................. 42 6.6 CONTEXTO CORDILLERA ORIENTAL (SIERRA DE EL SEIBO) .......................................................... 43 6.6.1 L.I.G. El Piedemonte de la Cordillera Oriental ..................................................................... 45 6.7 CONTEXTO SIERRA DE BAHORUCO ................................................................................................ 46 6.7.1 L.I.G. Minas de Larimar (Sierra de Bahoruco) ...................................................................... 48 6.7.2 L.I.G. Yacimientos de Bauxita (Sierra de Bahoruco).............................................................. 49 6.7.3 L.I.G. El Hoyo de Pelempito .................................................................................................. 51 6.8 CONTEXTO SIERRA DE YAMASÁ ..................................................................................................... 52 6.8.1 L.I.G. Minas de Pueblo Viejo................................................................................................. 53 6.8.2 L.I.G. Minas de Ferroníquel (Falcondo, Bonao) .................................................................... 55 6.9 CONTEXTO VALLE DEL CIBAO ....................................................................................................... 56 6.9.1 L.I.G. Depósitos Hidrogeológicos del Valle del Cibao ........................................................... 59 6.10 CONTEXTO VALLE DE SAN JUAN ................................................................................................. 60 6.10.1 L.I.G. Unidad de Catanamatías ........................................................................................... 61 6.11 CONTEXTO HOYA DE ENRIQUILLO............................................................................................... 62 6.11.1 L.I.G. Lago Enriquillo ......................................................................................................... 64 6.12 CONTEXTO SIERRA DE MARTIN GARCÍA ...................................................................................... 65 6.12.1 L.I.G. Formación Trinchera en el talud de la carretera de Azua a Barahona ....................... 67 6.13 CONTEXTO CUENCA DE AZUA...................................................................................................... 68 6.13.1 L.I.G. Salinas de Punta Vigía .............................................................................................. 69 6.13.2 L.I.G Litoral de Puerto Tortuguero...................................................................................... 69 6.14 CONTEXTO ARRECIFES DE CORAL FÓSILES Y ACTUALES ............................................................. 70 6.14.1 L.I.G. Arrecifes de Coral en el Parque Nacional Jaragua .................................................... 72 7. CONCLUSIONES .............................................................................................................................74 BIBLIOGRAFIA ...................................................................................................................................76 3 ANEXO 1 ...............................................................................................................................................82 ANEXO 2 ............................................................................................................................................. 100 4 1. INTRODUCCION El Patrimonio Geológico y Minero de una región puede definirse como el conjunto de lugares que pueden considerarse de un alto interés desde el punto de vista de la geología y la minería y que se pueden relacionar, en ocasiones, con otros valores patrimoniales (históricos, culturales…). Evidenciar el valor patrimonial implica la necesidad de conservar los restos de actividad minera y la Geodiversidad de una zona y divulgarlos ante la comunidad como evidencia de las raíces naturales de ese lugar. El patrimonio geológico constituye el conjunto de recursos naturales no renovables de valor científico, cultural o educativo, ya sean formaciones y estructuras geológicas, formas del terreno o yacimientos paleontológicos y mineralógicos, que permitan reconocer, estudiar o interpretar la evolución de la historia geológica de la Tierra y los procesos que la han modelado (Gallego y García 1996). En este trabajo se describen los elementos que a nuestro entender pudieran ser los más destacados del Patrimonio Geológico y Minero de la Republica Dominicana. Este país se encuentra en la isla del Caribe denominada Hispaniola o Isla de la Española, nombre que le fue dado por los españoles, aunque en la actualidad se llama Isla de Santo Domingo. Esta isla esta compartida por dos países, la Republica Dominicana, al este, y Haití, al oeste. Nos referiremos a la isla por completo cuando hablemos de sus orígenes geológicos, no así en el aspecto minero. Para la protección del medio ambiente que nos rodea es necesario realizar un inventario de los elementos que integran su patrimonio geológico y minero. De este modo procederemos en el caso de la Republica Dominicana. El Potencial Minero de la República Dominicana, está sustentado por su gran riqueza de minerales metálicos y no metálicos. Posee reservas de oro, plata, níquel sal, yeso, bauxita, ámbar, Larimar, calizas, etc. Muchas de estas reservas han sido o están en explotación. La tradición minera de la Republica Dominicana viene ya desde los tiempos iniciales de la colonización española. La mina más antigua de América es la de Pueblo Viejo que se encuentra en este país. Este trabajo tiene como finalidad dar a conocer los principales Contextos Geológicos de la República Dominicana teniendo en cuenta su valor geológico, paleontológico y minero; Pretende así sentar las bases para la futura catalogación del patrimonio 5 Geológico y Minero de la Republica Dominicana para, posteriormente, proceder a la catalogación de los Lugares de Interés Geológico teniendo en cuenta los Contextos Geológicos definidos en este trabajo. Esta labor deberá ser desarrollada en un futuro por el Servicio Geológico de la República Dominicana. Los Servicios Geológicos son Organizaciones Nacionales que velan por la actualización del conocimiento Geológico y Ambiental de su territorio. En la Republica Dominicana existe el Servicio Geológico Nacional (SGN), es el organismo autónomo adscrito al Ministerio de Economía, Planificación y Desarrollo del estado dominicano encargado de salvaguardar todo lo concerniente al Sistema Geológico Dominicano y fue creado mediante la ley No. 50-10. Entre sus funciones está. 1. Generar, ordenar y difundir información sobre el conocimiento geológico del territorio Nacional y de los procesos que han condicionado su formación. 2. Elaborar la Carta Geológica Básica de la República Dominicana y las Cartas Temáticas que la complementan: de recursos minerales, geotécnica, geomorfológica con orientación a los riesgos geológicos, metalogenética geoquímica, y de la Geodiversidad, entre otras. 3. Realizar inventarios de los recursos minerales con que cuenta el país. 4. Generar y procesar informaciones geológicas-mineras, para propiciar el uso racional de los recursos no renovables. 5. Identificar e investigar los riesgos geológicos para contribuir a determinar y mitigar sus efectos sobre la población y el ambiente. 6. Propiciar investigaciones de las características geológicas del litoral, la plataforma y aguas periféricas del país y sus posibles recursos minerales. 7. Recomendar como áreas del Patrimonio Natural, zonas o localidades específicas que se consideren de interés, para la defensa y conservación del Patrimonio Geológico. 8. Fomentar y participar en el desarrollo del programa de formación en el área de Recursos naturales a todos los niveles educativos y orientados hacia el público en general. 6 2. MARCO GEOLÓGICO DE LA REPUBLICA DOMINICANA El origen de la isla de la Hispaniola, se remonta a la segunda etapa del período Cretácico de la Era Secundaria, cuando comenzó el proceso de ascenso de la isla debido al fenómeno de subducción de la placa norteamericana que se incrustó por debajo de la placa del Caribe, avistando los primeros vestigios representados por los sistemas montañosos más antiguos (Vaughan et al., 1922). Entre el Paleoceno y el Plioceno, de la Era Terciaria, se formaron los demás sistemas montañosos de la isla, formándose un archipiélago compuesto por tres islas alargadas y separadas entre sí por dos canales marinos. En la medida en que seguía el levantamiento de la isla, entre los últimos períodos de la Era Terciaria y el Pleistoceno, surgieron los valles y las llanuras costeras de toda la isla y desapareció el canal marino que se extendía entre las actuales bahías de Neiba y de Puerto Príncipe. Como consecuencia de ello se produjo la fusión de las tres islas originales (Lengweiler, 1939). Figura 1. Mapa Geológico de la Española o Hispaniola (Escuder-Viruete, 2002). 7 En este período también desapareció el otro canal marino, dando paso el Valle del Cibao, retirándose también las aguas que ocupaban los espacios de los antiguos lagos, convirtiéndose los valles. Esto permitió la deposición de materiales aluviales apostados por los ríos y arroyos más grandes; y por la acción gravitatoria contribuyendo a la formación de abanicos y terrazas aluviales al pie de los sistemas montañosos, dando origen a suelos aluviales, sedimentarios y lacustres de origen marino. La Geología de la Isla de La Española es el resultado de un proceso de convergencia oblicua, entre la Placa Norteamericana y el arco-isla Cretácico caribeño, que termina en colisión (Fig. 1 y Anexo 2). La Española, situada en la parte norte de la Placa del Caribe, comprende varios dominios separados por fallas de desgarre, constituidos por rocas magmáticas, metamórficas y sedimentarias, de edad jurásica y cretácica, que se formaron en un contexto interoceánico y de arco-isla. Estas rocas están cubiertas por otras dominantemente sedimentarias de edad eocena a la actualidad, que postdatan la actividad del arco-isla y registran el período colisional, con deformación dominante en régimen de transpresión (Small, 1948). La República Dominicana contiene rocas de arco-isla, del antearco y del trasarco, junto con rocas metamórficas de alta presión y otras unidades colisiónales. Los complejos de alta presión con eclogitas, esquistos azules y melanges ofiolíticas, que afloran en la Cordillera Septentrional y en la Península de Samaná forman parte de la cuña colisional extrusiva que se forma entre la Placa Norteamericana y la Placa del Caribe. La placa del Caribe, sobre la que se asienta la isla, se mueve en dirección Sureste, y es empujada y levantada leventemente por la placa de Norteamérica debido a su movimiento convergente de subducción, El margen Norte de la Placa del Caribe ha evolucionado desde constituir un límite controlado por subducción en el Eoceno, a ser hoy, un límite dominado en gran parte por movimientos hacia el Este de la Placa del Caribe en relación con Norteamérica. Dos grandes fallas geológicas submarinas, que forman parte del límite Norte de la placa del Caribe, bordean la Isla de Santo Domingo: la falla Bartlett al sureste de Cuba y Noroeste de La Hispaniola, con 6 kilómetros de profundidad, y la de Puerto Rico o Milwaukee, ubicada al nordeste de la Isla con 800 kilómetros de longitud y 8.6 kilómetros de Profundidad (Vaughan et al., 1922). 8 3. TECTÓNICA DE LA REPUBLICA DOMINICANA Una de las características más importantes de la geología de la República Dominicana es la acreción de unidades tectónicas, o terrenos, compuesta por una gran variedad de rocas ígneas y sedimentarias de edad Jurásica y Cretácica. (Escuder-Viruete et al., 2004). La geología de la República Dominicana resulta en gran medida de la sucesiva acreción de unidades tectónicas de afinidad oceánica a lo largo del Mesozoico y su colisión final con el margen meridional del continente Norteamericano en el Eoceno Medio-Superior (Donnelly et al., 1990; Lewis y Draper, 1990; Draper y Lewis, 1991). La isla de La Hispaniola sobre la cual está la República Dominicana se encuentra ubicada en la placa Tectónica del Caribe que presenta un movimiento de traslación como cuerpo rígido de 20±2 mm al año, en dirección suroeste- noreste (70°); sus bordes contactan: al Norte con la Placa de Norte América, al Sur con la Sudamérica, al Oeste con la de Nazca y al Este el Fondo Oceánico del Atlántico. Debemos notar que hay deslizamientos trascurrentes entre la Placa del Caribe y las de Norte y Sudamérica, mientras que las placas de Nazca al Oeste y el Fondo Oceánico del Atlántico al Este se introducen por debajo de la placa del caribe lo que genera zonas de subducción, que a su vez son las que producen el vulcanismo en las costas de América Central y en el arco de Islas de la Antillas Menores. Las enormes temperaturas reinantes provocan su fusión y las altas presiones que actúan sobre ella eventualmente hacen salir violentamente este fundido en forma de erupción volcánica (Reilly Pérez, 2004). El movimiento causante de la dislocación puede tener diversas direcciones: vertical, horizontal o una combinación de ambas. En las masas montañosas que se han alzado por movimiento de fallas, el desplazamiento puede ser de miles de metros y muestra el efecto acumulado, durante largos periodos, de pequeños e imperceptibles desplazamientos, en vez de un gran levantamiento único. Sin embargo, cuando la actividad en una falla es repentina y brusca, se puede producir un gran terremoto, e incluso una ruptura de la superficie terrestre, generando una forma topográfica llamada escarpe de falla. (Escuder-Viruete et al., 2011) La República Dominicana ha sido dividida en varios terrenos tectonoestratigráficos en base a su diferente historia geológica, yuxtapuestos tectónicamente por zonas de 9 desgarre de dirección ONO-ESE que comenzaron su actividad en el Eoceno: la Zona de Falla Septentrional (ZFS), de La Española (ZFLE), la cual puede considerarse de gran importancia, de Bonao-La Guácara (ZFBG), de San Juan-Restauración (ZFSJR) y de Enriquillo-Plantain Garden (ZFEPG) (Figs. 2 y 3) ( Pérez-Estaún et al., 2007). 3.1 Falla de la Española Una descripción geológica básica de la Isla de La Española muestra la existencia de una falla importante que limita dos dominios, al Norte y Sur de la Isla, que en el JurásicoCretácico Inferior estaban muy alejados, la Falla de La Española, Los mapas areomagnético y gravimétrico la ponen claramente de manifiesto (García-Lobón y Ayala, 2010; Pérez-Estaún et al., 2007). La falla separa dos cortezas con historias geológicas distintas desde el Jurásico al Eoceno. Así, durante el Cretácico Inferior, en las unidades del Norte estaba presente un arco isla primitivo (Fm Los Ranchos, con boninitas y Toleitas de arco-isla; (EscuderViruete et al., 2007), mientras que al sur y en ese mismo tiempo se ha identificado una meseta oceánica formada sobre un océano previo (Escuder-Viruete et al., 2006, 2007). Ambas unidades, cuya posición original no es conocida, quedaron unidas en el Eoceno tras el desplazamiento principal a lo largo de la Falla de La Española. Durante el Cretácico Superior se reconoce, al sur de la Falla de La Española, el Arco Isla Caribeño; Éste es un arco maduro, calcoalcalino principalmente y con una evolución compleja (Escuder Viruete et al., 2002); Está bien representado en la Cordillera Central, mientras que al norte, y en este mismo tiempo, se identifica una cuenca sedimentaria (con alguna participación volcánica), que puede interpretarse como una cuenca de antearco por sus características relativas a la fuente de los sedimentos y al gran espesor de la secuencia (García-Senz et al., 2007a). La Falla de La Española afecta a rocas eocenas y oligocenas tempranas, pero los sedimentos del Oligoceno Superior se llegaron a depositar discordantemente sobre ella en la parte que limita con el valle del Cibao (Contreras et al., 2004). Posteriormente presenta alguna actividad menor, sobre todo en el trazado de la falla que va de Loma Caribe (Bonao) al aeropuerto de Las Américas (Santo Domingo). (Pérez-Estaún et al., 2007). Un corte geológico a través de la zona de falla de La Española completado con el estudio cinemático de las fallas, ha permitido concluir que se trata de una estructura en 10 flor positiva con una componente de cizalla inversa. Las superficies de falla convergen en profundidad y tienen una componente de falla inversa hacia los dos límites externos de la zona de falla, dando lugar a una estructura bastante simétrica, con una elevación general de la zona central que permite el afloramiento de rocas más profundas y metamórficas a ambos lados de la falla (Pérez-Estaún et al., 2007). 3.2 Otras fallas importantes Fruto de la actividad tectónica tenemos en la isla de La Hispaniola varios sistemas de fallas, a parte de la Falla de la Española. Al norte el de la Falla de La Hispaniola dentro del mar que es el borde de placa antiguo donde está ubicada la Trinchera de Puerto Rico (Fosa de Milwaukee) y la Falla Septentrional borde de placa activo en el norte, que penetra a la isla por la Bahía de Manzanillo y continua en la parte sur de la Cordillera Septentrional saliendo por la Bahía de Samaná, con una longitud superior a los 300 Km (Fig. 2). Esta falla es similar a la de San Andrés en California. El otro sistema esta situado al Sur de la Isla, el cual penetra por el sur de Haití continuando por San Juan y Ocoa, llegando al Mar Caribe hasta la Fosa de los Muertos, al Sur de Santo Domingo, San Pedro de Macorís y La Romana (Reilly Pérez, 2004). La falla de Enriquillo es una importante falla, con un desplazamiento izquierdo estimado en 30-50 km presenta a lo largo de la península meridional de Haití un trazado E-O con curvaturas restrictivas al movimiento, escarpes, desplazamientos de la red de drenaje y elevaciones de arrecifes subactuales. En la República Dominicana la superficie de la falla discurre bajo el Lago Enriquillo y es paralela al escarpe de la Sierra de Neiba. Más hacia el este comienzan las estructuras en relevo y los puentes hasta su desaparición en la cuenca de Azua (Hernáiz Huerta et al., 2007b). Además de estos importantes sistemas de fallas existen otras fallas internas, como son las de Bonao, Hatillo, Camú, Guázara, San Juan-Restauración etc., que tienen capacidad de producir eventos menores, pero que localmente pueden producir daños importantes (Fig. 2). Estas fallas que hemos mencionado han sido las responsables de producir los Terremotos catastróficos que han ocurrido en la isla, de los cuales a partir del año 1500 11 tenemos noticias, por los reportes oficiales y eclesiásticos que se hacían a la Corona Española. Las crónicas indican que cada 70±10 años ocurre un Terremoto Catastrófico en La Hispaniola y no hay ninguna razón para esperar que ese comportamiento no se mantenga. El último Terremoto importante fue de magnitud 8.1 el 4 de agosto de 1946, que fue uno de los más grandes del siglo en toda la Tierra. Este produjo maremotos, y muchos daños materiales, así como pérdidas de vidas. La comunidad de Matancitas en Nagua, prácticamente desapareció como consecuencia del Maremoto. Sin embargo, la Republica Dominicana carece de memoria sísmica, ya que un gran segmento de la población no había nacido o no puede recordarlo ya que han pasado 56 años desde que ocurrió. Esta situación produce un falso sentimiento de seguridad o de país asísmico. Cada cierto tiempo se sienten pequeños sismos, que nos están avisando que debemos estar preparados para cuando venga ese gran sismo, que podemos evitar sea catastrófico (Reilly Pérez, 2004). Estudios realizados mediante imágenes de satélite y mediciones con el sistema GPS (Global Positioning System), encontraron que la distribución interna del desplazamiento de la placa del Caribe (20±2 mm/año) entre los sistemas de fallas, establece que la Falla Septentrional acumula desplazamientos de 8±2 mm/año, La Falla Hispaniola de 5±1 mm/año y el sistema del Sur de 8±1 mm/año. Estas tasas de desplazamiento de las fallas le dan potencial para producir sismos de magnitud mayores a 6.5, Un caso muy especial lo constituye la falla Septentrional, donde se ha verificado por estudios paleosísmicos realizadas por la Universidad de Texas en excavaciones de trincheras que la cruzan, que esta tiene más de 800 años sin que haya roto la corteza terrestre, acumulando desplazamientos elásticos de aproximadamente 4 metros, que son suficientes para producir un evento de magnitud mayor de 8 en la zona del Cibao. Como referencia el sismo de México del 1985 fue magnitud 8, pero a más de 400km de Ciudad México, mientras que este seria a menos de 100Km de cualquier pueblo del Cibao, como lo son Santiago, La Vega, Moca, San Francisco de Macorís, etc (Reilly Pérez, 2004). 12 Figura 2. Fallas Geológicas de la Española o Hispaniola (Centro de Operaciones de Emergencia de la República Dominicana, 2009) Figura 3. Mapa de las principales fallas en la isla de Santo Domingo (Escuder Viruete. et al., 2007) 13 4. MINERÍA DE LA REPUBLICA DOMINICANA La República Dominicana ha sido sede de la industria minera más antigua de América. Tuvo sus inicios durante las primeras expediciones dirigidas por Cristóbal Colón en el siglo XV. Incluso, en las ruinas de la Villa de La Isabela, en la provincia de Puerto Plata, existe un museo con ejemplares de las herramientas originales usadas por los españoles en las primeras excavaciones de carácter minero que hicieron en la zona y, por naturaleza, fueron las primeras en América. No debemos obviar que la mayoría de las ciudades más antiguas, como Santo Domingo, Santiago y La Vega, tuvieron su inicio debido a los descubrimientos de depósitos de oro en varios ríos importantes de la isla (Ostensson, 1995). La minería o industria extractiva en República Dominicana toma cada día más auge. El espacio que ocupan las exportaciones de minerales es de indiscutible importancia. El país ha demostrado ser depositario de importantes yacimientos o reservas de oro, plata, níquel, bauxita, caliza, sal, Larimar y otros minerales, entre los que está el petróleo, el cual aún permanece en etapa exploratoria. Estas bondades de la naturaleza son riquezas por las cuales hay que dar cuentas. Sin embargo, la historia ha demostrado que el hecho de ser un país rico en recursos naturales no implica que los ciudadanos lo sean en esa misma medida (Sagawe, 1989). El aporte de la actividad minera al empleo es apreciable; en 2007 generó alrededor de 6.000 empleos directos. En adición a unos 2.500 empleos directos que suma la pequeña minería, se estima que el sector en su conjunto aporta alrededor del 0.2% del empleo total nacional y cerca del 2.6% del empleo industrial. Las remuneraciones del personal ocupado en el sector minero son superiores en un 12% al promedio nacional debido a los factores de riesgo y distancias asociados al desarrollo de esta actividad (López, 2010). En 2010, el sector tuvo una producción de 2.698 millones de RD$ (53.96 millones €), lo cual equivalía a tan sólo el 0.1% del PIB. Esta participación queda muy atrás cuando se toma en cuenta que en el período 2000-2007, el aporte del sector al PIB promedió 0.81%, registrando la máxima participación porcentual (2.3%) en 2006 y 2007. Los mejores tiempos de la minería dominicana fueron las décadas de los 70s y los 80s del siglo XX, cuando la participación porcentual en el PIB promedió 4.6% y 3.6%, respectivamente. Sin embargo, hay expectativas que el aporte sectorial al PIB registre 14 una recuperación significativa con el reinicio de la explotación de la mina de oro de Pueblo Viejo, a partir de 2011. Las provincias donde la producción minera ha tenido un impacto significante, tanto en creación de riqueza como de empleos, han sido Monseñor Nouel, Sánchez Ramírez y Pedernales, aunque también explotaciones en otras provincias. En República Dominicana, la industria minera está constituida, principalmente, por las actividades extractivas de ferroníquel, oro, plata, cobre, yeso, sal, arcilla y minerales industriales (caolín, feldespato, arenas silíceas y otras). Además, incluye las actividades de pequeña minería y minería artesanal: calizas, yeso, Larimar, ámbar otras gemas, y otros materiales. Algunos de ellos se explotan ampliamente a pesar que la Ley Minera no permite su explotación, como son principalmente la arena y grava. Los rubros con mayor peso en el valor agregado de la actividad minera son oro, plata, ferroníquel, arena, grava y gravilla, yeso, caliza y mármol (López, 2010). A continuación presentamos un mapa con las principales concesiones mineras de la Republica Dominicana (Fig. 4) Figura 4. Mapa de Concesiones Mineras (Dirección General de Minería Republica Dominicana, 2012) 15 5. OBJETIVOS Y METODOLOGIA El principal objetivo de este trabajo consiste en realizar un estudio para establecer un inventario sobre los elementos más sobresalientes del patrimonio geológico y minero de la Republica Dominicana. Teniendo en cuenta la complejidad del territorio dominicano, será un reto dejar plasmado el potencial del Patrimonio Geológico y Minero de este país. En este proyecto escogeremos una metodología que no solo se refiera a la selección de los Lugares de Interés Geológico (LIGs), sino que se plantea definir los Contextos Geológicos de la Republica Dominicana y seleccionar, a modo de ejemplo, algunos de los LIGs más representativos e ilustrativos de cada uno de ellos. Esta metodología se basa en los criterios utilizados por el Instituto Geológico y Minero de España en la confección del Inventario de Lugares de Interés Geológico de España (García-Cortés, 2008) y en la revisión de la bibliografía geológica de la República Dominicana (Anexo 1). La estructura de este trabajo intenta seguir la evolución geológica de la Republica Dominicana, a partir de imágenes y relatos correspondientes a algunos de los momentos y procesos más relevantes ocurridos, y que han quedado registrados en la geografía dominicana. La ordenación temática está basada en la cronología de los eventos geológicos seleccionados y en el significado e importancia, en cada caso, del carácter estratigráfico, geomorfológico, paleontológico, tectónico o minero de los contextos estudiados. Cada uno de ellos contiene una descripción general y significado Geológico acompañado, a modo de ejemplo, de una breve explicación de los lugares de interés Geológico más relevantes. Este Concepto clave de contexto se refiere a cualquier elemento geológico regional, evento tectónico, metalogenético o de cualquier otra naturaleza, serie estratigráfica, asociación paleobiologica etc. Los puntos de interés geológicos no son escogidos de forma aislada, sino que la selección de los puntos de interés Geológico se ve orientada por su representatividad dentro del contexto Geológico abordado (García-Cortés, 2008). En las nuevas sociedades del mundo va creciendo a todos los niveles la conciencia social y la sensibilidad hacia la conservación y utilización del patrimonio, sea éste entendido en su vertiente de patrimonio natural (geológico) o en su aspecto de 16 patrimonio histórico-cultural (minerometalúrgico). Las tendencias conservacionistas son hoy un hecho palpable en lo que se refiere por ejemplo a la historia de la minería, actividad que data desde la época colonial de antigüedad en la Republica Dominicana, que es pionera en Latinoamérica por las grandes explotaciones mineras de Pueblo Viejo. La absoluta necesidad de la conservación del patrimonio geológico radica precisamente en que en él han quedado registrados los procesos acaecidos en al menos los últimos cuatro mil quinientos millones de años y que el conocimientos de estos procesos es imprescindible para buscar y encontrar las causas y consecuencias de la evolución de los continentes y océanos, de los procesos naturales de carácter catastrófico, de los cambios climáticos, del origen de la vida, y de su evolución posterior, además de este valor científico, su divulgación y su uso didáctico o educativo redundara en un mayor grado de conocimiento del hombre acerca de la importancia y el significado de estos aspectos y es la mejor garantía de respeto hacia el medio geológico y de su conservación para generaciones futuras. En este trabajo se han seleccionado y descrito los contextos geológicos y, dentro de éstos, sus lugares de interés geológico más representativos de la Republica Dominicana. Éstos Lugares de Interés Geológico (L.I.G.), bien pudieran ser algunos puntos considerados como patrimonio geológico y minero característico de la región a estudiar, y que pueden representar en un momento determinado un patrimonio regional (GarcíaCortés, 2008). Atendiendo a estas consideraciones, se puede definir un Lugar de Interés Geológico (L.I.G.), como un recurso natural no renovable, donde se reconocen características de especial importancia para interpretar y evaluar los procesos geológicos que han actuado en un área. En este sentido, es conveniente la realización de un inventario de Lugares de Interés Geológico dignos de medidas de protección y aprovechamiento con fines divulgativos, educativos o turísticos. Por tanto, contenido, posible utilización y nivel de significado definen un L.I.G., que puede corresponder a un punto, un itinerario o un área. Los Contextos Geológicos más sobresalientes a nuestro entender en la Republica Dominicana se expondrán en los siguientes capítulos de este trabajo. 17 6. CONTEXTOS GEOLOGICOS Y MINEROS DE LA REPUBLICA DOMINICANA 6.1 Contexto Sierra de Neiba La Sierra de Neiba está separada de la cordillera Central por el valle de San Juan, y de la sierra de Bahoruco por el valle de Neiba y al Norte-Nordeste por el lago Enriquillo, está ubicada al suroeste de República Dominicana. Tiene una extensión, en territorio dominicano, de aproximadamente unos 100 kilómetros, desde la frontera hasta el río Yaque del Sur (Fig. 5). En Haití continúa en las montañas de Trou d’Eau y cadena de Matheaux. Su extremo oriental hace un viraje hacia el Sur y forma la sierra de Martín García, que se hunde en el mar Caribe. La sierra de Neiba es del período Eoceno de la era Terciaria, limitada al norte y al sur por grandes fallas tectónicas (Hernaiz Huerta et al., 2007a). Figura 5. Foto de satélite, con la Sierra de Neiba, ubicada dentro de la zona señalada (Google Maps/republica Dominicana, 2012) La Sierra de Neiba se localiza en el tercio occidental de la República Dominica, en su parte central, donde emerge como un gran anticlinorio de calizas cabalgante sobre las cuencas de San Juan y Enriquillo Presenta altitudes medias por encima de los 1.000 m, que en su eje central superan los 2.000 m (por ejemplo, 2.279 m en el firme de Sabana de El Silencio; 2.113 m, en torno a las lomas de La Víbora, La Laguna y Loma en Medio). 18 La estructura de la sierra consiste en grandes antiformes de semi-longitud de onda kilométrica, con directrices cambiantes de NO-SE a E-O e incluso ENE-OSO, doble inmersión y una disposición en relevo escalonada en sentido dextrógiro. Están limitados por cabalgamientos y cizallas de alto ángulo y por una intensa fracturación transversal u oblicua. Los sinclinales tienen los flancos septentrionales cabalgados por los anticlinales contiguos, formando estrechas bandas ocupadas generalmente por la Fm Sombrerito. (Mann et al., 1999). La Sierra de Neiba integra una extensa cadena de montañas de hasta 2.176 metros de altura, divididas en su parte central por un área de valles profundos, terrazas y fallas de muy difícil acceso. Las pendientes en la mayor parte de la sierra son muy pronunciadas, sobrepasando en su mayoría el 40% de inclinación. La formación geológica está constituida mayormente por calizas del Terciario por lo que, a causa de una rápida infiltración de las aguas, existen pocos ríos superficiales (Díaz de Neira et al., 2007). Desde esta zona central se produce una pérdida de más de 2.000 m de cota en 10-14 km de distancia, hasta los 0-10 m.s.n.m. de la planicie del valle de Enriquillo. En la vertiente septentrional, la pérdida de cota no es tan brusca al enlazar con los valles de Vallejuelo o El Cercado, depresiones situadas a cotas de 550-650 m en el interior de la Sierra de Neiba que se abren al norte hacia el valle de San Juan (400-500 m.s.n.m.). En el relieve de la sierra de Neiba se observan fenómenos cársticos, los que originan un drenaje subterráneo. Igualmente se descubren conos de deyección, o sea acumulaciones de materiales aluvionales y escombros. Su mayor altura es el monte Neiba, con 2.279 m., que se localiza en el mismo punto de división de las provincias de Independencia, Bahoruco, San Rafael y San Juan. Los ríos de la sierra de Neiba son Los baos, Vallejuelo, río Caña, etc. En cuanto a la vegetación prevalece la xerófila a sotavento y la de bosque húmedo en las áreas más altas. Destaca también la producción de vid en esta parte de la isla, El clima es seco esterpario y tropical húmedo de bosque (Hernaiz Huerta et al., 2007b). Los Valles panorámicos son Vallejuelo, El Cercado, Hondo Valle, Los Pinos del Edén y el Guayabal, Balnearios Como los de los ríos Los Baos, Vallejuelo, Cana o Caña, etc. Cavernas con arte rupestre Destacándose las famosas caritas de la Descubierta (margen norte del lago Enriquillo). El Decreto 221-95 estableció los parques nacionales de Sierra 19 de Neiba y Nalga de Maco y el monumento natural Las Caobas. El Parque Nacional Sierra de Neiba, cubre 407 kms.² en todo el firme de la sierra. La estratigrafía en la Republica Dominicana tiene gran importancia a causa de la abundancia de formaciones geológicas que experimentó la isla desde sus orígenes. Se ha seleccionado la estratigrafía de la Sierra de Neiba, debido a que la reciente cartografía a escala 1:50.000 de sectores centrales y meridionales ha permitido establecerla con precisión (Hernaiz Huerta et al., 2007a). La sucesión estratigráfica de la sierra de Neiba comprende desde el Cretácico Superior hasta finales del Neógeno, momento en que comienza el desarrollo de las cuencas flexurales adyacentes a la sierra. Los materiales más antiguos corresponden a la Unidad de El Manguito, del Cretácico Superior. Son calizas y lutitas pizarrosas con intercalaciones de basaltos que afloran como un fragmento o bloque tectónico de interpretación estructural dudosa en el núcleo de un anticlinal. Por su edad, se considera que esta unidad debe constituir el sustrato de las series paleógenas de la Sierra de Neiba. La composición geoquímica de los basaltos (OIB-basaltos alcalinos intraplaca) sugiere su correlación con la meseta oceánica del Caribe. El registro estratigráfico, más o menos continuo, comienza en el Eoceno Inferior con el desarrollo de una extensa plataforma carbonatada, relativamente uniforme, que fue el medio de depósito de la Fm Neiba y sus equivalentes (Hernaiz Huerta et al., 2007a). Como principales novedades se describe el Cretácico Superior, un conjunto volcanosedimentario eoceno, y se precisa la estratigrafía de las Fm. Neiba y Sombrerito. Finalmente, se comentan las implicaciones geodinámicas de la caracterización geoquímica de las rocas volcánicas de la Sierra de Neiba, que ocupa una posición intermedia entre el gran arco de islas Circum-Caribeño y su cuenca trasera (el Cinturón de Peralta), al norte o noreste, y el plateau oceánico del Caribe, al sur (Mann et al., 1991a). Existen en la estratigrafía de la Sierra de Neiba varias estructuras que por su interés Geológico y sus rasgos representativos se han elegido como puntos o lugares de interés Geológico: la unidad de El Manguito, La Formación de Neiba, Conjunto Volcanosedimentario El Aguacate de Neiba, La Formación Sombrerito, la unidad de Majagual y los pasos mella (Hernaiz Huerta et al., 2007a). 20 6.1.1 L.I.G. Caño Ramillo, Sedimentos Lacustres Cuaternario Este Lugar de Interés Geológico ya ha sido catalogado en el inventario de LIGs del mapa geológico de Neiba (Nadège, 2004). El acceso al L.I.G. Caño Ramillo es fácil, por la carretera Neiba-El Abanico; está ubicado a nivel de la intersección con el arroyo Caño Ramillo (10 m de profundidad), este L.IG. Corresponde a un corte de 8 m en los sedimentos lacustres del Cuaternario, con incrustaciones de muro a techo: arcillas, arenas y arenas arcillosas. Se observan estratificaciones entrecruzadas con fragmentos de arrecifes retrabajados y fósiles Fig. 6 (Nadège, 2004). Figura 6. Foto Caño Ramillo: Sedimentos lacustres del Cuaternario (Nadège, 2004) 21 6.1.2 L.I.G. La Unidad del Manguito en el Río Manguito Al igual que el anterior, este Lugar de Interés Geológico ya ha sido catalogado en el inventario de LIGs del mapa geológico de Neiba (Nadège, 2004). Dentro del contexto de la Sierra de Neiba presentamos un ejemplo de un Lugar de Interés Geológico que de forma implícita se ha considerado en la literatura de las calizas de la Sierra de Neiba, aunque datadas como Eoceno, podrían incluir la parte alta del Cretácico (Mann et al., 1991b). La unidad de El Manguito constituye una primera prueba y, pese a lo limitado de su afloramiento, su datación y descripción tienen importancia singular. Su nombre se ha tomado del río El Manguito en cuyo curso aflora 1 km aguas arriba de la represa donde se inicia su encajamiento entre paredes de caliza de la Formación Neiba (s.l.). La serie, muy plegada y desmembrada en bloques, está formada por calizas grises recristalizadas en capas de 30 a 50 cm de espesor, alternando con lutitas pizarrosas negras y basaltos, Las calizas son wackestones bioclásticos de globigerináceos, con una asociación de Hedbergella sp., Hetterohelix sp. (cf. H. globulosa) y Globotruncana que determina el Senoniense (Hernaiz Huerta 2004). La unidad forma parte de un afloramiento más extenso de basaltos y brechas volcánicas de composición básica perteneciente al Conjunto Volcanosedimentario Eoceno de El Aguacate de Neiba, que se halla intercalado en la Fm Neiba brechoide y ocupa unos 500m a lo largo del cauce del río Maguito. Aunque la relación estructural de la unidad cretácica de El Manguito con las rocas encajantes eocenas no está resuelta, existe la posibilidad de que sea un fragmento de rocas cretácicas arrancado durante el ascenso de los basaltos eocenos. (Hernaiz Huerta et al., 2007a) La nueva cartografía de la Sierra de Neiba identifica el Cretácico Superior en un bloque (Unidad de El Manguito) entre afloramientos de formaciones paleógenas (Hernaiz Huerta 2004; Hernaiz Huerta et al., 2007a). La Unidad de El Manguito consiste en alternancias de calizas grises recristalizadas y lutitas negras que intercalan basaltos de afinidad oceánica (Escuder Viruete, 2004), correlacionables con la sucesión cretácica de Bahoruco (p.e. Fm Río Arriba). Esta correlación permite interpretar la Unidad de El Manguito como el sustrato de las series paleógenas de la Sierra de Neiba, y ello permite prolongar al menos hasta esta sierra, la extensión del plateau oceánico del Caribe (Hernaiz Huerta 2004, Hernaiz Huerta et al., 2007a). 22 6.2 Contexto Karst Tropical en Republica Dominicana El karst Tropical en Republica Dominicana puede considerarse un Contexto Geológico de gran importancia ya que en este país se encuentran una diversidad de esas formas de relieve originadas por meteorización química de determinadas rocas, como las calizas, dolomías y los yesos etc. compuestos por minerales solubles en agua. El mogote kárstico es una manifestación geomorfológica típica de la zona intertropical de la Tierra (del Olmo y Artigas, 2003). El término “mogote” y sus derivados “mogote kárstico” o “karst de mogotes” está ampliamente extendido en la región Caribe y en América Central para identificar cerros o colinas de dimensiones de decenas de metros que, al localizarse entre depresiones ovaladas-circulares-en estrella, se individualizan nítidamente en el paisaje, y confiere al ámbito geográfico donde se desarrolla un frecuente aspecto laberíntico. Regiones características son Chiapas y Yucatán en México, Los Órganos en Cuba, Puerto Rico y Cockpit en Jamaica. Conceptualmente, sin embargo, su implantación está poco elaborada. Los karst de mogotes se hallan representados en diferentes puntos de República Dominicana entre la localidad de Imbert en la costa septentrional a la de Sabana de la Mar al Sur de la bahía de Samaná, incluyendo la península del mismo nombre. Tomando como referencia el karst de Los Haitises, se identifica una tipología de kuppenkarst, kegelkarst y mogotes correspondientes a toda la evolución Plio-cuaternaria (del Olmo y Artigas, 2003). Conceptualmente, sin embargo, su implantación está poco elaborada. Así, Nicod y Salomón (1990) plantearon el mogote, frente al kegelkarst, del que se mantiene muy cerca, presenta una forma irregular, a menudo disimétrica con vertientes convexas y menos altas. Estos mogotes aparecen sobre cualquier clase de caliza, a condición de que presente facies puras, con especial frecuencia en las de carácter arrecifal, y que su espesor, por encima del acuífero, sea moderado (algunas decenas de metros o más). Los factores que intervienen en la evolución son: 1. la tectónica, a través de la fracturación que condiciona el dispositivo y organización de los mogotes. 23 2. la litología con la porosidad, composición química y textura petrográfica, predominando en mucho de ellos, como se acaba de mencionar, su naturaleza arrecifal. 3. el acuífero que, en función de su profundidad, favorecerá el desarrollo de un karst poligonal (capa freática profunda), o de llanuras de corrosión kársticas en las que a pie de los mogotes se desarrollan entalladuras (encoches) funcionales o fusshöhle, predominando el drenaje lateral y quedando bloqueado o taponado el horizontal, con lo que se produce el encharcamiento de las dolinas (capa freática poco profunda). 4. la acción de la criptocorrosión, muy activa en la zona intertropical con bosques ombrófilos que forma grandes cantidades de ácidos orgánicos bajo una lluvia que supera 2.000 mm. La tipología que puede presentar este karst de colinas es mogote, kegelkarst, turmkarst y kuppenkarst con sus diferentes modelos mixtos (Fig. 7). Figura 7.Tipos de perfiles de colinas kársticas: 1. Mogote; 2. Kegelkarst o mogote con"mamelón" y muesca de disolución; 3. Kegelturmkarst; 4. Kegel con ruptura de vertiente en banqueta corrosiva; 5. Kegelkarst; 6. Kuppenkarst; 7. Turmkarst Artigas 2003) 24 (del Olmo y 6.2.1 L.I.G. El Karst de Los Haitises Dentro del contexto Geológico del Karst Tropical de la Republica Dominicana podemos señalar un Punto de Interés Geologico muy importante por sus características geomorfológicas y por su belleza natural, así como también porque en los actuales momentos constituye un parque nacional protegido (Fig. 8). El Parque Nacional de Los Haitises, se encuentra situado al noroeste de la República Dominicana, enmarcado en la Bahía de Samaná y la cordillera oriental o sierra del Seibo, de la cual forma parte. Los Haitises constituyen un karst (relieve en rocas calizas) tropical en mogotes, característico de estas zonas climáticas de la Tierra. En su morfología externa presenta colinas, corredores y valles, y en su morfología interna cavidades, algunas de grandes dimensiones como las del litoral (del Olmo y Artigas, 2003). La riqueza en fauna del Parque Nacional Los Haitises queda reflejada entre los mamíferos por la presencia del manatí (Trichechus manatus) en los cayos de manglar, el solenodonte (Solenodon paradoxus) pequeño mamífero insectívoro endémico de la isla en el bosque, y los murciélagos en las cuevas. Entre los reptiles cabe destacar la presencia de la boa (Epicrates striatus) y las tortugas marinas (Chelonia mydas, Carrretta caretta, Dermocheylys coriacea). Dentro de la fauna, las aves son el grupo más numeroso, 110 especies de las 270 totales del país, pudiéndose distinguir entre las propias del manglar, garzas y otras zancudas. La fauna de Los Haitises es de una gran variedad y la de mayor representatividad nacional de todas las áreas naturales protegidas, debido a la diversidad de sus ambientes. Los mamíferos están presentes en diferentes especies de murciélagos como también en la jutía (Plagiodontia aedium) y el solenodonte (Solenodon paradoxus); ambas especies son endémicas y están amenazadas de extinción. Por ser un parque costero-marino, contiene una avifauna sin igual, con una representación mayoritaria de las especies de aves endémicas, nativas y migratorias que no se pueden encontrar en el resto del país. Algunas de esas especies son el pelícano o alcatráz (Pelecanus occidentalis), la tijereta (Fregata magnificens), la cotorra (Amazona ventralis), la lechuza (Tyto alba), la lechuza orejita (Asio stygius) y otras, (del Olmo y Artigas 2003). 25 Figura 8. Mapa de la Republica Dominicana donde se muestra el área de los Haitises (http://caribe.viajesiberia.com,2009) El Parque Nacional Los Haitises contiene elementos paisajísticos muy impresionantes como son la Bahía de San Lorenzo, los diferentes cayos y las poblaciones de mangles. Entre la Boca del Infierno y El Naranjo Arriba está localizado el Cayo de los Pájaros. Este es fácilmente reconocido por la presencia, sobrevolándolo a poca altura, casi permanente de las tijeretas y los pelícanos. Los árboles más altos crecen en el centro del cayo, que es la parte más elevada. El copey es dominante y sus ramas horizontales son usadas por las aves para percharse. El higo (Ficus aff. laevigata) y el almendro (Terminalia catappa) componen la otra parte de los árboles (Fig. 10). Los karst de mogotes se hallan representados en diferentes puntos del país, Sin embargo sus manifestaciones no son equivalentes, y desde el turmkarst al oeste de Puerto Plata hasta el kuppenkarst de Río San Juan, pasando por los kegelkarst de Jamao, Samaná y Los Haitises, su extensión, posición y respuestas morfológicas son diferentes, aunque todos ellos dentro de un régimen climático hiperhúmedo como denominador común. Un caso particular de esta morfología lo constituye el piedemonte carbonatado meridional del sistema Central en San Cristóbal, donde se pueden apreciar diferentes rasgos de disolución y karstificación dando morfologías de kuppenkarst (Fig. 9). 26 Figura 9. Esquema geomorfológico y elementos del karst tropical de colinas de Los Haitises: 1. Haitises o mogotes (colinas kársticas); 2. Depresiones: dolinas, uvalas, macrouvalas y poljes; 3. Jagüey (depresión kárstica inundada); 4. Furnia (sima, pozo); 5. Consumidero (pérdidas); 6. Farallón; 7. Mamelón; 8. Cayo; 9. Guácara (cavidad, cueva); 10. Gours; 11. Estalactitas y estalagmitas; 12. Columnas; 13. Caos de bloques; 14. Encoche (erosión marina +1 m.); 15. Manantial; 16. Manglar (Del Olmo y Artigas, 2003). El área de Los Haitises constituye un karst refugio sin poblar hasta mediados del siglo XX, a excepción de las comunidades indígenas en su sector litoral que ha sido poblado desde antiguo. La propia identificación del relieve con los habitantes de la isla ha desarrollado una terminología vernácula ligada a las distintas manifestaciones morfológicas y de funcionamiento del karst, como jagüey, furnia, con sumidero, cayo, guácara o el mismo nombre de Haití Se cree que hacia el siglo II d.C. llegan a las cavidades de éste litoral pueblos con cerámica ostionoide, y posteriormente por los pueblos de cerámica chicoide o taínos (Veloz, 1991; del Olmo y Artigas 2003). Desgraciadamente durante el siglo XIX se expoliaron gran parte de los yacimientos, sin que se dejase testimonio escrito que pudiera ayudar a interpretar los restos arqueológicos, entre los que se encontraban además de cerámica varias osamentas humanas. Tras esta ocupación inicial, el karst de Los Haitises permaneció deshabitado hasta mediados del siglo XX, iniciándose entonces incursiones ilegales que afecta a sus formaciones vegetales, incrementándose a partir de la década de los 70 hasta alcanzar su máximo impacto en los años 80, reduciéndose su masa de bosque a un 20%. El desarrollo de un Plan de Manejo por parte de la Cooperación española (AECI) entre 1989 a 1994 y el desarrollo de un programa de Uso Público para Visitantes (Cámara, 1992) que puso en valor las cavidades y el conjunto del karst de Los Haitises (Cámara, 1991,1994). 27 La composición litológica y estratigráfica del geosistema kárstico de Los Haitises está definido por las formaciones Haitises con caliza arrecifal masiva, Cevicos con caliza arrecifal medianamente arcillosa y algunos pisolitos,Yanigua con margas azules con lignito y ámbar a techo y de forma dispersa, areniscas y areniscas calcáreas, caliza arcillosa con restos de corales y gasterópodos. Éstas se hallan sobre la granodiorita “El Valle” (87-95 Ma) que aparece entre las colinas de karst con un modelado en inselberg (Loma Clara al Sur y Loma Deseada al Este). (Brouwer, 1982; Bourdon, 1985; Dolan, 1991). La karstogénesis activa de Los Haitises está controlada por el desarrollo hidrokárstico del bloque basculado hacia el mar. Una relación estrecha se establece entre los uvalacenote y los conductos subhorizontales hacia las surgencias litorales. Esta actividad ha desarrollado la morfología de los mogotes disimétricos y abierto los principales corredores de bogaz y dolinas. Aguas arriba de los uvalas-cenotes el desarrollo del karst está condicionado por la superficie de corrosión y los sistemas heredados endokársticos de kegel y kuppenkarst (del Olmo y Artigas 2003). Figura 10. Mogotes del Parque Nacional de los Haitises (Ministerio de Medio Ambiente Republica Dominicana 2010) 28 6.3 Contexto Geológico El Ámbar de Republica Dominicana El ámbar es una resina vegetal fosilizada, producto residual de algunos árboles prehistóricos. Forma depósitos en cuencas sedimentarias conformadas por intercalaciones de lutitas y areniscas de las formaciones Yanigua y el Complejo puerto Plata de edad Eoceno Mioceno (Rice, 1981).. Por consiguiente podemos considerar al ámbar dominicano como un Contexto Geológico Este tipo de yacimiento se localiza y explota en la Cordillera Septentrional, provincia de Santiago, al Norte del país en la comunidad de Los Cacaos y Palo Alto y en la Cordillera Oriental, Provincia de Hato mayor en el municipio de El Valle, al Este del país. La explotación de estos yacimientos se realiza de manera artesanal, a través de labores mineras subterráneas principalmente formadas por pozos y socavones (Fig. 11). Los mineros que intervienen en estas explotaciones se agrupan en cooperativas, las cuales han sido asistidas con asesoría técnica y equipos mecánicos por la gestión actual de la Dirección General de Minería. La explotación de Ámbar atravesó un período de baja producción, debido al gran cúmulo de escombros en los frentes de explotación, durante el cual se registraron los niveles más bajos de extracción. La producción promedio actual es de aproximadamente 300 lb/mes a nivel nacional, la cual se ha incrementado considerablemente gracias a la asistencia recibida. Los criterios de selección suelen ser los siguientes: coloración, transparencia, tamaño, inclusiones, fisuras internas, dureza y fósiles (insectos y vegetales) (Iturralde-Vinent, 1996). El ámbar es la única "piedra" semi-preciosa de origen vegetal y forma parte de la historia dominicana, ha tenido presencia en la vida de los hombres de esta isla desde tiempos inmemoriales, existiendo registros de esto en cada época. La creatividad de los artesanos dominicanos logra utilizar plenamente las propiedades de esta "gema", con sus características físicas y sus colores que parecen reproducir todos los matices y la brillantez del Mar Caribe. La República Dominicana es uno de los pocos países en el mundo que cuenta con la existencia de ámbar auténtico, siendo la ciudad de Puerto Plata la mayor poseedora de esta exótica piedra que forma parte de esta isla. Esta ciudad es denominada "La Costa del Ámbar" por ser unos de los lugares de la República Dominicana donde se produce ámbar (Iturralde-Vinent, 1996). 29 El ámbar podía algunas veces observarse en los cortes de carretera frescos o en los lechos de los arroyos de la secuencia flysch del Eoceno en la Cordillera Septentrional, pero a partir de hace algunas décadas, el intemperismo y la erosión han destruido los afloramientos. Los campesinos recogen pequeñas cantidades extrayéndolo de los afloramientos con los machetes, algunas veces cavando una cueva, pero únicamente en muy pocas localidades existen verdaderas minas. El minado del ámbar es muy intenso en La Toca, la cual está localizada en la cuesta norte de una cresta de arenisca masiva, cubierta por una limolita que contiene el ámbar, la cual puede continuarse en su trazo por decenas de kilómetros a lo largo de la Cordillera Septentrional. Los túneles de mina se encuentran casi a unos 50 metros abajo de la cresta de loma, y se desarrollan a partir de un talud de casi 60° de inclinación. En las minas dominicanas de Yanigua, Municipio de Sabana de la Mar, el 26 de mayo de 1979, por Juan de la Rosa se encontró la piedra de Ámbar más grande del mundo con un peso de 6,36 kg (Iturralde-Vinent, 1996). Figura 11. Ámbar azul en su forma natural y la manera de extracción del mismo (http://mibahia.net/?p=59866, 2012) 30 6.3.1 L.I.G. El Ámbar de Yanigua La zona más productiva de la Cordillera Oriental en su parte Este. Allí y a pocos kilómetros de la población de El Valle (provincia de Seibo) y hacia el oeste, se encuentra el poblado de Yanigua que da nombre a la formación geológica y desde luego al grupo minero que beneficia el Ámbar (Iturralde-Vinent, 2001). La formación denominada Yanigua es la que marca el interés económico, pues allí se encuentra el Ámbar de la región. Los sedimentos que la forman constituyen una plataforma somera, muy inestable, con línea de costa variable y con diferencias notables en cuanto a espesores y composición de los sedimentos depositados en cortos espacios de tiempo y con importantes variaciones laterales. Destacan los lugares de "El Cuatro", formado por 5 pozos de poca envergadura; "El Afloramiento", lugar en donde se aprecia con todo lujo de comodidades la serie productiva y las antiguas explotaciones, hoy abandonadas por la prohibición de efectuar labores mineras en un espacio protegido. En estos grupos el Ámbar aparece dentro de un nivel arenoso, en la proximidad de verdaderos lechos de lignito muy continuos de unos (20 cm de espesor). Son frecuentes las señales de ramas, hojas y la presencia de azufre y de pirita, el nivel productivo se cubre de limolitas y lutitas conteniendo abundancia de restos de lamelibranquios (mejillones, conchas de pregrino, almejas, ostras, etc.) presentando una tipología muy característica de la Región. Además se han encontrado restos óseos en las inmediaciones del nivel carbonoso (Fig.12). En el extremo oriental de la Cordillera se encuentran los grupos mineros más productivos de la región, compartiendo existencia con multitud de pozos abandonados. La denominación general es la de Colonia San Rafael y abarca las zonas de "Mango Limpio", "El 25", "El 23", "El 22" y "El 20". Todos ellos comprenden columnas totalmente arcillosas, comenzando por tramos de color claro para pasar a niveles grises y verdosos, en los cuales aparece abundante fauna de lamelibranquios a medida que se aproxima al horizonte productivo. Además, cercano a él se han encontrado vértebras de mamíferos, probablemente acuáticos, niveles con pirita, azufre elemental, yeso y sobre todo materia orgánica (Iturralde-Vinent, 2001). 31 El lecho conteniendo Ámbar se sitúa en diversos niveles. El más abundante es el constituido por arenas con materia orgánica, pero también se puede desplazar a las limolitas grises con fósiles. En ambos casos la coloración del Ámbar es amarilla o tostada. En el caso de aparecer en niveles arcillosos con materia orgánica transformada en óxidos de hierro, la coloración se vuelve roja o azulada. Por último, en el sector central de la Cordillera aparece el Ámbar dentro de la Formación Yanigua en su parte superior (Fig. 13). El grupo lo componen dos localidades: Cruce del Camarón y Sierra de Aguas. Ambas se encuentran cerca de la población de Bayaguana y su producción es escasa e intermitente. Se han descrito en el cuadrante de Monte Plata. En detalle, el Ámbar de la Cordillera Oriental aparece en las siguientes condiciones: (Iturralde-Vinent, 2001). 1- envuelto con materiales orgánicos de toda clase (hojarasca, raíces, etc.) y con eflorescencias de azufre elemental. Forma a veces piezas de tamaño más que mediano y es muy irregular. 2- con material arenoso y restos vegetales. En este caso el tamaño del grano de cuarzo nos habla de la energía del medio de deposición. Por ejemplo, en el denominado grupo "El 23" los pozos no productivos contenían arena en granos de tamaño superior al milímetro; 25 metros más al Sur se aprecian los horizontes arenosos con Ámbar y con tamaños de arena bastante más finos. 3-en arcillas con restos de conchas fósiles y presencia de materia orgánica. 4-En arcillas grises próximas a los lechos de areniscas. Figura 12. Ámbar en el nivel fosilífero de limonita (mango limpio, el Valle) (http//www.miprovincia.net/elseibo.2012) 32 Figura 13. Mapa donde se muestran los yacimientos del ámbar (Google Maps/Republica Dominicana, 2012) 6.3.2 L.I.G. Puerto Plata (El Ámbar Azul) Los yacimientos mineros más importantes y ricos de Ámbar en el mundo.se encuentran localizados en la provincia de puerto plata, al norte de la Republica Dominicana (Fig.13) en la Cumbre de Yásica; área que posee yacimientos importantísimos de esta resina, especialmente el ámbar azul, uno de los más cotizados a nivel mundial. (Iturralde y Vinent, 2001). Se estima que la edad de estos yacimientos de unos 26 millones de años. Es un Ámbar muy apreciado por las joyerías más relevantes del mundo ya que esta resina vegetal contiene fósiles prehistóricos de hace millones de años. En esta comunidad se pueden encontrar ejemplares en los populares tonos amarillo-miel y además en otros tonos muy preciados y menos comunes como el verde, marrón y azul oscuro. (Iturralde-Vinent, 2001). Existen tres variedades de ámbar que se encuentran en la parte norte del país, específicamente en la Provincia de Puerto Plata: Ámbar amarillo pálido y claro extremadamente frágil, suave, sin materia vegetal o insectos. Ámbar amarillo menos frágil, un poco más duro, con fracturas internas y materia vegetal. Y el Ámbar azul bastante duro, con inclusiones de impurezas. (Fig. 14) 33 El ámbar azul es un ámbar que exhibe una coloración rara. Es más común en las minas de ámbar en las montañas cerca de Santiago, República Dominicana. Aunque poco conocido debido a su rareza, ha estado presente desde el descubrimiento del ámbar dominicano Bajo en luz artificial, el ámbar azul aparece como el ámbar ordinario, pero bajo la luz del sol tiene una intensa luz azul fluorescente. Cuando se mantiene contra el sol aparecerá como el ámbar ordinario, y bajo la luz ultravioleta presentará un brillante color azul lechoso. Este efecto puede ser comparado con el océano, que, aunque transparente, puede aparecer cualquier cosa de color azul claro a azul oscuro a negro, dependiendo de la profundidad, la masa, salinidad, etc. El ámbar azul emite un olor muy agradable (moléculas aromáticas), que es diferente del que presenta habitualmente el ámbar cuando está en proceso de corte y pulido. El ámbar azul se encuentra solamente en un país: en el Caribe, en la República Dominicana. En Jacagua, al pie de las montañas se encuentran las minas del ámbar azul, donde los hombres cavan en la dura roca para extraer unos pocos pedazos de este valioso material. También se encuentran otros tipos de ámbar en bruto, con diversos colores y transparencias, desde el verde y amarillo, hasta el naranja y rojo La luz ultravioleta se reemite como luz azul o verde, atribuida a la presencia de moléculas aromáticas polinucleares (Hurlbut, C.S. y Kammerling, 1993) Esto tiene mucho sentido, porque la mejor manera de probar si el ámbar azul es autentico, es poniéndolo debajo de una lámpara ultravioleta que intensifique el color a un cobalto-azul radiante. El ámbar azul se puede reconocer por un olor muy agradable (moléculas aromáticas) que es diferente del ámbar habitual, cuando se está cortando y se está puliendo. Una teoría liga el color del ámbar azul dominicano a la ocurrencia de la ceniza volcánica o del polvo que era presente cuando la resina fue extraída por primera vez hace millones de años del Hymenaea protera. Otra sugiere que debido a la lava caliente de la actividad volcánica debe haber volado sobre áreas donde el ámbar habitual fue enterrado bajo tierra. Debido al calor extremo, el ámbar cambió su color primero al verde y después al azul. Algunos experimentos han demostrado que ocurren los cambios del color cuando el ámbar normal es calentado. (Iturralde-Vinent, 2001) 34 Figura 14. Ámbar Azul de la Republica Dominicana (Hurlbut, C.S. y Kammerling, 1993) 6.4 Contexto Cordillera Central La Cordillera Central es el conjunto montañoso de más importancia en la República Dominicana, su extensión en República dominicana es de 200 Km de longitud y 100 Km de anchura. La Cordillera Central atraviesa en dirección noroeste sureste y posee los puntos más elevados de las Antillas (Escuder Viruete et al., 2004). Partiendo de la Península de San Nicolás, en Haití, (con el nombre Massif du Nord), se extiende en territorio dominicano desde Restauración y Loma de Cabrera hasta las inmediaciones de Baní y San Cristóbal (Fig. 15). En esta cordillera nacen los ríos más largos y caudalosos de la geografía dominicana: el Yaque del Norte, Yaque del Sur, río Yuna, Camú, Bao, entre otros. La Cordillera Central es del Cretáceo , con excepción de la ladera norte que surge en el Oligoceno. En su origen fue una cadena de volcanes, por lo que está compuesta por materiales de origen volcánico: andesitas, tobas, etc. 35 Figura 15. Mapa donde se muestra la cordillera central y el pico duarte (Http://www.google.com.do,2012) La Cordillera Central alcanza su culminación en el pico Duarte, con 3.175 metros. (Fig. 16). Le siguen en orden de menor categoría La Pelona, con 3.150 m; La Rusilla, con 3.029 m; el Monte Gallo (2.500 m), Monte Mijo, 2.200 m; y Monte Tina, 2.059 m. Un hecho geográfico bastante desconocido es que el eje principal de la Cordillera Central pasa al Norte de Restauración y Constanza. Estas dos poblaciones, aunque políticamente pertenecen a las provincias del Cibao, geográficamente están ubicadas en la vertiente Sur de la Cordillera Central. Respecto a la orientación de la Cordillera Central hay opiniones contradictorias. Para algunos geógrafos esta cordillera se extiende en la dirección Este-Oeste, desde cabo Engaño hasta la frontera. Para otros, su orientación es Noroeste-Sudoeste, y prefieren llamarla Cordillera Oriental o del El Seibo, al ramal de la Cordillera Central que se extiende hacia el Este. Es el principal eje y núcleo montañoso del país y de la isla. Formada por materiales calizos y volcánicos, se trata de una cordillera que se extiende a lo largo de 190 km por tierras dominicanas, con una disposición noroeste-sureste, y con unas altitudes que son las mayores de las Antillas). Muchas especies y formaciones vegetales desaparecidas en las zonas bajas por la extensión de los cultivos, o amenazadas en la actualidad, se conservan aún en estas montañas, que albergan los parques nacionales más extensos del 36 país: José Armando Bermúdez y José del Carmen Ramírez, junto a otras zonas protegidas, como la Reserva Científica Ébano Verde, Vega Vieja o la Reserva Científica de Valle Nuevo, sus principales valles son : Valle de Bao, Valle de Constanza, Valle de Jarabacoa, Valle de Bonao, Valle de Villa Altagracia Sus principales Ríos son: el Rio Artibonito. Rio Yaque del Norte, Rio Yuna, Rio Yaque del Sur, en cuanto a su geología presenta rocas Ígneas de formación volcánica. La vegetación es de bosque húmedo, donde se destaca el pino. La deforestación ha dado paso a los cultivos de: café, cacao, pasto ganadero y frutos menores. Posee las presas de Tavera, Bao, Valdesia, Sabana Yegua, Sabaneta, etc. En ella se encuentran los balnearios: ríos Yaque del Norte, Bao, Yaque del Sur, Jimenoa, Agua Blanca, río Blanco, Baiguate, Jicomé, etc. También tiene saltos de agua: Jimenoa, Agua Blanca, río Blanco, Baiguate, Jicomé y cavernas con arte rupestre, destacándose las de Borbón. La Cordillera Central Dominicana puede ser subdividida en varias unidades tectónicas constituidas por rocas plutónicas, volcánicas y volcanoclásticas (Bowin, 1966, 1975; Draper y Lewis, 1991; Lewis y Jiménez, 1991; Lewis et al., 1991; Hernáiz Huerta et al., 2000). Parte de estas unidades conforman el Cinturón Intermedio de Bowin (1966), que está constituido por el Complejo Duarte, el Complejo Río Verde, la Formación Maimón-Los Ranchos y la Peridotita de Loma Caribe, Formación Basaltos de PelonaPico Duarte (Escuder-Viruete et al., 2007). Figura 16. Cordillera Central (Ministerio de medio Ambiente Republica Dominicana, 2011) 37 6.4.1 L.I.G. Formación Basaltos de Pelona-Pico Duarte El Pico Duarte es una montaña en forma de pico, con rocas sueltas ubicada en la Cordillera Central (Fig. 17), la cual es el mayor de los sistemas montañosos de la República Dominicana. El Pico Duarte 3.087 m.s.n.m., es el más alto del país y el Caribe. La Cordillera Central se extiende desde las llanuras entre San Cristóbal y Baní hasta el noroeste de Haití donde se le conoce como Massif du Nord. Las mayores elevaciones de la Cordillera Central se encuentran en el macizo del Pico Duarte y en el de Valle Nuevo. En base a elementos traza inmóviles los basaltos de esta unidad se clasifican como transicionales y alcalinos. (Escuder-Viruete et al. 2007). Presentan una relación Ti/V>20, que aumenta pasando del campo de los basaltos intraplaca al de los basaltos alcalinos. El carácter intraplaca y transicional alcalino del volcanismo de estos basaltos presentan patrones similares a los OIB, con anomalías negativas en K, Pb y P. Respecto a NMORB, se caracterizan por un fuerte enriquecimiento en los LILE (Rb, Cs, Ba, Pb y Sr) y HFSE (Th, U, Ce, Zr, Hf, Nb, Ta y Ti) Presentan relaciones K/Ba<20 (9,7-15) y Zr/Nb<10 (6,2-8,4) típicas de OIB transicionales y alcalino (Escuder-Viruete et al. 2007). Estas características los excluyen de procesos de subducción e indican una ausencia de componente subdutiva en su petrogénesis, y presenta una elevada pendiente negativa, moderado enriquecimiento en LREE y empobrecimiento en HREE, junto a una anomalía positiva en Nb y negativa en Th, típicos de basaltos alcalinos. (EscuderViruete et al. 2007). El enriquecimiento en LREE y Nb es consistente con variables tasas de fusión de una fuente mantélica enriquecida, posiblemente relacionadas con una pluma. El mayor empobrecimiento en HREE desde tipos transicionales a los alcalinos, refleja un aumento en la profundidad de fusión, en la que el granate retiene las HREE en proporción a su masa en el residuo (Escuder-Viruete et al. 2007). 38 Figura 17. Pico Duarte, Cordillera Central (http://exploradominicana.files.wordpress.com/2009/11/picoduarte4.jpg,2012) 6.4.2 L.I.G. Complejo Duarte El Complejo Duarte ubicado en las inmediaciones de la cordillera central está compuesto principalmente por metabasaltos, esquistos máficos y anfibolitas relativamente ricas en Mg, Ni y Cr, junto con varias litologías relacionables con protolitos sedimentarios como delgados niveles de metachert (Draper y Lewis, 1991). A partir de la asociación litológica y los contenidos en elementos traza, Donnelly et al. (1990), Draper y Lewis (1991) y Lewis y Jiménez (1991), establecen que se trata de una isla o plateau oceánico de edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior, posteriormente modificado por el magmatismo de arco-isla Cretácico Superior-Eoceno (arco II). Desde un punto de vista geoquímico, los metabasaltos del Complejo Duarte presentan las características de los basaltos de tipo E-MORB, como son un enriquecimiento en los elementos litófilos de gran radio (LILE) y en las Tierras Raras Ligeras (LREE), así como un empobrecimiento en las Tierras Raras Pesadas (HREE) respecto a N-MORB (Lewis et al., 2000). En base a los restos de radiolarios incluidos en los niveles de metachert, Montgomery et al. (1994) establecen una edad Jurásico Superior (Oxfordiense-Titónico) para los protolitos. Lapierre et al. (1999) obtienen en rocas de esta unidad edades edades 40 Ar/39Ar que sugieren una edad de 89 Ma para el plateau, por lo que relacionan el Complejo Duarte con la Provincia Ignea Cretácica Caribeño-Colombiana. Lewis et al. (1999) discrepan de esta interpretación y sostienen un emplazamiento tectónico pre39 Albiense para el plateau. Las edades obtenidas para las intrusiones máficas-ultramáficas de Piedra Blanca (127 Ma, K/Ar en hornblenda; Bowin, 1975), Loma de Cabrero (123 Ma, K/Ar; Kesler et al., 1991b) y la Jautia (121.4±6 Ma, Ar/Ar en hornblenda; Hernaiz Huerta et al., 2000), establecen una edad anterior para el Complejo Duarte encajante. Las rocas básicas y ultrabásicas del Complejo Duarte son probablemente las más antiguas del Cinturón Intermedio, ya que una edad Jurásico Superior ha sido establecida a parte del mismo en base a los radiolarios presentes en niveles de chert intercalados (Montgomery et al., 1994). Bowin (1975) y Palmer (1979) sugieren que el Complejo Duarte representa un fragmento de corteza oceánica. A partir de la asociación litológica y los contenidos en elementos traza, Donnelly et al. (1990), Draper y Lewis (1991) y Lewis y Jiménez (1991), establecen que se trata de una isla o plateau oceánico de edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior, posteriormente modificado por el magmatismo de arco-isla Cretácico Superior-Eoceno (Draper et al. 1996). 6.5 Contexto Cordillera Septentrional La Cordillera Septentrional, segunda en importancia, se ubica en la parte norte en dirección noroeste-sureste (Fig. 17 y 18). Su origen se ubica en los períodos miocenooligoceno de la era terciaria, prevaleciendo las rocas sedimentarias. Entre sus elevaciones más significativas se destaca el pico Diego de Ocampo, con 1,229 m. Esta cordillera es conocida también como Sierra de Montecristi. Se extiende en la dirección Noroeste-Sudeste desde la vecindades de la ciudad de Montecristi hasta un poco más al Este de las Aldeas de Arenoso y Rincón Molenillos, en Villa Riva (Pérez-Estaún, et al., 2007). La cordillera es relativamente joven, casi todas sus formaciones geológicas datan del terciario, o sea de 1 a 60 millones de años mioceno-oligoceno, aunque algunos geólogos consideran que es más antigua. 40 Figura 17. Cordillera Septentrional, Republica Dominicana (http://caribe.viajesiberia.com,2009) Esta cordillera está separada de la de Samaná por una faja pantanosa de unos 12 kilómetros de ancho, conocido con el nombre de Pantanos del Gran Estero. Al iniciarse cerca de Montecristi, comienza en una serie de colinas bajas, que van ascendiendo a medida que se avanza hacia el Este. Primero aparece el pico Murazo o Jicome, frente a la población de Esperanza y el central azucarero de esa población, también el morro de Montecristi (Fig. 17) La Cordillera Septentrional presenta pequeños afloramientos pre-cenozoicos, de rocas volcánicas y plutónicas, afloramientos de los complejos de rocas metamórficas de alta presión de Puerto Plata y Río San Juan, en una mèlange ofiolítica, afloramientos de rocas peridotóticas serpentinizadas y sobre todas estas rocas y extensamente, las rocas sedimentarias discordantes cenozoicas (Mann et al., 1991a). Los complejos de alta presión con eclogitas, esquistos azules y mezclas ofiolíticas, que afloran en la Cordillera Septentrional y en la Península de Samaná forman parte de la cuña colisional extrusiva que se forma entre la Placa Norteamericana y la Placa del Caribe (Pérez-Estaún, et al., 2007). Las rocas metamórficas que constituyen el registro del complejo colisional entre el arco caribeño y la Placa de Norteamérica de la Cordillera Septentrional que forman parte de 41 la cuña extrusiva de complejos colisionales (Chemenda et al., 1996), evidencian la existencia de una zona de subducción, donde el margen meridional de la Placa de Norteamérica fue subducido hacia el SO bajo la placa Caribeña y fue exhumada posteriormente durante la colisión (Pérez-Estaún, et al., 2007). Al sur del cinturón metamórfico de alta presión, se encuentran las rocas ígneas y metamórficas del arco isla que están regionalmente cubiertas por rocas sedimentarias siliciclásticas y carbonatadas cuya edad comprende desde el Eoceno hasta la actualidad, y que postdatan la actividad magmática subductiva y registran la colisión oblicua arcocontinente (Pérez-Estaún, et al., 2007). Figura 18. Cordillera Septentrional, Republica Dominicana (http://www.acqweather.com/imagenes.htm) 6.5.1 L.I.G. Terreno Tectónico Puerto Plata -Pedro García – Cordillera Septentrional Este terreno tectónico está constituido por rocas metamórficas. Ubicado en la comunidad de Pedro García provincia Puerto Plata, Está delimitado al SW por la RGFZ (Rio Grande fault zone) que se conecta a la CFZ (Camu fault zone) y al sur por la SFZ. También en este sector hay transcurrencia a lo largo de estructuras E-W (las más frecuentes en el área) y transpresión sobre fallas subverticales a lo largo de estructuras marcadas por lineamientos WNW-ESE (N100°-110°), paralelos a la RGFZ. Estos últimos lineamientos resultan más evidentes en las rosas considerando solo los datos mayores de 4 km y esto indica que son estructuras de gran persistencia (Chiesa, 2001). 42 También, siempre aparece una pequeña, pero bien marcada, familia de lineamientos NS. El hecho de que va desapareciendo en el diagrama de los lineamientos mayores de 4 km muestra que esta familia está constituida sobre todo por lineamientos pequeños. Estos lineamientos N-S podrían corresponder con fallas laterales secundarias (R1) derechas que se formaron entre las principales fajas de cizalla con movimiento izquierdo y rumbo E-W. Los lineamientos NE-SW son poco evidentes en las rosas y podrían corresponder con fallas extensionales. La mayoría de las estructuras se observan en rocas recientes pliopleistocénicas (Chiesa, 2001). 6.6 Contexto Cordillera Oriental (Sierra de El Seibo) La Sierra del Seibo es el conjunto de sierras que corren en la dirección Oeste-Este, desde Cotuí hasta más allá de Higüey. En su extremo occidental, o sea, de Cotuí hacia el Este, la Sierra de El Seibo es de topografía cárstica. La denominación de este lugar proviene de su parecido con una región oriental de la costa del mar Adriático, en Europa (Fig. 19). La sucesión del Cretácico Superior de la Cordillera Oriental de la República Dominicana contiene cerca de 6 km de rocas volcanogénicas sedimentarias y volcánicas depositadas en un sistema de talud sobre el extinto arco volcánico del Cretácico Inferior. Está limitada por dos discordancias que permiten caracterizarla como una secuencia deposicional. La inferior es consecuencia de los procesos de disgregación gravitacional que acompañan la formación del talud submarino; la superior se debe a la truncación subaérea de estructuras contractivas (García-Senz et al., 2007a). La Cordillera Oriental está conformada principalmente por rocas cretácicas generadas en un ámbito de arco insular. Las más antiguas corresponden a las rocas volcánicas y volcano-sedimentarias de la Fm Los Ranchos (Cretácico Inferior) que afloran extensamente en el sector occidental (Bourdon, 1985; Escuder Viruete et al., 2006), sobre las que se dispone el conjunto sedimentario y volcano-sedimentario de la Fm Las Guayabas, que junto con las rocas carbonatadas de la Fm Río Chavón (Cretácico Superior) constituyen la práctica totalidad de los afloramientos del sector oriental 43 (García-Senz, 2004; García-Senz et al., 2007a); en el sector central, entre ambas formaciones se interpone el nivel calcáreo de la Fm Hatillo (Díaz de Neira, 2007). Una parte de esta región, llamada Los Haitises, es muy accidentada y difícil de habitar. En Los Haitises las lluvias son muy abundantes, pero no se observan ríos en la superficie. El drenaje se efectúa en la forma subterránea. Las lluvias al disolver la roca caliza han realizado un fuerte trabajo de erosión interna, la minería está representada principalmente por explotaciones de ámbar y lignito. Esta región cárstica la hemos incluido como parte de la Cordillera Oriental. Se diferencia del resto de la cordillera tanto por su topografía como por la edad de sus materiales. Los Haitises son de formación miocena, mientras que la Sierra de El Seibo o Cordillera Oriental es cretácica (Díaz de Neira, 2007). La Cordillera Oriental es el único sistema montañoso del sector este de La Española, habiendo adquirido su actual fisonomía a lo largo del cuaternario. Durante el Plioceno, la región constituyó un archipiélago de pequeñas islas que emergerían de una plataforma arrecifal cuyos restos constituyen la Llanura Costera del Caribe y Los Haitises. La elevación de la cordillera ha sido debida principalmente a la acción neotectónica en relación con la falla Meridional de Samaná, el conjunto de fallas del borde sur y la falla del Yabón. Los agentes externos también han actuado con intensidad en el modelado regional, predominando los procesos de erosión fluvial y argilización en la cordillera, así como de karstificación en Los Haitises. La superficie de Miches destaca entre los numerosos restos de superficies de erosión, correlacionándose con la superficie superior de Los Haitises (Díaz de Neira, 2007). La Cordillera Oriental Dominicana cuya ubicación en el ámbito caribeño, de permanente actividad geodinámica al menos desde el Cretácico Inferior, ha provocado cambios drásticos recientes en su relieve, lo que confiere al estudio de su evolución geomorfológica un gran interés científico. En concreto, resulta destacable que, pese a la gran eficacia de los procesos externos como factores destructores del relieve, sean los procesos internos los que han prevalecido, alzando la región como una cordillera en un período de tiempo que no se remonta más allá del Plioceno (Díaz de Neira, 2007). 44 Figura 19. Cordillera Oriental, Republica Dominicana (García-Senz et al, 2007b). 6.6.1 L.I.G. El Piedemonte de la Cordillera Oriental Ubicado en la cordillera oriental este L.I.G. se trata de una superficie de erosión degradada, de cotas cercanas a los 100 m, encajado en la superficie de la cordillera y que parte de la confluencia entre el río soco y su afluente el Seibo, de entre la que destacan una serie de pequeños cerros cónicos, resultado de procesos de erosión selectiva, y numerosas elevaciones lineales de origen litoestructural desigualmente repartidas. El principal factor de degradación ha sido el encajamiento de la red fluvial emergente de la cordillera. Las elevaciones lineales corresponden a resaltes de capas duras monoclinales y verticalizadas, que se presentan como cuestas, hog backs, crestas y barras, elaboradas a favor de niveles de areniscas de la Fm Las Guayabas (Díaz de Neira, 2007). Existe un amplio dispositivo de conos de deyección y abanicos aluviales jalonando los diversos relieves, destacando el abanico del río Soco. Dicho abanico constituye la superficie de arranque de la incisión de la red fluvial actual, cuyos principales cursos muestran carácter consecuente, a diferencia de una buena parte de sus afluentes, de carácter subsecuente por adaptación a la dirección de los niveles resistentes. El Soco es su principal exponente, mostrando su afluente el río Casuí (Díaz de Neira, 2007). 45 6.7 Contexto Sierra de Bahoruco La Sierra de Bahoruco tiene una superficie de 1,126 Km2 Esta Sierra constituye el extremo oriental de una cordillera sumergida que parte de América Central, pasa por Jamaica, cruza el Canal del Viento en Haití, y termina en República Dominicana con la Sierra de Bahoruco (Fig. 20), Esta cordillera emerge al sur de la Isla Hispaniola, creando la Península de Barahona en la República Dominicana y su parte más alta se eleva hacia el Oeste penetrando en la República de Haití, en donde se conoce con los nombres de Massif de La Selle y Massif de la Hotte. En la parte que recorre el territorio Dominicano, se conoce como Sierra de Bahoruco (Hernaiz Huerta et al., 2007b). La estructura del margen norte de la Sierra de Bahoruco se caracteriza por una disposición monoclinal hacia el N/NE o suavemente plegada de las series calcáreas de Neiba superior y Sombrerito y por el desarrollo de un frente de deformación asociado a cabalgamientos sobre la cuenca de Enriquillo; así como por la presencia de fallas rectilíneas de dirección NO-SE con movimiento vertical inverso y en dirección que modifican este frente y producen la compartimentación del flanco en bloques progresivamente más elevados hacia el interior de la sierra y ligeramente cabalgantes hacia el exterior de la misma (Hernaiz Huerta et al., 2007b). La tendencia monoclinal hacia el N/NE o suavemente plegada de las series calcáreas de Neiba superior y Sombrerito es característica del Bahoruco central Los pliegues tienen orientación NO-SE con flancos entre 10º y 30º cortados por fallas inversas hacia el NO, en Jimaní, los pliegues presentan una disposición escalonada derecha con trazas axiales E-O que se interrumpen contra una falla situada en Haití. El contacto entre la Sierra de Bahoruco y la cuenca de Enriquillo es un sistema de fallas con componente inversa, que sumada al relieve estructural producido por el plegamiento supera 3.000m en las transversales orientales (Las Salinas, Barahona), al que hay que añadir 2.000 m de profundidad hasta el centro de la cuenca de Enriquillo (Mann et al., 1999), mientras que el desplazamiento en dirección, más difícil de estimar, no supera 1 ó 2 km (Hernaiz Huerta et al., 2007b). El desplazamiento vertical es máximo en la transversal de Las Salinas, donde el cabalgamiento sobre la Fm Angostura forma un flanco fallado subvertical. Los contactos con algunas de las formaciones adyacentes (p.e. la Fm Jimaní) son 46 sustractivos, sugiriendo movimientos halocinéticos de las evaporitas de la Fm Angostura hacia el SE, en la transversal de Barahona, la geometría del frente se ha interpretado como un cabalgamiento de plano subvertical enterrado bajo los depósitos cuaternarios, que superpone la Fm Neiba superior sobre la Fm Trinchera, con un salto superior a 3.000 m (Hernaiz Huerta et al., 2007b). La sierra es un macizo de origen volcánico de edad cretácica y cubierto por una capa de materiales calcáreos de origen marino, esto quiere decir que toda la sierra estuvo alguna vez sumergida bajo el mar y en su mayoría habitada por corales que dejaron su huella en los sedimentos. La sierra está formada por un complejo de fallas tectónicas producto del choque de las placas del caribe y del atlántico, elevándose y saliendo del mar. Esto hace que podamos encontrar rocas a más de 2.000 metros de altura que a simple vista se notan restos de corales (Hernaiz Huerta et al., 2007b). Los puntos de interés geológico de la sierra de Bahoruco son el Hoyo de Pelempito y la Bahía de las Águilas, así como los yacimientos de bauxita y Larimar. La sierra comprende una zona de montañas altas, de alrededor de 2.400 Km2 Figura 20. Parque Nacional Sierra de Bahoruco, (Republica Dominicana http://ecoturismodominicanosuroeste, 2009). 47 6.7.1 L.I.G. Minas de Larimar (Sierra de Bahoruco) El yacimiento de Larimar de Los Checheses se encuentra en la Sierra de Bahoruco, provincia de Barahona en la parte Sur del país, es de fácil acceso por la carretera Santo Domingo - Barahona. Los explotadores de la mina se agrupan en dos asociaciones: La Cooperativa, que posee unos 170 afiliados y La Asociación de Productores de Larimar, que posee 100 socios, pero que de esta actividad se beneficiarán de manera directa e indirecta aproximadamente unos 1500 campesinos dinamizando la economía del entorno (Fig. 21). El Larimar se ha convertido en una señal de identidad de la República Dominicana. Desde el punto de vista mineralógico el Larimar es una pectolita silicato calcosódico, Ca2Na [Si3O8OH] cuyo proceso de formación es una fase tardía de formación de fluido con pectolita equivalente a una lixiviación de la materia orgánica con captura del cobre reducido y la deposición de cierta cantidad de manganeso obtenido de los sedimentos o brechas volcánicas, condicionando así su coloración definitiva. Las pectolitas tienen una coloración en tonos verdes y su variedad más apreciada adquiere una tonalidad turquesa. Su atractivo color así como su dureza, aptitud al pulido y su brillo hacen de esta piedra un excelente material de joyería. La personalidad del Larimar está asegurada, al ser esta variedad de una singularidad total, no encontrándose este mineral coloreado en tonos azulados en ningún otro lugar del planeta (Espí, 2007; Hernaiz Huerta et al., 2007b). El afloramiento del criadero de Los Checheses está circunscrito a una estrecha banda de materiales volcánicos que, a favor de una gran falla E-W, descubre debajo de la serie carbonatada eocena una pila de episodios volcánicos. Este alargado lentejón aflorante forma parte de una banda de deformación compuesta de unidades estructurales comprendidas entre fallas del mismo tipo con efecto de cizalla y que transcurren con dirección E-O o ENE-OSO a lo largo de bastantes kilómetros (Espí, 2007). La minería del Larimar posee una antigüedad de 32 años, sin embargo, en muy poco tiempo se ha notado una evolución en sus sistemas de explotación. La metodología empleada se encuentra condicionada por varios factores: El escaso espesor y la irregularidad de la capa portadora del Larimar ("la veta") El no uso de explosivos ni de aire comprimido en el avance 48 En muchos casos, la debilidad de los hastiales que envuelven a la capa portadora, que necesita del mínimo hueco posible La precariedad de los elementos auxiliares de aireación y de desagüe Con esas limitaciones, la única posibilidad de explotación, consiste en avanzar con la máxima pendiente, a través de la capa arcillosa que contiene el Larimar, dejando el mínimo espacio posible y, además, dejarlo sin rellenar, ya que en un salto adelanten en el método de explotación empleado desde los últimos años, ha sido el enmaderar casi todo el recorrido de la galería. En definitiva, el ciclo de una unidad de explotación ("el hoyo") comienza con la apertura de una pequeña galería en el derrubio o escombro que tapiza toda la superficie del bloque minado y seguidamente realizar un pozo a veces, se complica algo más y se construye un contrapozo a cierta profundidad, después de avanzar por un nivel de poca producción (Espí, 2007). Figura 21. Larimar en su forma natural y la mina enmaderable (Espí, 2007) 6.7.2 L.I.G. Yacimientos de Bauxita (Sierra de Bahoruco) Los yacimientos de bauxita están ubicados en la sierra Bahoruco, provincia de pedernales, en la región sur del país, las reservas de bauxita en Pedernales República Dominicana son de varios millones de toneladas. La empresa minera Sierra Bauxita Dominicana SBD, actualmente está minando un depósito abierto y continúa loas operaciones y estas pueden incrementarse cuando se requiera una capacidad adicional. Continuamente la Dirección General de Minería lleva a cabo exploraciones mediante 49 perforaciones en áreas conocidas de depósitos profundos, reservando esta información para futuras explotaciones mineras. Una vez el permiso sea otorgado, SBD continuará la exploración y la definición de los cuerpos minerales (Fig. 22). Desde los 60 hasta finales de los 80, la bauxita fue minada y exportada desde la República Dominicana por la Alcoa Corporation, Durante ese tiempo la infraestructura básica fue construida y está en uso todavía hoy incluyendo el acceso a la mina, que es a cielo abierto, los caminos de acarreo, el puerto y las facilidades de carga. La Alcoa minó y exportó más de 30 millones de toneladas mientras operaba la mina. Cuando esta empresa terminó sus operaciones, donó la mina y las facilidades al Gobierno. En el 2007, Sierra Bauxita Dominicana (SBD), firmó un acuerdo con el Gobierno, por 12 años, para explorar, minar y exportar la bauxita (Espí, 2007). Toda la bauxita de la región de Pedernales puede ser caracterizada como “Bauxita Caribeña”. Similar a los depósitos encontrados en Jamaica, esta bauxita tiene un más alto contenido en hierro y más bajo en sílice. La bauxita de grado metalúrgico es menor en sílice que la bauxita grado cemento o no-metálica, que es ideal como materia prima para la manufactura del Cemento. La bauxita también es materia prima para la fabricación del aluminio (Hernaiz Huerta et al., 2007b). Figura 22. Vista de los depósitos de bauxita, pedernales (Dirección General de Minería Republica Dominicana, 2009). 50 6.7.3 L.I.G. El Hoyo de Pelempito EL Hoyo de Pelempito situado en la Sierra Bahoruco, tiene una profundidad de 700 metros y en el centro de observación se registran temperaturas desde 25 hasta cero grado centígrado. Este L.I.G. forma parte de dos contextos geológico estudiados en el presente trabajo, el Karst Tropical y la Sierra de Bahoruco. Como parte de la Sierra de Bahoruco el Hoyo del Pelempito, el cual fue siempre un sitio misterioso para las pocas personas que oyeron hablar de él. Este singular fenómeno natural es el resultado de varias fallas geológicas y el hundimiento de un inmenso banco de coral emergido del océano. El hoyo tiene una forma triangular de 2.5 kilómetros de ancho por 7 de largo. El fondo del mismo se encuentra a 348 metros sobre el nivel del mar, en tanto que los bordes más altos de las montañas circundantes sobrepasan los 1800 metros de altura, lo que indica una depresión de más de 1500 metros de profundidad. El fondo del hoyo tiene una superficie de 10.28 kilómetros cuadrados, mientras que la cuenca tiene un área total de 177 kilómetros cuadrados (García, 2003). Esta depresión se ha formado por la convergencia de dos grandes fenómenos regionales: un extenso sistema de fallas normales que se orientan en dirección Nordeste-Sureste y que define paredes prácticamente verticales y escalonadas en una secuencia que permite considerar a Pelempito como Lugar de Interés Geológico, con tres fallas principales en su extremo noreste y una falla principal en su extremo suroeste. El sistema de fallas en cuestión se acuña hacia el noroeste y se abre en forma de abanico hacia el suroeste, siendo el Hoyo de Pelempito el área de bifurcación de este extenso sistema de fallas que corre a lo largo del eje de la Sierra de Bahoruco. Un amplio proceso de erosión por disolución de las calizas eocénicas allí expuestas, algunas de las cuales son muy susceptibles a los fenómenos de disolución cársica, por lo que tienden a formar múltiples sumideros, a través de los cuales se infiltran las aguas que corren por los pequeños cauces en períodos lluviosos. La precipitación anual es de unos 1.200 milímetros, pero la humedad relativa es alta debido a la presencia de neblinas en determinadas épocas del año. Una de las especies vegetales prevalecientes es la hierba llamada aceitillo (Schyzachyrium gracile), y de ahí vienen los nombres de Loma del Aceitillar y Hoyo del Aceitillar, para esta parte de la Sierra de Bahoruco (García 2003). 51 6.8 Contexto Sierra de Yamasá En la bifurcación hacia el este de la cordillera Central aparece la sierra de Yamasá, que culmina en la loma de Siete Picos o Siete Cabezas y Mariana Chica, fáciles de reconocer cuando se viaja al Cibao, mirando hacia el Norte al salir de la capital. (Fig. 25) La sierra de Yamasá, al igual que la cordillera Central, es muy antigua, y se compone de rocas volcánicas cretácicas. Debido a las intensas lluvias que caen en esta región montañosa, así como las elevadas temperaturas del trópico, las rocas madre se han desintegrado, como resultado de una fuerte oxidación (Marcano, 2009). En el inicio de la sierra de Yamasá, específicamente en las lomas Piedroso, Rancho de Yagua, Los Siete Picos, El Pilón, Novillero y La Cuaba nacen importantes arroyos, como son: Palmarito, Piedra, Rancho de Yagua, Culebra, Molino y Novillero. El clima es tropical húmedo de bosque. La Vegetación originaria de bosque húmedo, sustituida por cultivos permanentes y temporales. Se cultiva Café, cacao, pasto ganadero, frutos menores, etc. Es el sistema montañoso de República Dominicana de mayor explotación minera, principalmente el ferroníquel por la Falconbridge, el oro y plata por la Barrick Gold, actualmente proyecto minero de Pueblo Viejo, y anteriormemente explotado por la Rosario Dominicana. También existen yacimientos de hierro, cobre, mármol, etc. Los balnearios: Ríos Yuna, Maimón y otros. La caverna de la Guácara del Comedero una de las más ricas del área del Caribe (Marcano, 2009). La llanura confirma en su parte norte con el macizo montañoso de la cordillera central, las lomas de la sierra de Yamasá tienen una fracción de poca longitud de las colinas de la plataforma cárstica de los Haitises y las terrazas aluviales altas del pie de monte de la cordillera oriental, los suelos se han formado a expensas de varios materiales desde calizas, tobas, tonalitas, cuarzodiorita, al extremo noreste; basaltos, tobas andesiticas y otras rocas volcánicas hacia el extremo oriental. El grado de desarrollo de los suelos de la sierra de Yamasá es también variado; por lo general, las rocas formadas a expensas de calizas son pocos profundas, tienen topografía muy alomada y están agrupadas en la asociación Santa Clara. Los suelos calcáreos que tienen topografía mas accidentada, se han agrupado en la asociación Guanuma-Elmhurst (Stagno, et al., 1981). 52 6.8.1 L.I.G. Minas de Pueblo Viejo El Oro en los lechos y terrazas de los ríos del país ha sido el único recurso mineral explotado en la época precolombina. Las áreas más importantes son las de Miches en la parte este del país, la cuenca del Río Mao (Monción) algo más al Oeste, el valle del Río Haina en Villa Altagracia y San Francisco de Macorís en el Centro –Norte (Nelson et al., 2001). Pueblo Viejo, en la provincia Sánchez Ramírez (Cotuí), perteneciente a la Sierra de Yamasá y de Monseñor Nouel (Bonao), ubicada a 100 Kms. de Santo Domingo. En el lugar de la antigua operación de Rosario Dominicana, se comienza a desarrollar el proyecto Pueblo viejo, reserva minera de clase mundial y uno de los más grandes depósitos de oro no desarrollados Los depósitos de oro del Distrito de Pueblo Viejo representan uno de los recursos de oro y plata más grandes del mundo, por lo que son de interés especial para los geólogos de exploración (Fig. 23) (Nelson et al 2001). Rosario Dominicana explotó los depósitos de óxido de Pueblo Viejo desde 1975 hasta su agotamiento en 1999 y desde entonces, la mina y la planta cesaron sus operaciones. La producción de oro de la mina de Pueblo Viejo ha sido en promedio de unas 200.000 onzas anuales desde que comenzó la operación a cielo abierto en el 1975. Durante los años 1976 y 1981 se alcanzaron picos de más de 410 000 onzas. Sin embargo, a medida que la reserva de óxido se agotaba gradualmente, tanto el tonelaje como la proporción recuperada de oro caían a mediados de los años 1980. Pueblo Viejo cerró en 1993, reabrió en 1994, operó reducidamente por varios años y cerró otra vez en 1999. Se obtuvo una producción total, hasta 1996, de 5 335 918 onzas de oro y 24 422 758 onzas de plata (Ruiz 1997). El yacimiento de Pueblo Viejo es de tipo volcanogénico (VMS) y está encajado en las rocas de la Fm (Childe, 2000). La mineralización se encuentra relacionada espacial y temporalmente con una serie de domos volcánicos del Cretácico Inferior. En el Distrito Pueblo Viejo ha identificado por lo menos siete centros volcánicos los cuales se interdigitan, solapan y se encuentran interestratificados con sedimentos epiclásticos (Nelson et al., 2001). 53 Se depositaron en conjunto más de 40 millones de onzas de oro, 240 millones de onzas de plata, 3 millones de toneladas métricas de zinc y 0,4 millones de toneladas métricas de cobre. Los dos depósitos principales (Moore y Monte Negro) y varios depósitos más pequeños (Cumba, Mejita, Mejita Arriba, Banco 5, Arroyo Hondo I y II) han producido mena desde que comenzó la mina en 1975. En 1997, el promedio de recuperación de oro en Pueblo Viejo fue de aproximadamente 45%. La ley de corte era de 1 g/t de oro La encapsulación por sulfuros (el contenido de sulfuros es de un 8 %), la competencia por carbón (el contenido de carbón es de 0,5 %), el alto contenido de arsénico (2.000 ppm en promedio), la encapsulación en cuarzo (afecta aproximadamente el 10 % del oro) y el alto contenido de cobre y zinc (lo cual aumenta el consumo de cianuro) tienen todo un efecto adverso en la recuperación del oro. Es difícil que se recupere la producción de oro hasta que se puedan hacer mejoras en la planta que permitan evaluar y solucionar los problemas metalúrgicos (Nelson et al 2008). Todas las muestras de alteración hidrotermal del yacimiento contienen más de 1 ppm de oro. Además, la mineralización de Pueblo Viejo está enriquecida en un conjunto de metales que incluyen además del oro, plata, cobre y zinc (López, 2010). La inversión requerida para poner en funcionamiento la mina de pueblo viejo, que comenzó a operar a cielo abierto, alcanza los 3.000 millones de dólares (más de 2.300 millones de euros) aproximadamente. Se estima una vida útil de 25 años y cuenta con reservas probadas y probables de 20,4 millones de onzas de oro, 455 millones de libras de cobre y 131,3 millones de onzas de plata (López, 2010). 54 Figura 23. Mina de Pueblo Viejo, Cotuí (Dirección General de Minería Republica Dominicana, 2010). 6.8.2 L.I.G. Minas de Ferroníquel (Falcondo, Bonao) Los depósitos mineros más importantes en el país son las mineralizaciones ferroniquelíferas que se encuentran en rocas ultramáficas (peridotitas), ubicadas en la zona de Bonao y La Vega, explotados por la Falconbridge Dominicana, Falcondo inicia sus investigaciones exploratorias en el año de 1955, correspondiente a los yacimientos de laterítas ferroniquelíferas en la zona de Bonao; en 1962 se instalaron plantas pilotos y continuaron las investigaciones siendo en 1972 cuando comienza la explotación produciendo ferroníquel La Falconbridge Dominicana, de capital originalmente canadiense, inicia sus explotaciones mineras en la provincia Monseñor Nouel, con la finalidad de recuperar el ferroníquel contenido en la Garnierita y en la laterita niquelífera asociada a las peridotitas serpentinizadas localizadas en la loma de la Peguera y en la loma Caribe de Bonao (Ferreiras, 1991). William Gabb inició en 1869 un examen geológico y topográfico del territorio Dominicano, y en 1919, el geólogo Thomas Wyland Vaughan y otros especialistas del servicio geológico Norteamericano produjeron un reporte titulado "Un reconocimiento geológico de la República Dominicana" en el que realizaron un estudio de los suelos 55 lateríticos de la Fm Maimón donde se encuentran los yacimientos más grandes de Ferroníquel de toda el área del Caribe (Vaughan, 1922). La Falconbridge Dominicana inició su producción comercial con una planta pirometalúrgica para producir ferroníquel. Actualmente continúa en operación, con una producción máxima en 1977, de 32.581 toneladas de níquel y la producción mínima en 1982, fue de 5.668 toneladas de níquel. La producción media anual es de 28.000 toneladas de ferroníquel. Los ingresos totales hasta 2005 fueron de unos 5.500 millones de US$ (4.332 millones de €). Los mercados principales son Estados Unidos: 20 - 25%, Europa: 45 - 50%, Corea y Japón: 25 - 30%. Las reservas minerales (2005) Probadas y Probables son de 54.4 millones de toneladas, con 1.19% Ni (Falcondo, 2005). En buena medida, la explotación de ferroníquel en la planta Falconbridge Dominicana, de Bonao, ha servido de soporte al desarrollo de la economía dominicana durante casi cuatro décadas. Este aporte fue más relevante a finales de los 80 y la década de los 90, cuando las exportaciones de ferroníquel en relación a las exportaciones totales rondaron el 30%; en el mejor de los años, el aporte llegó a significar el 40% (BCRD, Estadísticas Nacionales). La empresa aquí cuenta con un personal de 1.564 empleados permanentes, 165 temporales y ~400 contratistas. Se espera que continúe sus operaciones produciendo unas 28.000 de toneladas de níquel/año. Las inversiones de capital necesarias para ampliar o modernizar sus operaciones son de 80M €, la vida útil de la mina se estima en 15 años, posee un programa de exploración en curso para aumentar las reservas de mineral y extender vida de la mina (Falcondo 2005). 6.9 Contexto Valle del Cibao El valle del Cibao está limitado al Norte por la Cordillera Septentrional y al Sur por la Cordillera Central (Fig. 25). Este Valle fue una Cuenca pre-arco insular, en la cual más de 4.000 metros de sedimentos marinos se acumularon durante el Neógeno. Al final del extremo Occidental del Valle del Cibao en la boca del Río Yaque del Norte, los suelos son aluviones Cuaternarios. Éste es el valle más extenso e importante de República Dominicana y de toda la isla, extendiéndose desde las bahías de Montecristi y 56 Manzanillo hasta la bahía de Samaná, con dirección noroeste-sudeste y una longitud de 225 Km., con anchuras entre 10 y 45 Km. Continúa en Haití con el nombre de llanura del Norte. Está dividido en dos subregiones con una divisoria de agua localizada entre Santiago y Licey al Medio (Escuder Viruete et al., 2004). a) La parte occidental o valle del río Yaque del Norte, con un área de 2.950 Km2. b) La parte oriental o valle del río Yuna, con un área de 3.500 km2, conocida con el nombre de valle de La Vega Real, dado por Cristóbal Colón. En su origen fue un canal marino, que desapareció por levantamiento de terrenos que datan del Mioceno y por los aluviones arrastrados por los ríos Yaque del Norte y Yuna con sus afluentes, durante el Pleistoceno. Tiene importantes líneas de fallas tanto en el borde de la cordillera Septentrional como de la Central (Fig. 24). Los suelos son materiales lacustres-marinos arcillosos, de aluviones fluviales y abanico aluvionales al pié de la cordillera; formaciones de rocas sedimentarias en los bordes montañosos (Escuder Viruete et al., 2004). Se estrecha frente a Santiago de los Caballeros y se ensancha entre La Vega, Cotuí y San Francisco de Macorís. Los ríos principales de la parte oriental son el Yuna, Camú de la Vega, Jaya, Payabo, Cuaba, Licey, Cenoví, etc. Los de la parte occidental son el Yaque del Norte, Mao, Amina, Guayubín, Chacuey, Masacre o Dajabón, etc. Un levantamiento del terreno al este de Santiago de los Caballeros establece una divisoria de aguas formando dos partes distintas en clima e hidrología. Así este valle toma el nombre de los ríos que le mojan, Valle del Yuna en su parte oriental y Valle del Yaque del Norte en la occidental, en el Valle del Yaque las lluvias son escasas y las temperaturas altas, la vegetación característica es de plantas xerófilas, la agricultura se desarrolla a base de canales de riego, el cultivo de arroz domina el paisaje, hay plantaciones de caña de azúcar (ingenio Esperanza), tabaco, bananas (la Cruz de Manzanillo) y otros frutos menores. Donde no hay canales de riego, se encuentran los cactus y plantas de madera dura. La región cuenta con importantes recursos naturales. Las mejores tierras agrícolas del país están allí situadas. Los suelos creados por la aportación de los limos fluviales son excepcionales en la mitad oriental del valle cibaeño. Los ríos son caudalosos y, en las 57 zonas de mayor pendiente, aptos para la generación de energía hidroeléctrica. También cuenta con yacimientos mineros más grandes del área del Caribe y de gran interés para la economía nacional, como el oro y la plata de Pueblo Viejo (Escuder Viruete et al., 2004). El Valle del Cibao es una cuenca rellena de materiales cenozoicos constituidos principalmente por conglomerados y areniscas calcáreas (tipo Tabera), de edad probable Oligoceno- Mioceno, y con potencia mínima visible de unos 200-300 m. Se presentan en la parte central del borde sur de la cuenca. Son formaciones de permeabilidad variable (permeabilidad por porosidad intersticial) y potencialidad de explotación media. Los conglomerados son molasas continentales, tipo Bulla. También hay limolitas calcáreas, y calizas detríticas (tipo Cercado-Gurabo-Mao) (INDRHI-EPTISA, 2004). Figura 24. Valle del Cibao (http://ecoturismodominicano.com, 2009). 58 6.9.1 L.I.G. Depósitos Hidrogeológicos del Valle del Cibao Los depósitos hidrogeológicos del valle del Cibao se encuentran en la cuenca de los ríos Yaque del Norte, Yuna y Camu, son depósitos del cuaternarios asociados a los principales cursos fluviales están constituidos fundamentalmente por depósitos aluviales y terrazas fluviales, Estos materiales se consideran muy permeables por porosidad intersticial y de elevada capacidad productiva, estando compensada su escasa potencia (decamétrica) con su elevada superficie de afloramientos. Otros materiales que presentan buenas características desde el punto de vista hidrogeológico aunque escasa capacidad productiva por su reducida extensión (13.5 Km 2), son los abanicos aluviales cuaternarios, que se desarrollan fundamentalmente en el contacto de la subunidad del Yaque del Norte con la Cordillera Septentrional (INDRHI-EPTISA, 2004). Igualmente, pueden presentar cierto interés hidrogeológico los depósitos de conglomerados y areniscas del Neógeno localizados fundamentalmente en los sectores meridional y noroccidental de la subunidad del Yaque del Norte, y en menor medida en la zona más occidental de la subunidad del Bajo Yuna. Estos materiales presentan un grado de permeabilidad medio por porosidad intersticial y productividad variable. Los puntos de agua inventariados sobre estos materiales están concentrados en determinados sectores en los que existen unas condiciones hidrogeológicas más favorables, ya que se trata de depósitos heterogéneos que varían en el porcentaje de finos y gruesos. Algo similar ocurre con los conglomerados, areniscas y calizas arrecifales del Oligoceno, presentes en la zona sur de la unidad hidrogeológica, en el contacto con la Cordillera Central. Se trata de materiales de permeabilidad variable y productividad media, que presentan un menor grado de desarrollo con una superficie total de afloramientos de 215 km2, buena parte de los cuales se encuentran ocupados por las presas de Tavera y Bao. El último de los depósitos considerados como de interés hidrogeológico son los conglomerados, arenas, molasas y calizas arrecifales del Pleistoceno/Plioceno. Estos materiales se encuentran situados entre el borde norte de las calizas pliocenas y el aluvial del río Yaque del Norte y en el contacto entre el sector sureste de la Cordillera Septentrional y el Valle del Cibao. Se consideran formaciones con un grado de productividad medio y una superficie total de afloramientos de 395 Km2. Por debajo de estos materiales se encuentran las calizas pliocenas que constituyen un acuífero semi-confinado (INDRHI-EPTISA, 2004). 59 6.10 Contexto Valle de San Juan La Cuenca de San Juan o Valle de San Juan está ubicada al suroeste del país, este valle a una altura de 400 a 450 m. Es bastante semejante al Valle del Cibao, mide 90 Km. de longitud y es el segundo más extenso del país, con un área de 1.800 Km2, está enclavado entre la sierra de Neiba y la cordillera Central. Toma dirección noroestesudeste y continúa en Haití con el nombre de Plateau Central (Fig. 25). Este valle era un lago antes y durante el Cuaternario, durante los últimos 50.000 años, fue rellenado con los aluviones del río Yuna y sus afluentes. Se trata de una depresión estructural con líneas de fallas en el Norte y el Sur. Tiene dos vertientes en Pedro Corto (oeste de la ciudad de San Juan) que divide el valle en dos subregiones: a) La parte oriental drenada por el río San Juan. b) La parte occidental drenada por el río Macasía. Más allá del cruce de la carretera Sánchez, con el ramal de Barahona, tanto en una carretera como en la otra, se observan grandes depósitos de aluviones y aluviones fluviales. Estos aluviones necesariamente fueron arrastrados por un gran río, que debió ser el Yaque del Sur, cuando corría hacia la bahía de Ocoa (Hernaiz Huerta et al., 2007b). En la parte oriental están los ríos San Juan, Mijo, los Baos, San Martín, etc. La vegetación es de sabana y bosque húmedo con clima tropical húmedo de sabana y bosque. Es la parte más fértil y explotada, tiene importante producción de arroz, habichuelas, ganadería, etc. Los principales poblados son: San Juan de la Maguana, el Guanito, Sabana Alta, etc. En la parte occidental están los ríos Macasía, Yabonico, Tocino, etc. La vegetación es seca (xerófila) y el clima estepario. En el área de Comendador, el clima es tropical húmedo de bosque, menos fértiles se produce Maní, y frutos menores y hay ganadería. Los poblados son Comendador (antiguo Elías Piña), las Matas de Farfán, Pedro Santana, Bánica, El Llano, Matayaya, etc (Hernaiz Huerta et al., 2007b). 60 6.10.1 L.I.G. Unidad de Catanamatías Al norte de la Cuenca de San Juan, Bernárdez y Soler (2004) han descrito otra estructura característica de zonas transpresivas: la unidad de Catanamatías. Este tipo de estructuras han sido descritas en diversos lugares (Aydin y Nur, 1985, Campagna y Aydin, 1991; Paylor y Yin, 1993; McClay y Bonora, 2001) y también han sido generadas con modelos analógicos por McClay y Bonora (2001). La Sierra de Catanamatías de 30 km de largo y 13 km de ancho, presenta una forma groseramente romboidal (ligeramente sigmoide) limitada al norte por la zona de falla de Yacahueque, al noreste por la Falla de La Boca de Los Arroyos y al sur y sureste por la Falla de Los Copeyes, expresión en la zona de la Zona de Falla de San Juan Los Pozos. Este bloque topográficamente elevado está rodeado por valles o bajos topográficos excavados sobre las fallas que lo limitan. Su estructura antiformal consiste en una serie de pliegues y fallas de componente principal cabalgante con trazas de dirección aproximada E-O y vergencia sur a las que acompañan otras fallas de salto en dirección (Pérez-Estaún, et al., 2007). Tanto la traza axial de los pliegues como el trazado de las fallas asociadas son sinuosos. La distribución, orientación, naturaleza y coetaneidad en la formación de las estructuras, Estos puentes dan lugar a una elevación topográfica de forma romboidal u ovoide, limitada por fallas, que en los extremos opuestos (vértices opuestos del romboide) se unen a la falla de desgarre que los origina y presentan unas estructuras en su interior (pliegues y fallas) que suelen tener una cierta oblicuidad con la falla mayor (deformación por cizalla transpresiva). La edad de esta estructura puede considerarse Oligoceno Superior a Mioceno Inferior y Medio (Bernárdez y Soler, 2004). En este lugar se encuentra la cueva de Catanamatías, la cual está entre las más profundas del mundo, según mediciones mundiales hechas por el investigador francés Eric Madelaine del Instituto Nacional Francés de Ciencias de la Investigación. Esta cueva se encuentra situada en una de las comunidades de Las Matas de Farfán y Según la Base de datos actual de Madelaine, la Cueva de Catanamatías está en el lugar número 736 de 1075 cuevas más grandes catalogadas en el mundo, pues sus dimensiones son de 380 m de profundidad y 1.000 m de Largo. 61 6.11 Contexto Hoya de Enriquillo La Hoya de Enriquillo es una depresión de origen tectónico situada al oeste de la bahía de Neiba, entre las sierras de Neiba y Bahoruco. Al suroeste del país, tiene un área de 1.825 Km2; continúa en territorio haitiano con el nombre de Cul-de-sac. Es una fosa o depresión tectónica producto de una falla de hundimiento que se originó en el MiocenoOligoceno y que originó un canal marino que se extendía desde la bahía de Neiba hasta la de Puerto Príncipe (Haití) (Fig. 25) El canal se fue secando por evaporación, levantamiento y sedimentos en el Pleistoceno-Holoceno. La parte central se elevó menos y quedó bajo el nivel del mar (44 m.), siendo ocupada por el lago Enriquillo (Díaz de Neira et al., 2007). A lo largo del Holoceno ha sufrido drásticos cambios fisiográficos, cuando el delta del río Yaque del Sur aisló parte de un corredor marino, transformándolo en el lago que alberga las altitudes menores de las Antillas hoy día. Actualmente, los procesos geodinámicos activos afectan de forma importante a la región, por lo que su localización posee un especial interés. Para su tratamiento se aplican un procedimiento cartográfico y una metodología especialmente diseñada para este tipo de eventos naturales que parten de la elaboración del Mapa Geomorfológico y es previa al estudio de los Riesgos Geológicos. En particular, se constata la potencial inundabilidad de toda la depresión, debido a la acción marina-litoral en el extremo oriental, a la dinámica fluvial en el ámbito del abanico aluvial de baja pendiente del Yaque del Sur y al carácter lacustreendorreico en el resto de la Hoya de Enriquillo. Existen evidencias de actividad neotectónica, especialmente en los bordes de la depresión. Los procesos erosivos, de gravedad y aquellos otros asociados a litologías especiales, alcanzan gran intensidad en las sierras (Díaz de Neira et al., 2007). Las características geológicas y geomorfológicas afirman que esta depresión no es un valle como lo llaman muchos autores (valle de Neiba) sino una hoya. Prevalecen los suelos lacustres-marinos. Y aluvionales en la parte oriental (delta del Yaque del Sur). La parte occidental está formada, tanto en el borde de la sierra de Neiba como la de Bahoruco, por abanicos aluvionales o cono de deyección donde se concentran las principales poblaciones y actividades agrícolas. Existen áreas cubiertas de rocas calcáreas y con afloramiento de corales arrecifales, bancos de moluscos, etc., que unido al alto índice de salinidad, dificultan un buen desarrollo agrícola. La vegetación es de 62 bosque xerófilo (seco) y clima seco estepario. Existen arroyos y surgencias que originan pintorescos balnearios, como Las Marías (Neiba), Las Barías (La Descubierta), El Cachón (Boca de Cachón), y la sulfurosa La Sulza (Duvergé). En la parte occidental el río más importante es Las Damas. Esta zona tiene el lago Enriquillo, de 265 Km2, que es el lago más grande de las Antillas, situado a unos 44 m bajo el nivel del mar. Sus aguas son saladas; sus sales son el residuo de lo que fue, “un canal marino” y tiene tres islas también bajo el nivel del mar: Cabritos, Chiquita o Barbarita y la Isleta. La Cabritos mide 12 Km. de longitud y es poblada de cocodrilos nativos del país (Crocodylus Acutus o Cocodrilo Americano) e iguanas la más interesante es la Cyclura cornuta, recuerda a los dinosaurios (Parque Nacional). Esta zona es la menos productiva y se explota frutos menores, vid en Galván, cebollino en Mella, etc. En la parte oriental el río más importante es el Yaque del Sur que desagua en la laguna Rincón o de Cabral que por los aportes de agua dulce no es muy salada, mide 28 Km2. Esta zona es la más fértil y tiene plantaciones de caña de azúcar, plátanos, guineos, cocos, etc. La industria más importante es Ingenio Azucarero de Barahona (Díaz de Neira et al., 2007). La región de la Hoya de Enriquillo está sometida a constantes acontecimientos naturales de tipo catastrófico, como son las frecuentes avenidas producidas en respuesta a las intensas tormentas desencadenadas en el sector montañoso y que alcanzan su máxima expresión en el caso de los ciclones y huracanes que azotan la isla; entre sus manifestaciones más recientes, cabe señalar el paso del huracán Georges (1998) y la avenida de Jimaní (2004). Aunque menos frecuentes, no por ello deben olvidarse como factor destructivo los terremotos, que en época histórica han dejado su huella, y que en el sector litoral pueden ir acompañados de tsunamis (Díaz de Neira et al., 2007). A pesar de que a gran escala la fisonomía actual de la Hoya de Enriquillo es el resultado de la estructuración geológica regional, la incidencia de procesos morfogenéticos externos marinos, fluviales y lacustres, ha contribuido especialmente a una drástica transformación del paisaje regional. Las formas fluviales son las más extendidas, destacando las relaciones con el río Yaque del Sur, que a lo largo del valle de San Juan y a su paso entre las sierras de Neiba y Martín García, ha dejado diversos depósitos junto al canal actual (Díaz de Neira et al., 2007). 63 6.11.1 L.I.G. Lago Enriquillo El principal elemento fisiográfico de la Hoya de Enriquillo es el lago que le da nombre, localizado en su sector central (sector occidental de la zona de estudio). Este lago alberga las menores cotas de La Española y de todas Las Antillas. El lago Enriquillo es el resto de un antiguo canal marino que unía las bahías de Neiba y Puerto Príncipe. Está situado a aproximadamente 44 metros bajo el nivel del mar y pertenece a la Hoya de Enriquillo. El nivel del lago oscila debido a la fuerte evaporación de la zona, que no se compensa simultáneamente por la lluvia y el escurrimiento de las aguas superficiales de la cuenca, así como debido a las lluvias de los huracanes y los desbordes de los ríos. En 1990, se encontraba a 34 m bajo el nivel del mar mientras que en 1979 llegaba a casi 46 m bajo el nivel del mar. La tendencia histórica es a disminuir debido a que las aguas que lo alimentan están siendo usadas en la agricultura y consumo en las ciudades, mientras que la evaporación es constante (Díaz de Neira et al., 2007). Desde una perspectiva meramente litoestructural, son destacables la superficie estructural horizontal que orla el lago Enriquillo, constituida por los restos del techo de un arrecife holoceno, de la que arrancaría el posterior encajamiento lacustre, y los resaltes asociados a los niveles más consistentes de las Formaciones Sombrerito, Trinchera, Angostura, Arroyo Blanco y Jimaní, consistentes en líneas de capa monoclinales, chevrons, hog backs y crestas (Díaz de Neira et al., 2007). La profundidad del fondo del lago es variable y es mayor al norte de la Isla Cabritos, con una cota 79 metros bajo el nivel del mar. La isla Cabritos, de más de 10 km de longitud máxima, que en períodos de sequía llega a conectar con tierra firme, en 1979, antes del paso del Huracán David, la profundidad al norte de Cabritos era de 19,5 m mientras que al sur era de solamente 7,6 m. En 1980, al año del paso del Huracán David, la máxima profundidad al norte era de 23,4 m mientras que en el lado sur era de 12,3 m. La salinidad del Lago Enriquillo es mayor que la del mar y la variación depende principalmente de la evaporación. En el fondo de la parte norte del lago se han encontrado valores máximos que superan los 66 ppm, lo que hace que el lago sea hipersalino (Díaz de Neira et al., 2007). 64 La temperatura en toda la zona es relativamente alta, oscilando entre 27 °C a 28 °C, llegando incluso a 36 °C. La precipitación es baja, de 500 mm de media anual, ya que el lago se encuentra en una zona seca. La precipitación se concentran en dos épocas: Mayo-Junio y Septiembre-Octubre, actualmente debido a las constantes lluvias el lago Enriquillo ha comenzado a crecer. La Isla Cabritos es la única isla que queda dentro del lago, antes de la expansión actual, el lago medía aprox. 12 x 2,2 km; actualmente mide unos 18 km² además tiene una forma alargada. Los islotes Barbarita (también conocida localmente como "Chiquita") e Islita han desaparecido. 6.12 Contexto Sierra de Martin García Esta sierra se encuentra al Sur-Este de la Sierra de Neiba, se extiende en dirección Noroeste-Sudeste con una longitud de 25 Km (Fig. 25). Esta sierra se originó en el Eoceno, formando parte de la Sierra de Neiba de la cual se separó en el OligocenoMioceno por una falla de hundimiento que a la vez varió el curso del Yaque del Sur hacia la bahía de Neiba (antes desembocaba en la bahía de Ocoa). Figura 25. Mapa de las cordillera, sierras y valles de la Republica Dominicana (http//ministeriodemedioambiente.com.do, 2008) 65 La Sierra de Martín García está compuesta por un enorme macizo que emergió del mar y que se encuentra en el extremo noreste de la Bahía de Neiba, frente a la ciudad de Barahona. La mayor parte de esta sierra está constituida por formaciones de rocas carbonatadas con cavernas donde se evidencia la presencia de aborígenes taínos. Su mayor altura es La Loma del Curro, con 1,343 m. No tiene ríos, nacen algunos arroyos en las épocas de las máximas lluvias como arroyo Blanco, Mordán, etc. Respecto a su vegetación, prevalece la xerófila con excepción de las grandes alturas con pequeño bosque húmedo. El clima es seco estepario. El cultivo es principalmente de café, en las altas montañas. Como riqueza del lugar se deben citar también los manantiales de aguas termales, como el de Caona de Barahona y el de Barrero de Azua y las playas de punta Martín García (Hernáiz Huerta et al., 2007b). La Sierra de Martín García es un anticlinorio con doble vergencia cabalgante sobre las cuencas de Enriquillo y Azua. Su trayectoria cambia de NO-SE en el extremo oriental de la sierra a E-O o ENE-OSO en el extremo occidental, con una acusada inmersión hacia el oeste. El margen meridional es un cabalgamiento que superpone las Fm. Neiba y Sombrerito sobre las Fm. de Arroyo Blanco-Las Salinas con un salto vertical próximo a los 3.000 m (Hernáiz Huerta et al., 2007b) (Fig. 26). Fig. 26. Corte geológico de la Sierra de Martín García según Hernáiz Huerta et al. (2007b). En la vertiente norte de la Sierra el límite con la cuenca de Enriquillo son varios cabalgamientos de trazado curvo que desplazan la Fm. Sombrerito y el contacto de ésta y su miembro superior Gajo Largo Lateralmente hacia el este, el salto es mayor, con superposición de la Fm Sombrerito sobre la Fm Trinchera. Hacia el norte, la estructura de la cuenca de Enriquillo es un sinclinal (Mann et al., 1999) de plano axial subvertical o ligeramente vergente tanto al norte como al sur y una traza axial E-O alabeada que se prolonga desde la cuenca de Azua. La continuidad del flanco se interrumpe por el anticlinal de Quita Coraza asociado a un cabalgamiento de vergencia sur el flanco septentrional del sinclinal de los Güiros es cortado por el frente meridional de la Sierra de Neiba que coincide aproximadamente 66 con la terminación oriental de la falla de Enriquillo. Los nuevos datos cartográficos de superficie combinados con los contornos estructurales del subsuelo de la cuenca sugieren la continuidad hacia en NO del sinclinal de los Güiros con el sinclinal de Apolinar Perdomo (Hernáiz Huerta, et al., 2007b). 6.12.1 L.I.G. Formación Trinchera en el talud de la carretera de Azua a Barahona La Fm Trinchera se encuentra ubicada en la sierra Martin García, el corte más característico de la Fm Trinchera es el talud de la carretera de Azua a Barahona, al SO de la localidad de Fondo Negro (sector al este de la localidad de Quita Coraza) que a su vez coincide con su máximo espesor (McLaughlin et al., 1991). Desde este corte, la formación disminuye de espesor hacia el este y hacia el oeste, acuñándose en el subsuelo del lago Enriquillo. En el citado corte de la carretera, la Fm Trinchera es una sucesión rítmica de más de 1.500 m de margas y areniscas siliciclásticas, interpretada como depósitos de un sistema del taicoturbidítico progradante: facies turbidíticas con predominio margoso de leve distal en la parte inferior, facies areniscosas canalizadas y de margen de canal en la parte media, y secuencias negativas de barras deltaicas en la superior (Hernáiz Huerta, et al., 2007b). En el sinclinal de Vallejuelo del interior de la Sierra de Neiba, los términos superiores de la serie se asemejan a los descritos en la cuenca de Azua y en el sector meridional de la cuenca de San Juan (Hernaiz Huerta, 2004), con intercalaciones de conglomerados y areniscas con laminación paralela, hummocky, ripples de oleaje y un mayor grado de bioturbación, indicativo de medios más someros, posiblemente una llanura deltaica. En estas localidades, la Fm Trinchera erosiona al Mb Gajo Largo y parcialmente al Mb Loma de la Patilla de la Fm Sombrerito. La Fm Trinchera es significativamente la primera que incorpora grandes volúmenes de materiales del arco de isla (Fm Tireo). Su edad se atribuye al intervalo Mioceno Superior-Plioceno Inferior (McLaughlin et al., 1991). 67 6.13 Contexto Cuenca de Azua Al sur del país, entre la cordillera Central y la sierra Martín García, se extiende en dirección este-oeste con una longitud de unos 70 Km y un área de 400 Km 2 (Fig. 25). Antes del Mioceno, este llano de Azua formaba, con el valle de San Juan, una sola fosa de sedimentación, Los levantamientos del período Pleistoceno desviaron el río Yaque del Sur hacia la bahía de Neiba. Así mismo establecieron una separación entre el valle de San Juan y el llano de Azua. Viajando desde Azua a San Juan o Barahona, se notan la división entre las dos llanuras, por cerros que se levantan para unir la sierra de Neiba con la cordillera Central. Los aluviones de la era cuaternaria han rellenado la fosa por depósitos aluvionales y fluviales con mucho material suelto (Díaz de Neira, 2002). La cuenca de Azua ocupa el extremo oriental de las cuencas neógenas de La Española, cuya historia ha seguido una marcada tendencia somerizante, evolucionando desde condiciones marinas profundas, a comienzos del Mioceno, hasta facies continentales a finales del Plioceno. Esta evolución fue condicionada directamente por la elevación y el avance de la Cordillera Central hacia la cuenca de Azua, lo que provocó, además de un ingente aporte de materiales terrígenos, una restricción del área de sedimentación, con compartimentación de la cuenca inicial, individualizándose las cuencas de Enriquillo y San Juan-Azua durante el Plioceno (Díaz de Neira y Sole Pont, 2002). Dentro de este esquema general, el sector de Azua presenta diversas peculiaridades derivadas de su posición marginal y de los procesos geodinámicos allí acontecidos desde finales del Plioceno. Su serie neógena está integrada, de muro a techo, por las formaciones: Sombrerito (Mioceno), no aflorante; Trinchera (Mioceno Superior) depositada bajo influencia deltaica; Quita Coraza (Plioceno), reflejando un contexto de bahía; Arroyo Blanco (Plioceno) sedimentada en ambientes litorales y aluviales; y Arroyo Seco/Vía (Plioceno-Pleistoceno), generada bajo un régimen exclusivamente continental de tipo aluvial. Los afloramientos miocenos que orlan la bahía de Ocoa, tradicionalmente atribuidos a la Fm Sombrerito, son el resultado de una aloctonía de varios cientos de kilómetros, por lo que deben tratarse independientemente de la serie autóctona (Díaz de Neira y Solé Pont, 2002). 68 6.13.1 L.I.G. Salinas de Punta Vigía Este Lugar de Interés Geológico ya ha sido catalogado en el inventario de LIGs del mapa geológico de Azua (Díaz de Neira, 2000). Se trata de una pequeña área localizada en el ámbito de Punta Vigía a la cual se puede acceder mediante vehículo a través de una pista de buena calidad que parte de la playa de Monte Río, al Sur de Azua. Deben resaltarse los bellos paisajes visibles a lo largo de la pista, en la que además son posibles algunas observaciones destacables. Su interés principal es de tipo geomorfológico y minero, con un interés sedimentológico subordinado; por su posible utilización se puede catalogar como de interés económico, científico, turístico y didáctico, con un ámbito de influencia regional. Ascendiendo por la pista existen diversas panorámicas del Llano de Azua, con las estribaciones de la Cordillera Central al Norte y la bahía de Ocoa al Sur. También se aprecia el carácter abrupto del litoral, con acantilados y estrechísimas playas que con frecuencia corresponden a acumulaciones de Corales transportados. La aproximación al litoral permite apreciar el aspecto de las calizas tableadas y en bancos de la Fm. Sombrerito , con sus dominantes tonos blanquecinos Ya al final de la pista se constata la gran variedad y belleza de las acumulaciones coralinas, que allí constituyen una barrera que aísla una laguna cuya evaporación provoca el depósito salino. Las pequeñas lomas más próximas al litoral poseen una forma aplanada debido a la acción erosiva del mar durante el Cuaternario (Díaz de Neira, 2000). 6.13.2 L.I.G Litoral de Puerto Tortuguero Este Lugar de Interés Geológico ya ha sido catalogado en el inventario de LIGs del mapa geológico de Azua (Díaz de Neira, 2000). Presenta una gran variedad de depósitos y formas litorales cuaternarios en una reducida extensión, lo que unido a su fácil acceso a través de una pista desde el Sureste de Azua, le confieren cierta relevancia. Su interés principal es de tipo geomorfológico, pudiendo catalogarse en función de su utilización como de interés científico, turístico, didáctico y económico. Puerto Tortuguero se localiza en un pequeño entrante marino que da lugar a una estrecha playa de arenas y cantos. Está limitada al Suroeste por un saliente constituido por acumulaciones coralinas sueltas, que al pasar al medio acuoso se relacionan con el desarrollo de manglares. A espaldas de la playa se observa un depósito litoral ligeramente elevado 69 sobre el nivel del mar actual, constituido por gravas y arenas con abundantes estructuras sedimentarias de medios costeros. En el sector oriental aparecen acumulaciones arenosas de origen eólico, principalmente dunas, cuya altura oscila entre 1 y 3m. Por último, tras todo este cortejo litoral se dispone un área lagunar, en buena parte desecado por la alta evaporación, en la que predominan los depósitos lutítico-evaporíticos (Díaz de Neira, 2000). 6.14 Contexto Arrecifes de Coral Fósiles y Actuales Los estudios cuantitativos de diversidad de corales escleractínidos en la República Dominicana comienzan con el inventario de Bonnelly de Calventi (1974). Este inventario se limita a una profundidad de 9 m y compila 27 especies con zooxantelas y una especie sin zooxantelas para varias localidades. Geraldes y Bonnelly de Calventi (1978) completan este primer listado con inventarios hechos en los arrecifes de la costa Sur hasta una profundidad de 30 m. Estos autores registraron 43 especies con zooxantelas y a Madracis pharensis como la única especie sin zooxantelas observada, en un inventario exhaustivo aceptado en el 2004. Las plantas y animales marinos en tres localidades de la costa SE hasta 20 m de profundidad produjo una lista de 40 especies corales, todas con zooxantelas y ninguna de las cuales constituye un registro nuevo para la isla (Williams et al., 1983). En 1994 se realizó el estudio de mayor extensión geográfica hasta la fecha, muestreando 14 localidades a lo largo de la costa dominicana (Geraldes 1994). Este autor identificó 36 especies con zooxantelas para estas localidades sin ningún registro nuevo para la República Dominicana. Los inventarios de otros grupos de nidarios y esponjas para las áreas arrecifales han sido aun más limitados. Bardales (Williams et al., 1983) registra 24 especies de esponjas pertenecientes a 18 géneros y 26 especies de octocorales pertenecientes a 11 géneros para tres localidades del SE dominicano. El esfuerzo más reciente fue una evaluación de la biodiversidad marina de la República Dominicana con comentarios sobre la distribución de organismos, habitáculos y el estado actual de los mismos (Weil, 2006). La República Dominicana es la isla más visitada en el Caribe y concentra las regiones costeras que contienen amplias playas coralinas, la erosión de las playas Dominicanas ha sido manejada a través de programas de reposición de arena y de ingeniería costera, 70 pero una estrategia a largo plazo debe incluir la protección de los arrecifes de coral, que producen la arena y protegen las costas de la erosión estos programas de protección deben abarcar todo el litoral costero de los arrecifes de coral en la Republica Dominicana (Fig. 27) Las paredes verticales sumergidas de los arrecifes fósiles elevados y consolidados localizados en el parque nacional jaragua, están colonizadas por algas crustosas calcáreas, corales incrustantes, zoántidos coloniales y esponjas principalmente. En Cabo Falso, el fondo cercano a estas paredes está formado por rocas muy grandes que se han desprendido de las paredes emergidas y que proporcionan una alta heterogeneidad espacial, la cual permite la convivencia de un elevado número de especies sésiles de diversos grupos, de colonias grandes de Montastraea, Colpophyllia y Diploria pero sin una estructura arrecifal consolidada y bien desarrollada. Una descripción breve de algunas localidades sigue a continuación: (Ottenwalder et al. 1999). Figura 27. Localización de los Arrecifes de Coral de la Republica Dominicana (Wielgus, 2010) 71 6.14.1 L.I.G. Arrecifes de Coral en el Parque Nacional Jaragua El Parque Nacional Jaragua está localizado en un área remota al sur-este de la República Dominicana. La actividad humana se limita a pesquerías y minería. Las principales formaciones arrecifales incluyen (a) arrecifes de banco (montículo) creciendo sobre la plataforma en bandas paralelas, separadas por canales de arena y en dirección SE – NW, entre 12 y 25 m de profundidad, (b) arrecifes de franja profundos que se desarrollan en los bordes de la plataforma entre 10 y 45 m de profundidad, y (c) parches arrecifales y comunidades coralinas con poca o ninguna estructura arrecifal en áreas cercanas a la costa y plataformas someras. Las zonas marino-costeras están dominadas por bosques de manglar, playas arenosas y riscos (paredes verticales) de arrecifes emergidos. Las áreas someras generalmente están dominadas por praderas de fanerógamas marinas, principalmente Thalassia testudinum y Siringodium filiforme, fondos arenosos, fondos rocosos y/o paredes con comunidades bentónicas dominadas principalmente por especies de corales creciendo en forma incrustante (Porites astreoides, Montastraea faveolata, Diploria clivosa, Colpophyllia natans, etc.), una alta variedad de esponjas, octocorales, hidrozoarios, zoántidos coloniales, y algas. Las principales formaciones arrecifales del área son los arrecifes de banco ó montículo como se muestra a continuación (Weil, 2006). Dentro del Parque Natural de Jaragua se encuentra la Isla Beata donde se hallan puntos de enorme interés biológico y geológico: 1. Playa el Coco: El área citada se caracteriza por baja visibilidad, alta sedimentación y escalones de bajo relieve entre 10-15 m de profundidad a unos 200 m al oeste de la costa de la isla. La comunidad coralina es dispersa con una baja abundancia y cobertura de corales y una riqueza de especies intermedia, No hay formación arrecifal y los géneros Porites, Helioseris, Diploria, Siderastrea y Montastraea son los más abundantes. Octocorales y esponjas son abundantes, con una diversidad mayor pero igualmente dispersos sobre el fondo. La cobertura de algas es alta y domina la comunidad bentónica de sustrato duro (Weil, 2006). Los Carraplanes: Esta zona está formada por un arrecife de franja somero (0-10 m) de poca extensión, sobre un terraplén sedimentario de alta energía alrededor de unos parches arrecifales fósiles emergidos. La localidad está expuesta al oleaje y corrientes y está localizada al este de Isla Beata, en el canal entre esta la 72 isla y la costa. La comunidad arrecifal presenta dos componentes estructurales, el arrecife principal de A. palmata que se desarrolla hacia el NW formando un cuña que desciende con una pendiente suave terminando en áreas arenosas y comunidades de T. testudinum, a 10 m de profundidad, y una formación densa de M. annularis al oeste formando un pequeño parche arrecifal somero (0-2 m) con altas densidades de Agaricia, Porites y coberturas altas de los zoántidos coloniales Palythoa caribbaeoroum y Zoanthus sociatus. Los corales A. palmata, M. faveolata, M. annularis, P. porites, P. astreoides y el hidrocoral M. complanata son los principales cnidarios estructurales del arrecife principal. Algas verdes y rojas filamentosas y algas calcáreas incrustantes dominan la cobertura del sustrato. Manicina areolata es muy abundante en las praderas de fanerógamas alrededor del arrecife. Punta Lanza: Es una pared sumergida vertical y expuesta del arrecife fósil emergido al oeste de Isla Beata. La pared baja hasta unos 8 m de profundidad terminando en un fondo de arena. La localidad está caracterizada por una alta heterogeneidad espacial proporcionada por rocas calcáreas grandes que descansan sobre el fondo arenoso y que se han desprendido del arrecife fósil emergido. El área es de alta energía y generalmente turbia. La comunidad bentónica sobre la pared y a los costados y huecos de las rocas está dominada por algas verdes filamentosas e incrustantes rojas, hidrocorales y zoántidos. La riqueza y abundancia de corales, octocorales y esponjas fue la más baja registrada a nivel genérico y de especies Los corales crecen de un modo incrustante con bajo relieve y algunas colonias de M. faveolata, M. cavernosa, S. siderea y del hidrocoral Millepora tienen una alta cobertura. Colonias pequeñas de Favia fragum son muy abundantes sobre las paredes. Colonias de tamaño intermedio (0.5 - 1 m) de M. faveolata se observan creciendo sobre el fondo arenoso y sobre rocas dispersas. Áreas con las mismas características geomorfológicas a lo largo de la costa oeste de Isla Beata presentan comunidades similares (Weil, 2006). 73 7. CONCLUSIONES Las estrategias de protección de la Geodiversidad a nivel mundial requieren de un inventario previo de los elementos que integran el Patrimonio Geológico Internacional, resulta sencillo comprender la dificultad de establecer un inventario de los elementos más sobresalientes del Patrimonio Geológico y Minero en un determinado lugar. En el caso de la República Dominicana el Servicio Geológico Nacional, conjuntamente con el Instituto Geológico y Minero de España, iniciaron esta labor de catalogación en el marco de la realización de la cartografía geológica 1:50000. De esta forma, en cada mapa 1:50000 se incluye un listado de Lugares de Interés Geológico. En la presente memoria se propone el uso de una metodología diferente para la catalogación del Patrimonio Geológico y Minero de República Dominicana basada en los criterios utilizados por el Instituto Geológico y Minero de España en la confección del Inventario de Lugares de Interés Geológico de España (García-Cortés, 2008). Según dicha metodología, en primer lugar, se presenta un listado de los Contextos Geológicos de República Dominicana. Estos Contextos Geológicos delimitan las áreas de interés del Patrimonio Geológico y Minero de República Dominicana. Esta delimitación se realiza en base a dos aspectos principales: 1. Áreas geográficas que se pueden individualizar por tener un mismo origen geológico. 2. Aspectos geológicos concretos que tienen un valor inherente por su importancia a nivel nacional pero que no tienen una delimitación geográfica concreta. Los Contextos Geológicos delimitados por criterios geológico-geográficos son 11, concretamente: Sierra de Neiba, Cordillera Central, Cordillera Septentrional, Cordillera Oriental (Sierra del Seibo), Sierra de Bahoruco, Sierra de Yamasá, Valle del Cibao, Valle de San Juan, Hoya de Enriquillo, Sierra de Martín García y Cuenca de Ázua. Los Contextos Geológicos delimitados por su relevancia sin tener una delimitación geográfica concreta son un total de 3, concretamente: el Karst Tropical, el Ámbar y los Arrecifes de Coral Fósiles y Actuales. Para cada Contexto Geológico se incluye información sobre algunos de los Lugares de Interés Geológico más representativos. La catalogación de los Lugares de Interés 74 Geológico en base a los Contextos Geológicos es una metodología que permite priorizar la elección de los Lugares de Interés Geológico en base a un marco geológico (los contextos) y no en base a un marco geográfico (delimitación de hoja cartográfica) de esta forma la elección de los LIGs és más racional. Así pues, el trabajo elaborado en esta memoria se presenta como la base necesaria para una correcta catalogación de los Lugares de Interés Geológico de República Dominicana. 75 BIBLIOGRAFIA Aydin, A. y Nur, A., 1985. The types and role of stepovers in strike-slip tectonics. Strike-slip deformation, basin formation, and sedimentation: SEPM Special Publication, 37: 35-44. Bermudez, P.J., 1949. Tertiary smaller foraminifera of the Dominican Republic. Mass. Bernardez, E. y Soler, M., 2004. Mapa Geologico de la Hoja a E. 1: 50.000 nº 5973-III (Arroyo Limon) y Memoria correspondiente. 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