SINTESIS DEL CONTEXTO GEODINA

SINTESIS DEL CONTEXTO GEODINAMICO DE LA ISLA HISPANIOLA Y SU
EVOLUCION EN EL MARCO DEL CARIBE
ENERO 1998
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
1.
INDICE
1. INDICE .........................................................................................................................................................2
2. CONSIDERACIONES PRELIMINARES.................................................................................................4
3. INTRODUCCIÓN........................................................................................................................................6
4. INVESTIGACIÓN BIBLIOGRAFÍCA .....................................................................................................8
4.1 ACTIVELY
EVOLVING MICROPLATE FORMATION BY OBLIQUE COLLISION AND SIDEWAYS MOTION
ALON STRIKE-SLIP FAULTS: AN EXAMPLE FROM THE NORTHEASTERN
CARIBBEAN PLATE MARGIN.
MANN P., TAYLOR F.W., LAWRENCE E. R., TEH-LUNG KU. ...........................................................................9
4.2 FINITE ELEMENT MODELING OF CRUSTAL DEFORMATION IN THE NORTH AMERICA-CARIBBEAN PLATE BOUNDARY ZONE. LUNDGREN P.R., RUSSO R.M. ..................................................................................19
4.3 NEOTECTONICS
OF
HISPAÑIOLA:
PLATE MOTION, SEDIMENTATION, AND SEISMICITY AT A RESTRAI-
NING BEND. MANN P., BURKE K., MATUMOTO T.........................................................................................21
4.4 TECTONIC EVOLUTION OF THE CARIBBEAN REGION; ALTERNATIVE HYPOTHESIS. MORRIS A.E.L., TANER I., MEYERHOLF H., MEYERHOLF A.
.....................................................................................................29
4.5 GEOLOGY OF THE AZUA AND ENRIQUILLO BASINS, DOMINICAN REPUBLIC: 2, STRUCTURE AND TECTONICS. MANN P., MCLAUGHLIN P.P., COOPER C. ....................................................................................32
4.6 AN OVERVIEW OF THE GEOLOGIC AND TECTONIC DEVELOPMENT OF HISPAÑIOLA. MANN P., DRAPER
G., LEWIS J.F. ...........................................................................................................................................34
4.7 TIMING
AND
SIZE
OF THE MOST
RECENT EARTHQUAKE ALONG
THE
CENTRAL SEPTENTRIONAL
FAULT, DOMINICAN REPUBLIC. PRENTICE C.S., MANN P, BURR G., PEÑA L.R...........................................44
4.8 TECTONIC GEOMORPHOLOGY AND PALEOSISMOLOGY OF THE SEPTENTRIONAL FAULT SYSTEM, DOMINICAN REPUBLIC. MANN P., PRENTICE C.S., BURR G., PEÑA L.R., TAYLOR F.W. ....................................45
4.9 FROM
FRONTAL SUBDUCTION TO TRANSCURRENT FAULTING: A SEISMOTECTONIC STUDY OF THE
NORTHERN CARIBBEAN TRANSCURRENT PLATE BOUNDARY FROM CUBA TO HISPAÑIOLA. IMPLICATIONS FOR THE RECENT MOTION OF THE
CARIBBEAN PLATE. CALAIS E., BETHOUX N., MERCIER DE
LEPINAY B. ................................................................................................................................................47
4.10 STRATIGRAPHY AND GEOLOGICAL HISTORY OF THE PUERTO PLATA AREA, NORTHERN DOMINICAN
REPUBLIC. PINDELL J.L., DRAPER G..........................................................................................................51
4.11 STRUCTURE AND GEOLOGIC DEVELOPMENT OF THE CIBAO VALLEY, NORTHERN HISPAÑIOLA. EDGAR N.T.....................................................................................................................................................54
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.12 STRUCTURAL
GEOLOGY AND
CENOZOIC
TECTONIC
HISTORY
OF THE CENTRAL
CORDILLERA SEP-
TENTRIONAL, DOMINICAN REPUBLIC. DE ZOETEN R., MANN P..................................................................58
4.13 TECTONIC EVOLUTION OF THE SAN FRANCISCO RIDGE OF THE EASTERN CIBAO BASIN, NORTHESTERN HISPAÑIOLA. WINSLOW M.A., GUGLIELMO G., NADAI A.C, VEGA L.A. ..............................................64
4.14 DETERMINATIN
OF
EULER POLE
FOR CONTEMPORARY RELATIVE MOTION OFF
CARIBBEAN
AND
NORTH AMERICAN PLATES USING SLIP VECTORS OF INTERPLATE EARTHQUAKES. JISHU D., LYNN R.
S. ..............................................................................................................................................................66
4.15 RAPPORT DE MISSION. SEACARIB II, 1987..............................................................................................68
4.16 EVIDENCE FROM PHYSICAL GEODESY FOR GEODINAMICS IN THE CARIBBEAN AREA. DREWES H...............69
4.17 HIERARHICAL
TECTONIC MODEL OF THE
GULF
OF
MEXICO
AND
CARIBBEAN
REGION.
ROSS M.I.,
SCOTESE C.R.............................................................................................................................................70
4.18 FROM TRANSTENSION TO TRANSPRESION ALONG THE NORTHEN CARIBBEAN PLATE BOUNDARY OFF
CUBA: IMPICATIONS FOR THE RECENT MOTION OF THE CARIBBEAN PLATE. CALAIS E., MERCIER DE
LEPINAY B. ................................................................................................................................................71
4.19 VOLUMEN H (REGIÓN DEL CARIBE) DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA DE NORTE AMÉRICA. .........................73
4.20 MEMORIA 162 DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA DE NORTE AMÉRICA, 1984. ................................................74
4.21 ASPECTOS ESTRUCTURALES DEL LÍMITE DE PLACAS EN COLISIÓN: LA FRONTERA NORTE CARIBE DE
CUBA A LA ESPAÑOLA. (GRANDES ANTILLAS). CALAIS E. ........................................................................75
4.22 NATURALEZA DE LOS RASGOS ESTRUCTURO-FLEXURO-FALLADOS PRINCIPALES DE CUBA. FORMELL
CORTINA F. ...............................................................................................................................................78
4.23 GEODINÁMICA DE LA REGIÓN DE SANTIAGO DE CUBA EN EL LÍMITE DE LAS PLACAS DE NORTEAMÉRICA Y EL CARIBE. ARANGO ARIAS E.D.................................................................................................79
4.24 SOBRE
LAS CONDICIONES
GEODINÁMICAS
Y
CINEMÁTICAS
DEL ORIGEN Y EVOLUCIÓN DE
CUBA.
FORMELL CORTINA F.................................................................................................................................80
4.25 POSICIÓN ESTRUCTURAL E INTERPRETACIÓN TECTÓNICA DE LAS METAMORFITAS MESOZOICAS DE
CUBA ORIENTAL. CAMPOS DUEÑAS M. .....................................................................................................81
4.26 ANÁLISIS
PETROLÓGICO COMPARATIVO DE LAS SECUENCIAS METAVULCANÓGENAS DEL ARCO IN-
SULAR MESOZOICO EN LAS ANTILLAS MAYORES. HERNÁNDEZ SARLABOUS M. .........................................82
4.27 GEOQUÍMICA DE LAS OFIOLITAS MERIDIONALES DE CUBA ORIENTAL. HERNÁNDEZ SARLABOUS M.,
CANEDO SALAZAR Z. ..................................................................................................................................83
5. CONTEXTO GEODINAMICO................................................................................................................84
6. BIBLIOGRAFIA ........................................................................................................................................87
3
Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
2.
CONSIDERACIONES PRELIMINARES
El presente informe constituye el primer resultado del proyecto “Prevención de riesgos
geológicos (Riesgo sísmico)”, el cual posibilitará, de acuerdo con el volumen de información que brinda, la posterior continuación del mismo.
Este proyecto está incluido dentro del Programa Sysmin, que tiene como objetivo primordial invertir la evolución desfavorable del sector geológico-minero durante los últimos años y al mismo tiempo mejorar las condiciones de vida de la población frente a
los fenómenos sísmicos, la contaminación de las aguas subterráneas y la degradación
generada por las explotaciones mineras en la República Dominicana. El proyecto de
Prevención de Riesgos Sísmicos se considera de especial importancia, para sentar unas
bases científicas para una correcta prevención del riesgo sísmico en la República Dominicana.
La finalidad del presente informe es conformar un cuadro sintetizado de los conocimientos sobre el contexto geodinámico de la región norte del Caribe, en la cual se ubica
la Isla de La Hispañiola y por ende la República Dominicana y elegir un modelo de referencia para el desarrollo de las etapas sucesivas del Proyecto.
Después de una detallada investigación bibliográfica, se han seleccionado los estudios
más recientes de carácter geodinámico disponibles, relacionados con la región, con un
total de 308 artículos. Se añaden también algunos que están en fase de elaboración. Este
trabajo permitió comparar las diferentes ideas elaboradas por los científicos e investigadores a lo largo de varios años de continuos estudios. Simultáneamente se iniciaron contactos con los principales autores de los estudios recientes sobre el tema.
En función de esta revisión bibliográfica se realizó un primer análisis de los artículos
que permitiera seleccionar las fuentes más representativas y los más importantes contenidos de los informes. Por eso, se hizo una selección de los informes, haciendo énfasis
en aquellos que fueron publicados a partir de los años 90, lo que permitió obtener un
producto final lo más actualizado posible. Se presentan un total de 27 artículos, prevaleciendo los de las escuelas americana y francesa, que son en realidad las que más han
aportado al conocimiento del tema de nuestro interés en la región. Estos artículos fueron
leídos, analizados y resumidos. De cada trabajo se exponen: las referencias bibliográficas, un resumen del contenido, evidenciando los aspectos relacionados con el contexto
geodinámico del área de estudio. En algunos casos significativos se reproducen además
algunas figuras (en las cuales el numero de referencia se corresponde con el del articulo) y unos fragmentos importantes del texto del mismo, reproducidos en el idioma original.
La parte final de este informe está encaminada a sintetizar el modelo geodinámico elegido, que servirá de referencia para definir el contexto geodinámico del área caribeña en
general y de la República Dominicana en particular.
Los trabajos de referencia elegidos son los de Dott. Paul Mann y de sus colaboradores
de la Universidad de Austin. En particular cabe mencionar el trabajo del 1995: “Actively
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
evolving microplate formation by oblique collision and sideways motion alon strike-slip
faults: an example from the northeastern Caribbean plate margin”. (Mann P., Taylor
F.W., Lawrence Edwards R., Teh-Lung Ku) en Tectonophysics .
Para los siguientes trabajos del proyecto se utiliza el Mapa geológico de la República
Dominicana a escala 1:250.000 del mismo autor, que servirá de base para las siguientes
elaboraciones de carácter geológico y estructural.
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
3.
INTRODUCCIÓN
De acuerdo con el tema a tratar en el informe se propone reflexionar acerca de la evolución histórica de las Teorías Geodinámicas. Así tenemos, que las primeras ideas sobre
la evolución de la Tierra se deben a J. Hutton (1726-1797), en su obra “Theory of the
Earth”, publicada en 1795. En ella, la Tierra se considera como un cuerpo dinámico que
funciona como una maquina térmica y se definen por primera vez los ciclos de sedimentación, elevación por efecto del calor interno y erosión. Las ideas de los catastrofistas
como G. Cuvier (1769-1832), que postulaban periódicas convulsiones violentas de los
continentes, fueron finalmente superadas en la interpretación uniformista de los procesos geológicos defendida por C. Lyell (1797-1875) en su obra “Principles of Geology”,
publicada en 1830. Esta interpretación, propuesta originalmente por Hutton, supone que
los procesos que han dado origen a las montañas son los primeros que están hoy en operación. Una de las primeras hipótesis sobre el mecanismo que da origen a la formación
de las montañas es la que se basa en el enfriamiento y contracción de la Tierra. Propuesta por primera vez por E. Beaumont y J.D Dana a mediados del siglo pasado y desarrollada posteriormente por C. Davison, en 1887, esta teoría recibió pronto una aceptación
general y estuvo vigente hasta una época relativamente reciente.
Hasta principios de este siglo se pensaba que la distribución de océanos y continentes
había sido siempre esencialmente la misma, concibiéndose solamente movimientos verticales de levantamientos y hundimientos, para explicar los grandes espesores de sedimentos depositados en mares marginales y situados actualmente a miles de metros de
altura. Sin embargo, ya en el siglo XVII, Francis Bacon hizo notar la correlación en la
forma de las costas a ambos lados del Atlántico, lo que podía sugerir que hubieran estado alguna vez unidos. A finales del siglo XIX, Eduard Suess propuso la idea de que los
continentes australes habían estado unidos en uno solo, habiéndose hundido más tarde
la tierra que los unía. Estas ideas empezaron a cristalizar en la obra de F.B. Taylor, en
1910, y de manera definitiva en la de Alfred Wegener (1880-1930), publicada en 1915.
En esta obra se postula que en el pasado los distintos continentes han estado agrupados
en uno solo al que se da el nombre de Pangea, fracturado y dispersado después por
grandes movimientos horizontales. Wegener añadió a la similitud en las apariencias de
las costas, que sugieren que éstas encajan unas con otras como las piezas de un rompecabezas, toda clase de indicios geológicos para fundamentar esta hipótesis, tales como
la continuación a través de estructuras, formaciónes, fósiles, situaciones paleoclimáticas, etc.
Entre 1940 y 1960, la deriva de los continentes era rechazada por una gran mayoría de
geofísicos y geólogos, aunque se mantiene un grupo de seguidores. Entre estos últimos
podemos destacar a S. W. Carey, geólogo australiano, quien en 1958 describe el mecanismo de dispersión de los continentes en una Tierra en expansión. Carey se adelanto a
su tiempo al sugerir la rotación de los bloques de la corteza y proponer grandes movimientos horizontales a lo largo de fallas transcurrentes. La hipótesis de una expansión
de la Tierra para explicar la separación de los continentes había sido ya propuesta por B.
Lindemann, en 1927, y por O. C Hilgenberg, en 1933.
En 1956, L. Egyed propuso una expansión uniforme con un aumento del radio terrestre
de 0,5 mm por año. También de esta época son los estudios de F.A. Vening Meinesz
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
(1887-1966), sobre la estructura de los arcos de islas y las anomalías gravimétricas asociadas a ellos que tendrán gran importancia en las nuevas teorías, y los de V.V. Belusov,
que reduce fundamentalmente la tectónica a movimientos verticales de la corteza, sin
adoptar nunca las nuevas teorías.
Esta era la situación de los años sesenta, cuando una nueva aportación de observaciones
de prácticamente todos los campos de la geofísica y geología, va a dar origen a una
nueva concepción de la deriva de los continentes, bajo el nombre de la teoría de la tectónica de placas. Esta teoría se fundamenta principalmente en las observaciones de la
topografía y edad de los sedimentos de los fondos oceánicos, de una más exacta localización de los epicentros y profundidades de los terremotos, su mecanismo y estructura
de velocidades y atenuaciones de las ondas sísmicas, la aportación de paleomagnetismo,
el estudio de las anomalías gravimétricas y magnéticas a escala regional, por solo citar
algunos datos.
A partir de todas las ideas acumuladas, hacia 1967 y 1968, nace la teoría de la tectónica
de placas con los trabajos de J. Morgan, X. Le Pichon y D. McKenzie, entre otros autores. El trabajo de los sismólogos B. Isaacks, J. Oliver y L. R Sykes demostró en 1968
que la teoría satisfacía las observaciones de la distribución de los terremotos, su profundidad y mecanismo. La distribución de terremotos coincide en su mayor parte con los
bordes de las placas, estando situados los sismos profundos en las zonas de subducción.
Las zonas postuladas de tensión y compresión coinciden también con los datos del mecanismo de los terremotos. El resultado final de todas las observaciones fue el establecimiento de las líneas generales de la tectónica global.
La reflexión realizada nos permite conocer como ha ido evolucionando el pensamiento
y los criterios de los diferentes investigadores a través de los años y los conocimientos
acumulados. Todos los artículos revisados por nosotros están escritos sobre la base de la
tectónica de placas.
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.
INVESTIGACIÓN BIBLIOGRAFÍCA
Como expresamos anteriormente, después de una detallada investigación bibliográfica
se han seleccionado los estudios más recientes de carácter geodinámico disponibles relacionados con la región. Los 27 informes seleccionados, publicados a partir de los años
‘90, fueron leídos, analizados y resumidos.
De cada trabajo se exponen:
• las referencias bibliográficas,
• un resumen del contenido, evidenciando los aspectos relacionados con el contexto
geodinámico del área de estudio;
• algunas figuras (en las cuales el numero de referencia se corresponde con el del artículo);
• unos fragmentos importantes del texto del mismo, reproducidos en el idioma original.
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.1
Actively evolving microplate formation by oblique collision and sideways motion alon strike-slip faults: an example from the northeastern Caribbean plate margin. Mann P., Taylor F.W., Lawrence E. R.,
Teh-Lung Ku.
En: Tectonophysics 246, 1995.
La isla de La Hispañiola está ubicada a lo largo de una región sismogenética, cerca del
margen entre las placas Norteamericana y Caribe, que tiene una longitud variable entre
100 y 250 Km y que está caracterizada principalmente por tectónica transcurrente izquierda.
Byrne (1985), Mauffret y Jany (1990), Masson y Scanlon (1991) propusieron, en función de la distribución de las fallas submarinas activas en las porciones septentrional y
meridional de las Islas Virgenes, Puerto Rico y La Hispañiola, la existencia de una microplaca definida La Hispañiola-Puerto Rico. Heubeck et al. (1990), Mann et al. (1991),
Rosencraz y Mann (1991) subrayaron la presencia de una microplaca, llamada Gonave,
con forma rectangular, con área de 190.000 km2 localizada a lo largo del margen nororiental de la placa Caribe.
Esta microplaca está definida hacia el O por la cresta presente entre la fosa Cayman,
hacia el S y N por los sistemas transcurrentes Plantain-Garden-Walton y Falla Oriental
y hacia el E por una compleja faja de thrusts localizada en La Hispañiola centromeridional.
El estilo del plegamiento y del fallamiento, junto con un evidente levantamiento de los
edificios coralinos del cuaternario tardío en los sectores central y occidental de La Hispañiola (Haiti y República Dominicana), sugieren que la microplaca Gonave está sometida a la tectónica transcurrente izquierda en su área meridional (cerca del margen con la
placa Caribe) y que progresivamente se acrecienta con el margen meridional de la placa
norteamericana.
Las evidencias de la transpresión son la formación en La Hispañiola central y meridional de pliegues a escala regional que corresponden a las cordilleras anticlinales actuales
de la isla y están asociadas con los relieves submarinos caracterizados por el mismo estilo. Las áreas de mayor levantamiento en el cuaternario, determinadas en función de los
estudios de pequeños edificios coralinos de edad ≤ 125.000 años y actualmente por encima del nivel marino, están localizadas a lo largo de la prolongación de los ejes de los
pliegues.
Los resultados de los estudios de reflexión sísmica realizados en la parte occidental del
Golfo de Gonave indican que existe un plegamiento y fallamento recientes en el fondo
del mar. Los datos de campo no pueden demostrar un plegamiento del cuaternario tardío; sin embargo demuestran sin dudas la existencia de índices de levantamiento tectónico entre las partes del núcleo de los pliegues y muestran una progresiva disminución
desde la península norte-occidental de Haití (0.37 mm/año) hacia la parte central de la
costa occidental de Haití (0.19 mm/año en la península de S. Marc) hasta el índice = 0
en Ile de la Gonave.
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
La formación de la zona de falla, que tiene longitud de 1200 km desde la cresta activa
Cayman hasta la longitud de 71° O, definida como Enriquillo-Plantain-Garden-Walton
(indicada con EPGFZ en el sector entre Jamaica y La Hispañiola meridional), representa una falla transcurrente “by-pass” que aisla el margen meridional de la microplaca
Gonave y permite el contemporáneo movimiento hacia el E de la placa Caribe. Los datos de reflexión sísmica llevados a cabo en el Paso de Jamaica, estrecho marino que separa a Jamaica de la costa occidental de Haití, indican que en esta zona la EPGFZ forma
una depresión estrecha y alargada, delimitada por fallas activas, que se extiende por debajo del estrecho marino. Las imágenes del satélite en La Hispañiola meridional y los
estudios de campo indican que la EPGFZ forma un rastro continuo extenso desde la
terminación oriental del lago Enriquillo (República Dominicana) hasta el margen occidental de la península meridional de Haiti.
Este falla origina un escarpe reciente en los depósitos aluviales del Cuaternario en la
cuenca “pull-apart” Clonard, en la parte central de la península meridional de Haiti
donde tiene indicaciones de movimientos recientes.
Los datos de reflexión sísmica obtenidos cerca del lago Enriquillo indican deformaciones recientes en los sedimentos cuaternarios lacustres en la zona donde la falla cruza el
lago. La nivelación de un pequeño edificio coralino del Holoceno tardío y de las piroclastitas asociadas en los alrededores del lago Enriquillo indican movimientos verticales
holocénicos en una zona de 1500 m de ancho paralela a la falla.
Otras evidencias de movimientos recientes a lo largo de la EPGFZ son evidentes en los
extremos del Valle Enriquillo-Cul de Sac, compartida entre la República Dominicana y
Haití.
En efecto, a causa de los elevados índices de sedimentación neogénica de este valle
(que se encuentra por debajo del nivel marino), unas eventuales evidencias de movimiento están prácticamente borradas, salvo que en dos lugares que tienen un relieve topográfico elevado. En el primer lugar (margen oriental del valle, cerca de la costa occidental del Río Yaquú del sur) Mann (1983) reconoció a lo largo del rastro de la falla
muchos indicadores de movimientos recientes como: 1)contraste de la vegetación; 2)
desvíos del drenaje 3) caudales y concreciones de travertino.
En el segundo lugar (cerca de la ciudad Port-au-Prince, Haití) la falla cruza la superficie
topográfica y forma un evidente escarpe que afecta los sedimentos del cono aluvial del
Río Grise. En este sector la falla cruza la parte meridional del valle y los depósitos de
calizas del Cretáceo sup y del Cenozoico, en los cuales es todavía evidente el rastro. La
prolongación de la falla entre los dos lugares pasa por el punto donde fueron estudiados
los pequeños edificios coralinos del holoceno tardío, levantados en los alrededores del
lago Enriquillo. Estos datos evidencian un levantamiento tectónico en el cuaternario en
una faja desde el margen norte-occidental de Haití hasta el sector sur-occidental de la
República Dominicana.
El análisis estructural de la parte centro-occidental de La Hispañiola está caracterizado
por sistemas de pliegues y thrusts principalmente con dirección SO. En particular el
thrust con dirección SO llamado Los Pozos-San Juan representa la continuación de la
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
fosa Muertos y por eso es una importante (incluso si no la única) expresión superficial
de la zona de tránsito entre la microplaca La Hispañiola-Puerto Rico hacia el E y la microplaca Gonave hacia el O. Este área, que comprende también la Cordillera Central
con las mayores alturas de la isla, corresponde a la zona de mayor levantamiento cuaternario observado. En función de la distribución de los temblores con profundidad >50
Km (que están localizados casi exclusivamente en la parte occidental de La Hispañiola,
hacia el E con 70°O), los autores diferencian dos dominios.
Hacia el O con 70°O está localizada una convergencia de corteza, asociada con tectónica transcurrente (el margen oriental de la microplaca Gonave) y con levantamientos tectónicos cuaternarios. Hacia el Este está localizado el margen occidental de la microplaca La Hispañiola-Puerto Rico, es decir, una zona en la que la ausencia de levantamiento
tectónico está asociada con el subcorrimiento de la litosfera oceánica Atlántica y Caribeña por debajo de la porción septentrional y meridional de la microplaca La Hispañiola-Puerto Rico (a lo largo de las fosas Puerto Rico y Muertos). El análisis regional de
las deformaciones cuaternarias en La Hispañiola sugiere que la parte nororiental de la
placa Caribe (actualmente ocupada por la microplaca Gonave) fue obstaculizada por un
restraining bend cerca de la prolongación sur-oriental de la plataforma Bahamas. Los
autores opinan que la sutura definitiva entre La Hispañiola y la plataforma de Bahamas
empezó en el Mioceno y determinó las deformaciones transpresivas en la isla, asociadas, en la porción septentrional, con el sobrecorrimiento de las rocas de arco sobre de
las calizas de plataforma.
El fallamiento a lo largo de la SPGFZ, empezado en el Plioceno, funcionó como una
zona de disminución de las solicitaciones transpresivas (pliegues, fallas inversas) que
afectaron a La Hispañiola centro-occidental y actualmente permite el movimiento hacia
el E de una placa del Caribe con dimensiones reducidas por la separación de la microplaca Gonave.
En conclusión, es posible afirmar que el estilo de deformación Neogénico y Cuaternario
presente en La Hispañiola, representa la actual evolución de un estilo diferente de colisión arco-continente seguido por un fallamiento transcurrente activo desde el final del
Cretáceo.
Selección de unos fragmentos del artículo
Several groups of workers have previously proposed that the wider-than-average plate
boundary zone in the north-eastern Caribbean may reflect the existence and active
movement of intervening microplate(s) within the North America-Caribbean plate
boundary zone. For example Byrne et al. (1985), Mauffret and Jany (1990), and Masson and Scanlon (1991) proposed the existence of an active fault-bounded “HispañiolaPuerto Rico microplate” on the basis of active submarine fault boundaries present on
both the north and south sides of the Virgin Islands, Puerto Rico, and eastern Hispañiola. Heubeck et al.(1990), Mann et al. (1991b) and Rosencrantz and Mann (1991)
have all emphasised the presence of an adjacent but discrete microplate to the west of
the “Hispañiola-Puerto Rico microplate” in central and western Hispañiola, Jamaica,
and the eastern Cayman trough. This proposed 190,000 km2, rectangular-shaped microplate is bounded to the west by the Mid-Cayman spreading center, to the north and
south by two continuous and discrete strike-slip fault zones that extend from the Mid-
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Cayman spreading center to the about longitude 71o W in central Hispañiola, and to the
east by a complex thrust zone in central Hispañiola (Heubeck and Mann, 1991b; Mann
et al.,1991c) (Fig. 1A). Rosencrantz and Mann (1991) have named this fault-bounded
area, the “Gonave microplate” after Gonave Island, one of the larger landmasses entirely within the proposed microplate boundaries in western Hispañiola (Fig.2).
A continuous, northern strike-slip fault bounding both the Hispañiola-Puerto Rico and
Gonave microplates runs from the Puerto Rico trench and Puerto Rico island slope
(Masson and Scanlon, 1991; Dolan and Wald, 1994), through the Cibao Valley of
northern Hispañiola (Septentrional fault zone - de Zoeten and Mann, 1991; Calais et
al., 1992b; Prentice et al., 1993); along the northern coast of Haiti (Orient fault zone
Dillon et al., 1992; Calais and Mercier de Lepinay, 1995); along the southern coast of
Cuba (Orient fault zone and Santiago deformed belt Calais and Mercier de Lepinay,
1991); along the northern edge of the Cayman trough (Orient fault zone Edgar et al.,
1991) to the Mid-Cayman spreading center (CAYTROUGH, 1979; Edgar et al., 1991)
(Fig. lA). The Septentrional fault of the central Cibao Valley is the only segment of this
fault system where late Holocene movements have been demonstrated. Prentice et al.
(1993) have documented a major ground-breaking earthquake along this fault segment
about 700 years ago by application of fault trenching techniques.
The Enriquillo-Plantain Garden-Walton fault zone is a less studied, continuous, southern plate boundary strike-slip fault which runs from the Enriquillo Cul-de-Sac Valley of
south-central Hispañiola (Mann et al., 1991b), through the southern peninsula of Haiti
(Calmus, 1983; Mann, 1983; Bizon et al., 1985), across the Jamaica Passage; through
Jamaica (Burke et al., 1980; Mannet al., 1985) and along the southern margin of the
Cayman trough to the Mid-Cayman spreading center (Walton fault zone - Rosencrantz
and Mann, 1991; Tyburski, 1992) (Fig. 1A). There have been no previous fault trenching or other studies along this fault system to constrain the late Quaternary history of
the fault zone Model for microplate formation
The regional pattern of late Quaternary deformation in Hispañiola suggests that the
north-eastern corner of the Caribbean plate (area of present-day Gonave microplate)
became impeded in a strike-slip restraining bend setting adjacent to the south-east extension of the Bahama carbonate platform (Mullins et al., 1992) (Fig. 2, inset). Active
faulting along the Enriquillo-Plantain Garden fault zone relieved, or “bypassed”, the
zone of transpressional folding and topographic uplift in central Hispañiola and presently allows continued eastward motion of a smaller Caribbean plate beyond the area
of transpression in Hispañiola. It is possible that the shift of motion to the bypass fault
has led to a late Quaternary decrease in uplift and folding at the eastern boundary of
the microplate. However, quantitative uplift rates based on reef dating in western Hispañiola suggest that uplift rates have remained constant over the last 125 ka.
Sykes et al. (1982) pointed out that earthquakes less than 50 km in depth are more
common west of longitude 71o W and less common east of 71o W (Fig. 35A). One explanation for this observation is that the Gonave microplate west of 71o W is characterised
by crustal strike-slip faulting along its northern and southern boundaries and crustal
convergence along its eastern boundary with the Hispañiola-Puerto Rico microplate
(Ladd et al., 1981; Bryne et al., 1985). Crustal convergence in western Hispañiola is
manifested by late Quaternary uplift of coral reefs and the high topographic elevations
of central Hispañiola. We shift the eastern limit of crustal convergence in central His-
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
pañiola about 100 km to the east to longitude 70o W in order to include the Cordillera
Central and the area near Palenque Point that appears to be undergoing Quaternary
uplift (Fig. 32).
In contrast, deeper earthquakes show that the Hispañiola-Puerto Rico microplate is being underthrust along its southern (Byrne et al., 1985) and northern edges (Sykes et al.,
1982) (Fig. 35B). Because crustal convergence is absorbed by underthrusting of oceanic material into the mantle there is little or no crustal convergence and accompanying late Quaternary uplift. Studies of late Quaternary reef terraces by Taggart and
Joyce (1991) on Puerto Rico have found negligible uplift rates of <0.034 mm/yr.
Our main point is that Quaternary deformation in Hispañiola represents the actively
evolving continuation of a distinctive style of oblique arc-continent collision followed
by strike-slip faulting.
(A) Latest Cretaceous
Initial contact between a Pacific-derived, east-ward-moving Caribbean plate and North
and South America is best documented at the southern margin of the Yucatan Peninsula
in Guatemala, Central America, where syn-orogenic sedimentation and northwardverging folding, thrusting and obduction of ophiolites is late Campanian-Maestrichtian
in age (Rosenfeld, 1990) (Fig. 36A). This deformation marks the conversion of this Cretaceous passive margin to a foldthrust belt and strike-slip zone. An oceanic “free face”
east of the southern promotory of northern Middle America allows the arc system to
continue migrating to the north-east towards the Bahama platform. Initial contact with
the South American plate in north-western South America is less well documented because of subsequent overprinting by the Tertiary events.
(B) Paleocene
North-eastward progression of the leading edge of the arc system is documented by Paleocene collision of the arc against the Bahama platform in western Cuba (Bralower et
al., 1993) (Fig.36B). Coeval opening of the Yucatan basin occurs along a left-lateral
strike-slip fault (Rosencrantz,1990). Initial collision and formation of a foredeep above
a Cretaceous passive margin occurs in Paleocene time in north-western Venezuela
(Lugo and Mann, in press).
13
Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
(C) Early Eocene
Collision migrates to central Cuba and eastward in the Lake Maracaibo area of western Venezuela (Lugo and Mann, in press) (Fig. 36C). Suturing in western Cuba induces
clockwise rotation in the direction of collision as the forward progress of the arc system
is stopped by the entry ¢f thicker crust of the Bahama platform into the subduction zone.
This twisting motion may facilitate the formation of a mapped strike-slip fault in the
overriding plate (Yucatan basin and Cuban island arc - Rosencrantz, 1990) that is more
favourably oriented for the new, more north-eastward direction of relative plate motion.
The formation of this fault forms a small microplate in the northern Yucatan basin that
will eventually transfer from the overriding (Caribbean) plate to the underriding (North
America plate).
(D) Middle Eocene-Oligocene
Collision ends in Middle Eocene times in central Cuba as the arc can advance no farther to the north-north-east above the Bahama platform(Bralower et al., 1993; Fig.
36D). The present day Cayman trough fault system nucleates as the overriding Caribbean plate is rotated clockwise and is twisted towards a more eastward direction. Activation of the Cayman trough faults transfers a microplate in the southern Yucatan basin
to the North America plate. In northern South America, the collision proceeds in an
oblique fashion because the east-west orientation of the passive margin is parallel to
the overall eastward direction of Caribbean plate motion.
(E) Miocene
By Miocene times, transpressional deformation and uplift produce the present-day topographic ranges and basins in Hispañiola as arc rocks in Hispañiola encounter the
south-eastward continuation of the Bahama platform (Heubeck and Mann, 1991b; Fig.
36E). Overthrusting of the arc above the platform initiates drowning of the platform
rocks (Mullins et al., 1992). In northern South America, oblique collision continues to
migrate along the passive margin of eastern Venezuela (Algar and Pindell, 1993).
(F) Present-day
By Pliocene times, the Enriquillo-Plantain Garden fault zone is active and begins to detach the Gonave microplate from the rest of the Caribbean plate (Fig. 36F). The Gonave microplate is essentially “left behind” and accreted to North America as its eastward progress is impeded by the Bahama bank (Mullins et al.,1992; Dolan and Wald,
1994). Continued movement along both the northern and southern strike-slip boundaries of the Gonave microplates has resulted in internal deformation of the microplate
and collision along its western boundary in western and central Hispañiola.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.2
Finite element modeling of crustal deformation in the North America-Caribbean plate boundary zone. Lundgren P.R., Russo R.M.
En: Journal of Geophysical Research, v. 101, N° B5, p. 11317-11327, 1996.
En función de tres diferentes modelos relacionados con los índices de movimiento relativo entre las placas Norteamericana y Caribe (NA-CA) (De Mets et al., 1990; Calais e
Mercier de Lepinay, 1993; Deng e Sykes, 1995) y de oportunas condiciónes, los autores
definen unos modelos bidimensionales esféricos de elementos finitos de desplazamientos para cuantificar la corteza y los movimientos de las fallas en la Zona Límite de Placa
(ZLP). La hipótesis del problema en campo elástico es la modelización ideal para las
deformaciónes frágiles mas superficiales estrictamente asociadas con la actividad sísmica reciente a lo largo del límite; por eso el espesor de la corteza es representada como
una plancha elástica cortada por unas fallas activas. Estos modelos derivados son dependientes de los elementos internos de la falla y de los polos Euler NA-CA usados. Las
fallas se definen como superficies por las que la dirección de movimiento es obligada y
las direcciónes y los índices de movimiento son conocidas en función de evidencias
geológicas o sísmicas.
La localización y magnitud del polo Euler NA-CA constituye un material de mucho debate, y se consideran tres polos Euler (DeMets et al., 1990; Calais and Mercier de Lépinay, 1983; and Deng and Sykes, 1995).
Se han comparados los resultados de elementos finitos de los desplazamientos para la
reciente sismicidad y para los campos de observaciones geológicos y geofísicos. El modelo de DetMets et al. (1990) Nuvel -1 caracteriza una velocidad relativa NA-CA a través del límite de placa, que es menor que la observada en el eje del centro de dispersión
de la corteza de Caimán, y así de este modo, el modelo de elementos finitos basado en
él produce un movimiento de falla que no concuerda con lo observado.
Las soluciones obtenidas utilizando los índices de movimiento relativos publicados por
Calais y Mercier de Lepinay (1993) y por Deng y Sykes (1995) son las que se adaptan
en modo mejor al contexto geodinámica de la región. Por lo que concierne a Hispañiola
en particular, se observa que la deformación a lo largo de la “Septentrional fault zone”
es transpresiva, mientras que cerca de Hispañiola es predominante la compresión con la
formación de thrusts submarinos.
En el modelo se incluía también la “San Juan-Los Pozos fault zone”, lo que permite observar que existe una faja de thrusts, orientados NO-SE y caracterizados por velocidades de deformaciónes comprendidas entre 1 y 4 mm/años.
Estos dos modelos, Calais and Mercier de Lépinay (1993) and Deng and Sykes (1995),
contienen una parte del campo lejano a través del límite de placa en el punto del centro
de dispersión de Caimán de aproximadamente 20 mm/año, un valor más grande que el
observado. Las grandes diferencias en el término de estos dos modelos radica en el movimiento calculado para el área alrededor de Puerto Rico. Ambos modelos caracterizan
una rotación antihoraria de la ZLP alrededor de Puerto Rico con una abertura del Paso
de Anegada y una compresión en el Canal de Muertos al SE de Hispañiola. El modelo
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
de CyM produce una apertura normal de sistema de falla del Paso de la Anegada, mientras que el modelo basado en DyS produce una transtensión lateral izquierda a través del
sistema de falla del Paso de la Anegada. El resultado del movimiento continuo de la
corteza está muy próximo a la ortogonal entre los dos modelos en el área NE de Puerto
Rico .
Los Autores concluyen que el modelo basado en CyM es el mejor comparado con las
observaciones geológicas realizadas del movimiento de falla de la ZLP, las primeras deformaciónes y los resultados del Paso de la Anegada. Porque de esta rotación de la ZLP
de La Hispañiola al sistema de falla del Paso de la Anegada, la trinchera de Puerto Rico
incluye alta compresión oblicua en la porción Este, cambiando a un movimiento lateral
izquierdo rumbo-deslizante puro al NW de Puerto Rico. El modelo de CyM de elemento
finito concuerda con los resultados preliminares de GPS de La Hispañiola y Puerto Rico
si la falla Central Septentrional se considera como un movimiento rumbo-deslizante.
Entre las diferentes condiciones definidas en el modelo, los Autores opinan que:
• la EPGFZ es una falla transcurrente;
• el surco batimétrico Muertos, que se asocia con la presencia de sedimentos deformados en un contexto tectónico de compresión y está caracterizado en su parte occidental por soluciones de mecanismos focales convergentes, representa la zona en donde
se realiza el underthrusting entre la litosfera caribeña y los “terrenos” de Hispañiola
y Puerto Rico.
Los movimientos, calculados en función de un material con Módulo de Young = 0.25 y
Coeficiente de Poissson = 7x1010, se confrontaron con la actividad sísmica reciente y
con las evidencias geológicas que caracterizan el límite entre las placas.
20
Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.3
Neotectonics of Hispañiola: plate motion, sedimentation, and seismicity at a restraining bend. Mann P., Burke K., Matumoto T.
En: Earth and Planetary Science Letters 70, 1984.
La isla de La Hispañiola puede ser identificada como la expresión de un restraining
bend relacionado con el movimiento general E-O del sistema transcurrente izquierdo
Motagua-Cayman trough-Puerto Rico trench, constituyendo el margen activo entre las
placas norteamericana y Caribe. En función de los datos de campo, de la interpretación
de imágenes del satélite y fotos aéreas fue posible distinguir 4 áreas estructurales de La
Hispañiola. Dos de las cuales están constituidas por fallas transcurrentes izquierdas activas que limitan el borde septentrional y meridional de la isla. El área comprendida entre estos dos sistemas está caracterizada por unas cordilleras en echelon en forma de
pliegues y con sobrecorrimento y fallamiento inverso con movimientos transcurrentes
subordinados. La última de las áreas se presenta en la parte oriental de la isla, donde se
encuentra una topografía mucho mas llana y donde no están presentes fallas activas.
La expresión septentrional del sistema de fallas transcurrentes activas está representada
por la Septentrional fault zone (SFZ) y la Camu fault zone (CFZ). Los dos sistemas
constituyen una faja de 300 km. de longitud y 50 Km. de ancho y representan la prolongación en tierra firme de la zona rumbo-deslizante Oriente , limitada al O por el Surco
Cayman, y de las fallas con componente de movimiento oblicuo de la Fosa de Puerto
Rico. Las dos fallas se localizan a lo largo del borde del bloque mas elevado (altitud
máxima 1249 m s.l.m.) en la Cordillera Septentrional. El relieve topográfico de la CFZ
es menor que el de la SFZ, y en su parte central muestra un escarpe de 2 km. de largo y
400 m de ancho. El rastro de esta falla tiene características geomorfológicas típicas de
las fallas activas transcurrentes como: shutter ridges, drenaje alineado, conflictos de
vegetación, pliegues en echelon, abanicos, aluviones cortados o desviados, escarpes,
etc.
En la República Dominicana occidental, la SFZ se divide en dos ramales. El ramal septentrional, con dirección O-NO, está caracterizado por una faja de 10 Km. de longitud
levantada (push up structure); las evidencias del rastro del plan de falla cercano a esta
zona sugiere la posibilidad de una ruptura en periodos históricos (tal vez en el curso del
temblor del 1842?). El ramal meridional cruza la llanura aluvionar del Río Yaque del
norte, en donde es muy evidente a causa de la vegetación, y prosigue hasta la costa septentrional de Haiti. La concentración de muchos bloques a lo largo del borde septentrional, con una dirección O-NO, de ambos sistemas de fallas Camu y Septentrional, la presencia de una estructura levantada y la existencia de depósitos clásticos Pliopleistocénicos, con espesores que localmente llegan hasta 4000 m y mas, sugiere que al
sur de la SFZ las partes de esta falla que tienen dirección O-NO son transpresivas.
El sistema transcurrente que caracteriza la parte meridional de La Hispañiola prosigue
hasta Jamaica sur-oriental, donde presenta una desviación hacia el norte, delimitando un
restraining bend principal. La falla prosigue a lo largo de Jamaica occidental y limita
con la parte meridional del Surco de Cayman. La parte del sistema relacionada con la isla de La Hispañiola es conocida como Enriquillo-Plantain-Garden fault zone (EPGFZ).
No hay evidencias de la presencia de la EPGFZ en La Hispañiola oriental, mientras que
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
en la depresión ocupada por el Lago Enriquillo la falla está cubierta por aluviones. En
las zonas con alturas mayores que el Valle Enriquillo, la falla muestra algunas características geomorfológicas de movimientos transcurrentes izquierdos recientes como: conflictos de vegetación, drenajes desviados, escarpes, caudales y concreciones de travertino.
En la parte oriental de Haiti, hacia Jamaica, la dirección de la falla es variable entre E-O
y O-SO. En Haiti meridional la falla tiene dirección O-SO y está interrumpida por dos
cuencas de pull-apart cuaternarias: la cuenca Clonard y los Lagos Mirogoane. La presencia de otras estructuras de extensión en echelon no visibles pueden deducirse del
análisis de los mapas batimétricos del Jamaica Passage, el estrecho marino que divide
Haiti de Jamaica. La existencia de cuencas de pull-apart y del surco que caracteriza el
rastro de la EPGFZ en la parte con dirección O-SO evidencian una componente transtensiva. La presencia de un graben con dirección NE en los alrededores de Port au Prince, hacia el norte de la falla, y en la Baja Azua, hacia el sur, y la presencia de bloques
levantados con dirección NO-SE confirman la hipótesis.
Los mapas de detalle de la zona del borde tectónico, que separa las rocas de la Cordillera Central de las de la cuenca San Juan, muestran que las partes del contacto con dirección E-O tienen una componente de movimientos transcurrentes, mientras que las partes
con dirección NO-SE están caracterizadas por movimientos de fallamientos inversos.
Los perfiles sísmicos N-S hechos en la cuenca San Juan (entre la Sierra de Neiba hacia
el sur y la Cordillera Central hacia el norte) evidencian una estructura sinclinal de la
cuenca y la presencia de fallas inversas imbricadas con buzamiento 45° hacia el sur.
El levantamiento de la parte centro-occidental de La Hispañiola sucedió a lo largo de fallas inversas con dirección NO-SE; por lo menos tres fallas principales son responsables
del levantamiento del borde norte-occidental de la Cordillera Central. La Bonao fault
zone forma un escarpe topográfico y delimita el borde NE de la Cordillera Central; la
Hatillo fault zone es un thrust con buzamiento 30° hacia el SO, que puso en movimiento
las rocas metamórficas mas antiguas hacia el NO, sobre rocas del Cretácico y Terciario
inf. La Hispañiola fault zone es una falla transcurrente ologicénica que presenta evidencias de movimiento diferente en sus partes con orientación NO-SE.
La parte oriental de La Hispañiola está caracterizada por una limitada elevación topográfica, cubierta por depósitos de origen marino de plataforma neogénicos, que indican
un levantamiento regional limitado y no está relacionado con muchas fallas recientes.
Las únicas partes levantadas, donde afloran las rocas del Cretácico, están localizadas en
la parte septentrional y pueden indicar un levantamiento secundario a lo largo del borde
meridional de la South Samaná fault zone (Southern Samaná Bay fault por Edgar,
1991).
Los datos permiten definir la siguiente síntesis neotectónica.
La Hispañiola se encuentra en una faja de 250 Km. de ancho, dominada por movimientos transcurrentes izquierdos, localizada entre las placas norteamericana y Caribe; esta
hipótesis está confirmada por el fallamiento transcurrente, los grabenes, las zonas de levantamiento y las cordilleras delimitadas por thrusts.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
Las fallas con orientación E-O (ej. el sector oriental de la EPGFZ) son fallas transcurrentes. Las fallas con orientación O-NO (como algunos sectores de la SFZ y de la CFZ)
son zonas de deformación transpresiva. Las fallas con dirección NO-SE actualmente
son thrusts.
El predominio del fallamiento inverso y transpresivo en la parte centro-ocidental y septentrional de la isla puede ser un índice de que esta parte de La Hispañiola constituye un
restraining bend de un borde, con orientación E-O, entre las placas norteamericana y
Caribe. El origen de este restraining bend está vinculado con interacciónes desde el
Mioceno hasta el presente, con orientación E-O y paralelas al vector de movimiento relativo entre las placas norteamericana y Caribe, con remanentes de estructuras, orientadas E-O y edad comprendida entre el Cretácico y el Eoceno. Las fallas transcurrentes
del Oligoceno, la mayor de las cuales es la Hispañiola fault zone, representan una fase
primitiva de la evolución del borde entre las placas norteamericana y Caribe. La EPGFZ
puede ser identificada como una falla de by-pass que parcialmente está absorbiendo la
convergencia y el levantamiento a lo largo de los bordes central y septentrional de la isla. El movimiento entre los dos sistemas de fallas que bordean la isla hacia el norte y el
sur provocan además el origen de estructuras de distensión orientadas NO-SE en la parte central de la isla. La presencia de estas estructuras de distensión, entre una cuenca de
pull-apart, permite la subida de los magmas que alimentaron los volcanes Pliopleistocénicos de esta parte de La Hispañiola.
La distribución de los temblores confirma esta hipótesis. Se pueden delimitar en efecto
dos fajas de temblores relativamente poco profundos (< 70Km) que están alineadas con
el sistema Oriente-septentrional Camu-Puerto Rico trench y con el sistema EPGFZ.
Mientras que en la parte septentrional los temblores superficiales se localizan en La
Hispañiola norte-oriental y en Puerto Rico, hacia el sur existe una estrecha faja desde
La Hispañiola meridional hasta Jamaica.
Una zona de rupturas de los siglos XIX y XX se extiende paralelamente al sistema Septentrional--Puerto Rico trench. La zona de ruptura del temblor del 1942 puede identificarse a lo largo de la parte orientada al O-NO de la SFZ y está vinculada a la liberación
de energía, a lo largo de 300 km. de longitud, y a esfuerzos transpresivos a lo largo del
plano de falla.
Los escarpes de fallas recientes de la República Dominicana noroccidental pueden estar
relacionados con este evento. El temblor mas reciente con una gran liberación de energía es el del 1946 (8.1 ms); la distribución de las isosistas sugiere la ruptura a lo largo
del thrust localizado en el North Hispañiola Deformed Belt, una estructura transpresiva
en los alrededores de la costa septentrional de La Hispañiola (Acosta Segura R.,
McCann W.R., 1984).
Una segunda faja de rupturas menores, documentada históricamente, se extiende de
forma paralela a la EPGFZ, estando relacionada en menor magnitud con la fricción movilizada a lo largo del sistema de falla, que generalmente es paralelo al vector de movimiento relativo entre las placas norteamericana y Caribe.
Los temblores de profundidad intermedia (70<h<140 km.) están localizados a lo largo
de una faja desde las Pequeñas Antillas hasta la Bonao fault zone y, en particular, en La
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
Hispañiola oriental. Un estudio detallado de interpretación de los datos sísmicos evidenció, que los temblores intermedios del borde septentrional del arco de las Pequeñas
Antillas y de la parte occidental de Puerto Rico están vinculados con la subducción (entre el primer trazo) y con un underthrusting (hacia el norte de Puerto Rico) de un slab
de origen Atlántico. Los temblores intermedios registrados en la costa norte-occidental
de Puerto Rico y La Hispañiola se vinculan con la deformación, y los vectores de movimiento de los temblores son variables desde el E (Puerto Rico norte-oriental) hasta el
SO y S (La Hispañiola oriental).
Las zonas de rupturas históricas en La Hispañiola oriental son sub-circulares y tienen
temblores localizados arriba de los slabs discontinuos.
Selección de unos fragmentos del artículo
The Camu Fault Zone is much less topographically distinct than the Septentrional
which forms a fault line scarp steep as 400 m over 2 km in the central section. The Septentrional Fault Zone is marked by a single prominent fault scarp along its central and
eastern trace and forms a remarkably straight contact between Quaternary alluvium
and Tertiary sedimentary rocks of the southern Cordillera Septentrional (Fig. 2A). The
fault trace exhibits geomorphic features characteristic of active strike-slip faults such
as shutter ridges, aligned drainage, vegetation contrasts, en echelon folds, beheaded
and skewed alluvial fans and uphill facing scarps. The single fault trace splays into at
least two sub-parallel traces in the western Dominican Republic (Fig 2A).
The concentration of high ground on the north sides of the Camu and Septentrional
Fault Zones, the occurrence of push-up structure, and a locally thick (possibly 4 km or
more) Plio-Pleistocene clastic section south of the Septentrional Fault Zone all suggest
that west-north-westerly sections of these faults are "transpressional": that is they have
a significant component of convergence (Fig. 2C). Northeast-trending, secondary extension has occurred north of the Camu Fault Zone and formed at least two Quaternary
grabens near Bahia Maimon and Rio Yasica (Fig. 2A). Convergence across the westernmost section of the Septentrional Fault Zone may have resulted in the splaying and
in the progressive abandonment of the northern splay.
Recently a major throughgoing strike-slip fault zone has been identified stretching from
south-central Hispañiola to south-eastern Jamaica where displacement appears to be
relayed northward at a major restraining bend. The fault extends to western Jamaica
and may merge with the southern edge of the Cayman Trough (Fig. 1). We have named
the continuos part of this fault the Enriquillo-Plantain-Garden Fault Zone on the basis
of its extreme landward segments in eastern Jamaica and central Hispañiola. Part of
this fault zone have been recognised from Historical and present-day earthquakes.
The fault trace cannot be followed into eastern Hispañiola (Fig: 2A) and is locally obscured by alluvium in the sub-sealevel Enriquillo Valley of the Dominican Republic
(Fig. 2a).
The west-south-westerly fault trace in southern Haiti is interrupted by two Quaternary
pull-apart basins at Clonard and Mirogoane Lakes is locally marked by one very
prominent fault valley near Leogane. En echelon extensional structures are also in-
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
ferred from bathymetric maps of the offshore continuation of the fault in the Jamaica
Passage, the marine strait separating eastern Jamaica and south-western Haiti (Fig. 1).
Right-steps of the fault trace in south-western Haiti and eastern Jamaica, are marked
by local topographic uplifts caused by convergence at "Push-ups" or restraining bend
segments (Fig. 2A). In these compressional segments, the single strike-slip fault splays
into a series of thrust and reverse faults which are topographically less prominent.
Local elevations reach 2-3 km (Fig. 2A). The existence of pull-aparts and the fault
trough structure of the 099o-trending section of the Enriquillo-Plantain Garden Fault
Zone in Haiti and the Jamaica Passage suggest that this west-south-westerly section of
the fault is "transtensional" that is, it has a significant component of divergence (Fig.
2C). A north-east-trending graben in Port-au-Prince Bay north of the fault and in Azua
Bay south of the fault (Fig. 2A) as well as north-west-trending restraining bend or
"push-up" segments are all consistent with this hypothesis
The west-central part of Hispañiola consists of en echelon, sinuous mountain ranges
with elevations reaching a maximum of 3 km in the Cordillera Central of the Dominican
Republic (Fig. 2A). Uplift of the ranges has occurred along north-westerly trending reverse and thrust faults which overthrust the floors of neighboring valleys and generally
occur near the 500 m topographic contour (Fig. 2A). Mapping along the major fault
zone, which separates Cretaceous rocks of the Cordillera Central from sedimentary
rocks of the San Juan Basin to the south (Fig. 2A), has shown that east-west-trending
segments of the fault zone have a large strike-slip component whereas more northwesterly trending segments are reverse faults associated with overturned and intensely
thrusted beds. North-south seismic profiling across the southern edge of the San Juan
Basin between two of the ranges indicates a synclinal structure for the basin and the
presence of imbricate reverse faults dipping southwards at 45o (Fig. 3; line of section
shown in Fig. 2A).
Hispañiola occupies a 250 km wide belt of left-lateral shear deformation resulting from
east-west relative motion of the North America and Caribbean plates (Fig. 2C). Eastwest faults, such as the eastern part of the Enriquillo-Plantain Garden Fault Zone (Fig.
2A) are strike-slip faults (Fig. 2C). West-north-westerly trending faults, such as those in
the Septentrional and Camu Fault Zones, are transpressional or convergent strike-slip
faults (Fig. 2C). West-south-westerly trending faults, such as those in the western part
of the Enriquillo-Plantain Garden Fault Zone (Fig. 2A), are transtensional or divergent
strike-slip faults (Fig. 2C). North-westerly trending faults, such as the Hatillo, Hispañiola, and Bonao Fault Zones (Fig. 2A), are reverse or thrust faults (Fig. 2C). Recent
grabens also trend north-east.
The dominance of reverse and convergent strike-slip faults in northern and west-central
Hispañiola suggests that this part of the island constitutes an asperity or restraining
bend in the east-west North American-Caribbean plate boundary zone (Fig. 1). The origin of the asperity is attributed to the interaction of Miocene and younger east-west
strike-slip faults with west-north-westerly striking rocks formed in island arcs of Cretaceous to Eocene age. Oligocene strike-slip faults of which the Hispañiola Fault Zone
(Fig. 2A) is the most prominent represent an early stage in the evolution of the North
America-Caribbean PBZ. We interpret the Enriquillo-Plantain Garden Fault Zone,
which more closely parallels the east-west direction of plate motion (Fig. 2A), as a by-
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
pass fault which is relieving the locking and uplift across the northern and central parts
of the island (Fig. 2D).
A variety of deformational mechanisms have been suggested to occur at active bends;
all may lead to faulting and substantial earthquakes which are only indirectly related
plate motion.
Different mechanisms, which have been suggested to occur at the Transverse ranges
bend (Fig. 5), include: (1) sideways escape of triangular continental fragments [44];
(2) bypassing of the bend area by more rectilinear faults; (3) flaking of sheetlike masses
or crustal flakes or less than lithospheric thickness; and (4) incipient aseismic subduction (45). Mechanisms proposed for the Southern Alps restraining bend include: (1) a
steady-state balance between erosion and uplift on reverse faults; (2) subduction; and
(3) flaking .
Rapid erosion and acceleration of sedimentation rates frequently occurs during uplift of
restraining bends and has become particularly well understood for the Transverse
Ranges of California.
Data presented here suggest that three of the above processes, bypassing, uplift, and
subduction, dominate at the Hispañiola restraining bend, which unlike the above examples, lies wholly within relatively young (Cretaceous to latest Eocene) island arc lithosphere. It appears possible that thinner, younger island arc lithosphere may be more
prone to subduction than to escape or flaking processes that are more important in
older more buoyant lithosphere.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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4.4
Tectonic evolution of the Caribbean region; alternative hypothesis.
Morris A.E.L., Taner I., Meyerholf H., Meyerholf A.
En: The Geology of North America Vol. H: The Caribbean Region. The Geological
Society of America, 1990.
El artículo comienza haciendo referencia al gran geólogo y parlamentario austríaco,
Eduard Suess (1885), el cual publicó la primera síntesis geológica de la región del Caribe. Entre muchas observaciones originales Suess reconoció a Barbados como parte del
Continente Sudamericano. En aquellos tiempos, Robert T. Hill (1905) reconoció el
Aves Ridge como el mayor elemento estructural. No obstante, no es hasta después de
1920 cuando hay una mejor comprensión de las hipótesis tectónicas del Caribe. Este es
el caso de Wendell P. Woodring (1928), el cual abrió las puertas a las sucesivas hipótesis.
Hipótesis Pre- Tectónicas de Placas.
Se hace alusión a los diversos trabajos de varios autores anteriores a la tectónica de placas. Se exponen varios mecanismos incluyendo los de contracción (Schuchert, 1932,
1935; Willis, 1932; Waters y Hedberg, 1939; Senn, 1940; H.A. Meyerhoff, 1946,1954;
Meyerhoff y Meyerhof,1927. Posteriormente los relacionados con los procesos de convección del manto (Vening Meinesz y otros, 1934; Rutten, 1935; Hess, 1938; Hess y
Maxwell, 1953; Eardley. 1954; Barr, 1963; MacGillavry, 1970).
La teoría de la expansión de la Tierra también tuvo su espacio (Carey, 1958), al igual
que la deriva continental (Corrall, 1940; North, 1955) y la oceanización (Judoley y Furrazola, 1971).
Hipótesis de la era de la Tectónica de Placas.
En esta parte, se hace referencia, al inicio, a Morgan (1968), que fue el primero en pintar al Caribe como una placa discreta, no obstante haber usado el término de bloque. Se
presentan además 6 modelos básicos de placas.
• La placa Caribe es anterior a la apertura del suelo oceánico (Sea- floor spreading) en
el Jurásico. (Nafe y Drake, 1969).
• La placa Caribe formada in situ. Este es el origen de Tethyan acorde con Aubouin y
otros (1982a, p.755), quien concluyó: “El Caribe no se originó del Pacífico, todas las
evidencias indican una afinidad con Tethys“.
• Mattson (1969) propuso la placa Caribe insertada desde el Pacífico. El mejor conocimiento de este modelo fue dado por Malfait y Dinkelman (1972). Las últimas versiones, generalmente con el centro de dispersión desde el este del Levantamiento del
Pacífico hacia la cordillera Centro Atlántica hasta el Cretácico Superior, incluye a
Walper y Rowett (1972), Sclater y otros (1977), Mattson (1979, 1984) y muchos
otros. Los conflictos mayores con este punto de vista están relacionados con:
29
Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
1. Tiempo de los eventos;
2. Localización de los centros de dispersión;
3. Localización de los límites de placas;
4. Orientación de los centros de dispersión;
5. Deriva de los componentes de los bloques (e.g., Chortís, Yucatán, Cuba, etc.).
• Mooney (1980) propuso un modelo similar. En este caso la anomalía magnética en la cuenca de Venezuela es hoy interpretada como un remanente del flanco norte del centro de dispersión postulado.
• Salvador y Green (1980) estuvieron en desacuerdo con los modelos existentes,
notificando correctamente más de 10 violaciones importantes de los datos del
campo geológico (Salvador, 1986). En este caso propone otro modelo de inserción del Pacífico con algunas diferencias con los anteriores.
• Anderson y Schmidt (1983) publicaron un modelo de dispersión de la región
radicalmente diferente.
Todos estos trabajos evidencian una serie de contradicciones, ya que podemos encontrar más de una explicación a un mismo fenómeno geológico. Ejemplo de esto lo constituye el Promontorio de Nicaragua (Nicaragua Rise) con cuatro interpretaciones diferentes.
En otra parte del artículo se mencionan una serie de autores que plantearon hipótesis
todas mobilistas, pero no desde la óptica de la tectónica de placas; son: H. A. Meyerholf (1946, 1954), Bucher (1947, 1952) y North (1965).
También incluye una vasta explicación de la Historia Geológica de la Región desde el
Pérmico hasta el presente.
El final del artículo está destinado a exponer una hipótesis alternativa planteada por los
autores, que está fundamentada en la combinación de las hipótesis de contracción y los
procesos de convención del manto en la región del Caribe.
Según los autores las ideas que se exponen a continuación contribuyen a explicar mejor
el orden cronológico de los eventos de la región y a tener una mejor comprensión de su
historia geológica.
• La Orogénesis extensiva de Indonesia (Triásico- Jurásico medio) en Asia se cree que
fue acelerada por un proceso de turbulencia masiva en la astenosfera de Oeste a Este
a través del Pacífico a causa de la rotación de la Tierra.
• La presión contra las Américas causó la ruptura, durante el Jurásico medio, de los
paleosismos conectados a Norte y Suramérica y formó el promontorio de Nicaragua
(Nicaragua Rise). Una prominente agitación del canal extendido alrededor del Atlántico por debajo del Caribe muestra claramente la sección sismotomográfica a través
del Caribe.
• La agitación resultante de la astenosfera Pacífica extendida al Caribe y cercana al
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
Atlántico provocó la rotación de los paleosismos al Norte sentido contrario al movimiento del reloj y produjo la sucesión del arco magmático: ejemplo el arco de Cuba,
el arco de las Grandes Antillas, etc.
• Los procesos orogénicos que se repiten durante el Cretácico- Terciario inferior, culminan con la fase paroxismal en el Eoceno medio, creando la tectónica “logjam“ en
el Caribe de arco muerto, segmento de arcos y nuevamente la creación de las elevaciones. Las Antillas Menores, América Central y los arcos de Colombia son sobrevivientes de esta historia de los arcos magmáticos y allí también están comenzando
gradualmente los procesos de extinción.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.5
Geology of the Azua and Enriquillo basins, Dominican Republic: 2,
Structure and tectonics. Mann P., McLaughlin P.P., Cooper C.
En: Geological Society of America Special Paper 262, 1991.
La estructura regional de La Hispañiola centro-meridional está dominada por cuencas
sedimentarias de tipo “ramp” de edad comprendida entre el Mioceno sup y el presente,
alternadas con cordilleras en forma de anticlinales delimitadas por fallas inversas.
Los principales pliegues en las cuencas deforman las rocas sedimentarias del Mioceno
sup. hasta el Pleistoceno y tienen un rumbo de NO-SE a E-O. Estos pliegues en sección
son paralelos, no tienen deformaciónes internas y se formaron entre el progresivo cierre
de las cuencas de tipo ramp después del Plioceno inf.
Los pliegues concéntricos de la cuenca Azua tienen un acortamniento del 12%. El rumbo y el movimiento de las fallas mayores y menores son comparables con los de los
pliegues y muestran un acortamiento regional con rumbo NS/NE-SO.
Los datos sedimentológicos y paleontológicos muestran que la formación de las cuencas
ramp en La Hispañiola, centro-meridional empezó en el Mioceno sup. La estructura en
forma de sinclinal de la cuenca San Juan-Azua limitó un gran cono submarino que después se depositó hacia el sur entre el área actualmente ocupada por la Cordillera Central
desde el Mioceno inf. hasta el Plioceno medio.
Los autores explican la formación de cuencas ramp y el levantamiento del sector centro-meridional de La Hispañiola como consecuencia de la colisión oblicua y de la subdución entre un “plato” oceánico y los terrenos de arco que, con anterioridad, se formaron en La Hispañiola central y septentrional. La sutura del Mioceno entre las áreas se
transformó en un margen transcurrente activo a lo largo de La Hispañiola central y meridional en forma de un restraining belt trascurrente, todavia activo.
El estilo del plegamiento y fallamiento regional sugiere un levantamiento que comenzó
en el Plioceno sup., entre el margen centro-meridional de La Hispañiola y la cresta
asísmica Beata con movimiento hacia NE. El levantamiento también puso en movimiento otras fallas trascurrentes con rumbo de movimiento opuesto en una faja de 50 km. El
aumento del acortamiento NE-SO de las rocas sedimentarias en el área oriental de las
cuencas Enriquillo y Azua produjo una curvatura en gran escala y una rotación de los
ejes de los pliegues en el área levantada y tal vez una extensión local asociada con la
formación de vulcanismo basáltico. El área de subdución activa desde el Mioceno hasta
el presente forma en La Hispañiola centro-meridional una zona de contacto entre dos
microplacas comprendidas entre el margen trascurrente activo de las placas norteamericana y Caribe.
Selección de unos fragmentos del artículo
The regional structure of south-central Hispañiola is dominated by synclinal Upper
Miocene to Recent sedimentary ramp basins separated by fault-bounded anticlinal
mountain ranges. Major folds nested in the larger scale ramp basins affect Upper Mio-
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
cene to Pleistocene sedimentary rocks and have fold axes ranging in trend from northwest-southeast to east-west. These folds are parallel in profile, lack internal deformation, and formed during progressive closure of the ramp basin in post-Early Pliocene
time.
We interpret Late Miocene-Recent ramp basin formation and uplift in south-central
Hispañiola as a response to oblique collision and continued convergence between an
oceanic plateau terreno in southern Hispañiola and previously assembled island-arc
terrenos in central and northern Hispañiola. Miocene suturing of the two areas converted a previous strike-slip margin across south central Hispañiola into a strike-slip
restraining bend that is presently active.
The regional pattern of faulting and folding suggests late Pliocene to Recent indentation of the south-central margin of Hispañiola by north-eastward displacement of the
Beata ridge, an aseismic ridge on the Caribbean seafloor. Indentation was accommodated by strike-slip faults of opposite sense bounding the 50-km-wide indented region.
33
Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.6
An overview of the geologic and tectonic development of Hispañiola.
Mann P., Draper G., Lewis J.F.
En: Geological society of America Special Paper 262, 1991.
La Hispañiola está constituida por la unión de 11 terrenos de arco que afloran en la porción central y septentrional de la isla, y por 1 terreno que de acuerdo a su origen constituye un plateau oceánico, aflorante en la porción meridional de la isla.
Los terrenos de arco, de edad comprendida entre el Cretácico inf. y el Eoceno sup.,
pueden ser clasificados en base a las asociaciones litológicas, las estructuras y al grado
de metamorfismo en:
• fragmentos de corteza oceánica;
• fragmentos de una región de arco externo;
• fragmentos de una asociación volcánica de arco;
• fragmentos de cuencas de arco interior.
Los fragmentos de corteza oceánica son definidos como Terreno Loma Caribe-Tavera y
Terreno metamórfico.
El primero constituye una faja delimitada por fallas (Hispañiola fault zone HFZ) de 150
km. de longitud y entre 5 y 15 km. de ancho, que cruza diagonalmente la isla de La Hispañiola desde el NO hasta SE. Es posible reconocer dos asociaciones de rocas: el primer
grupo, más viejo, está constituido por hazburguitas serpentinizadas, dunitas, basaltos y
sílice criptocristalina aflorantes en una faja de 90 km. de longitud y 15 km. de ancho en
el lado oriental de la Cordillera Central. El segundo grupo aflora en una faja de 60 km.
de longitud y 5-15 km. de ancho en el lado septentrional de la Cordillera Central y está
constituido por depósitos clásticos de origen marino hasta subaereo en forma de pliegues y con fallas de edad comprendida entre el Oligoceno y el Mioceno inf. El contacto
entre los terrenos Loma Caribe y Duarte está constituido al sur por una falla subvertical,
contra la cual terminan en onlap los depósitos de calizas coralinas del Oligoceno. El
contacto entre el terreno Loma Caribe y Amina-Maimon-Tortue, al norte, está constituido por una falla subvertical contra la cual terminan en onlap los depósitos de conglomerados básales del Mioceno sup.
El terreno Duarte aflora a lo largo del margen septentrional de la Cordillera Central (en
la República Dominicana y en Haití) y está constituido por rocas volcánicas de composición variable, entre las básicas y las ultra-básicas, generalmente masivas, aunque localmente puede aparecer de forma esquistosa, que fueron afectadas por un metamorfismo regional de grado variable desde la facies de prehnite-pumpellyte hasta la facies anfibolílitica. Draper y Lewis (1991) subdividieron estos terrenos en dos unidades: la unidad inferior, constituida por intrusiones de lavas básicas con elevado contenido de magnesio y sílice con metamorfismo de las facies de los esquistos verdes, y una unidad superior, constituida por intrusiones lávicas de poca potencia en asociación con pillows
lavas, hialoclastitas e intercalaciones de rocas sedimentarias pelágicas.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
El terreno Duarte está constituido además por muchos batolitos y stocks de granitos de
edad Albiano-Eoceno sup. El origen de este terreno (Drapter y Lewis, 1991; Lewis et al.
1991), en base a análisis geoquímicos y a las asociaciones litológicas, es el de una porción de una isla oceánica o un seamount (montaña oceánica) del Cretácico inf., que fue
después modificada por un magmatismo de arco en el período comprendido entre el
Cretácico sup. y el Eoceno.
Los fragmentos del arco interior/prisma de acreción de arco están subdivididos en los
siguientes terrenos: Terreno metamórfico Samaná y Terreno Río San Juan-Puerto PlataPedro Garcia .
El terreno Samaná está constituido por dos unidades de bajo grado de metamorfismo: la
primera de ellas está caracterizada por la presencia de lawsonita y/o pumpellyta, esquistos micaceos con intercalaciones subordinadas de mármoles; la segunda unidad está
constituida por mármoles con intercalaciones subordinadas de esquistos micaceos. Entre
estos terrenos se encuentran además esquistos azules, eclogitas y rocas silico-calcáreas
en una faja de 10 km. de longitud y 1-2 km. de anchura, que terminan hacia el sur contra
la Zona Septentrional de Falla y un cuerpo de tipo melange constituido por bloques de
eclogita, esquistos azules y metasomatitas con calcita. Sobre las rocas metamórficas del
terreno Samaná yacen de forma discordante calizas de aguas someras de edad Mioceno
medio a Mioceno sup.
El terreno Río San Juan-Puerto Plata-Pedro García se encuentra en contacto tectónico
con el terreno Altamira a lo largo de la zona de falla Río Grande. La porción oriental de
este terreno (cerca del Río San Juan) comprende cuatro tipos diferentes de rocas: un
cuerpo de tipo melange con esquistos azules y eclogitas en una matriz serpentinizada,
rocas finas de las facies esquistos verdes y azules, rocas groseras de la facies anfibolitica y un cuerpo intrusivo de gabro. Draper y Nagle (1991) habían sugerido que la porción septentrional de esta área hubiera sido afectada por un proceso de metamorfismo
en una zona de subducción, mientras que la porción meridional representaría el basamento de una zona de arco interior. Sobre este terreno yacen depósitos sedimentarios
clásticos, luego de terminada la subducción entre el Eoceno sup. y el Mioceno. En la
porción occidental de este terreno (zona de Puerto Plata) afloran serpentinitas, gabros y
rocas volcánicas. Los flujos de quimismo intermedio, las piroclastitas, las pillows lavas,
las hialoclastitas y las espilitas máficas del terreno Los Canos están comprendidas en
este complejo.
Los fragmentos del sector vulcano-plutónico del arco están subdivididos en los siguientes terrenos: terreno metamórfico Tortue-Amina-Maimon, terreno estratigráfico Tireo,
terreno estratigráfico Presqúîle del Noroeste, terreno estratigráfico Seibo, terreno estratigráfico Oro y terreno estratigráfico Altamira.
El terreno Tortue-Amina-Maimon constituye una faja de 300 km. de longitud y de 5 a
15 km de anchura; aflora de manera discontinua y cruza diagonalmente la isla de La
Hispañiola desde el NO hasta el SE. Los mayores afloramientos están localizados en la
isla de Tortue, en el área de Amina (Sector septentrional de la Cordillera Central, República Dominicana) y en el área de Maimon (Cordillera Oriental, República Dominicana). El terreno está constituido principalmente por rocas metaigneas y metasedimentarias con diferentes grados de deformación y metamorfismo. Las litologías dominantes
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
son: rocas metasedimentarias desde intermedias hasta máficas, incluyendo cuarzitas,
metaconglomerados, esquistos grafíticos y mármoles. Los análisis químicos muestran
que las rocas tienen una composición entre basalto hasta cuarzo-queratofírico. Todas las
rocas del terreno se caracterizan por elevadas relaciones Mg/Fe y bajos contenidos de K
. Está separada del terreno Loma Caribe Tavera hacia el Sur y SO por las fallas subverticales de la zona de falla Hispañiola y del terreno Seibo hacia el NO por la zona de falla Hatillo.
El terreno Tireo constituye una faja de 290 km. de longitud y 35 km. de ancho (siendo
esta última menor en la porción occidental) de rocas vulcanoclásticas y lavas del Cretácico sup., aflorantes en el Massif du Nort (Haití) y en la Cordillera Central (República
Dominicana). El terreno forma un área triangular definida al norte por la zona de falla
Bonao-Guaraca y al sur por la zona de falla San José-Restauración. Lewis et al (1991)
subdividieron el terreno Tireo en dos grupos: el grupo Tireo inferior y el superior.
El primero aflora en el Massif du Nort y en la Cordillera Central, y está constituido por
aproximadamente 4000 m de piroclastitas verdes, masivas, lito-vítricas, de composición
basáltica y flujos de metabasitas con elevados contenidos en TiO2 con intercalaciónes
de pelitas, silicitas, y calizas. Dataciones sobre microfosiles de este grupo indicaron una
edad entre Turoniano y Senoniano inf.
El grupo Tireo superior está constituido por lavas, flujos piroclásticos, tufo dacitas y
riolíliticas (keratófiros). Las rocas volcánicas felsíticas se encuentran a lo largo del
margen meridional del terreno Tireo. Dataciones Ar40/Ar39 sobre vulcanitas del grupo
Tireo superior indican edades del Campaniano. Las rocas del grupo Tireo superior, en la
porción centro-meridional del terreno en la República Dominicana, se transforman en
rocas sedimentarias marinas de edad Campaniano medio a Maastrichtiano del grupo
Trois-Rivieres-Peralta. Además están señaladas (Kesler, Sutter, Narton, Speck, 1991)
muchas intrusiones de stocks y batolitos de granitoides que afectaron, entre el Albiano y
el Eoceno sup., a los grupos Tireo superior e inferior.
No se hizo ningún estudio sistemático sobre el terreno Presquile du Nort-Ouest. En la
Sierra de Neiba (República Dominicana) existe un área de alrededor de 35 km2 constituida por rocas volcánicas y vulcanoclásticas de edad principalmente Eocénica, aflorantes en el núcleo de un gran pliegue anticlinal neogénico. Bourgois et al. (1979) describieron 2500 metros de basaltos, rocas sedimentarias vulcanoclásticas e intercalaciones
de calizas Eocénicas.
Las rocas más viejas del terreno Seibo en la Cordillera Central (República Dominicana
oriental) están constituidas por metavulcanitas de bajo grado (basaltos en almohadas,
dacitas, keratófiros, andesitas, tufitas y brechas volcánicas). Estas rocas han sido descritas en dos diferentes áreas: en la porción occidental de la Cordillera Oriental, donde
afloran con el nombre de Formación Los Ranchos, y en la porción oriental de la Cordillera Oriental. El terreno Seibo está subdividido en el del terreno Tortue-AminaMaimon hacia el SO por la zona de falla Hatillo, definida por Bowin (1966) como un
thrust con inmersión NO.
El terreno Oro constituye una sección de 1500 metros intensamente plegada de rocas
sedimentarias vulcanoclásticas con menores cantidades de calizas negras, radiolaritas y
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
conglomerados con clastos máficos.
Los niveles de calizas contienen fósiles de ammonites bien conservados de edad Coniciano inf. Bourdon (1985) interpretó los terrenos Seibo y Oro como cuencas sedimentarias de edad aproximadamente parecida, pero con diferentes facies de sedimentación
que se formaron encima de la porción vulcano-plutónica de un arco volcánico. De
acuerdo con Bourdon (1985) el terreno Oro se encuentra sobre el terreno contemporáneo Oro en el Eoceno, que tenía litología y estructura diferente, a lo largo de un thrust
que no tiene nombre.
Las rocas más antiguas del terreno Altamira están formadas por biomicritas con intercalaciones subordinadas de pelitas, silicitas y vulcanoclastitas con microfósiles de edad
Paleoceno sup a Eoceno inf (Formación Los Hidalgos). Las biomicritas están afectadas
por intrusiones de diques y sills de la Formación Palma Picada.
Los fragmentos de cuenca de arco interior están representados por el terreno TroisRivieres, que está constituido por areniscas y turbiditas silíceas, con intercalaciones de
calizas, separadas discordantemente por fallas . La edad de los depósitos es ConicianoPleistoceno; afloran a lo largo de 320 km. desde el norte de Haití hasta la parte centromeridional de la República Dominicana. Este terreno está separado del terreno Presqúile
du Nort-Ouest, hacia el SE, por la zona de falla San Juan-Los Pozos, y hacia el NO por
el terreno Tireo y por la zona de falla San José-Restauración.
El terreno Hotte-Selle-Bahoruco comprende rocas pertenecientes a un “plato” oceánico
basáltico del Cretácico sup, con intercalaciones de rocas sedimentarias pelágicas. De O
a E, los principales afloramientos de las rocas más viejas de este terreno, están localizados en los núcleos de tres anticlinales que constituyen tres cordilleras en la península
meridional de La Hispañiola. Las cordilleras comprenden el Massif de la Hotte y el
Massif de la Selle en Haití y la Sierra de Bahoruco en la República Dominicana. El terreno Hotte-Selle-Bahoruco está separado del tereno Presqúile du Nort-Oeste, hacia el
norte, por la falla transcurrente izquierda Enriquillo-Plantain-Garden. Las fallas que separan estos terrenos de la placa Caribe, hacia el sur, incluyen la zona de falla Beata y
los thrusts submarinos a lo largo del margen meridional de la isla.
La estructura y la estratigrafia de la asociación vulcano-plutónica y de los fragmentos
de la región de arco interior/prisma de acreción de La Hispañiola sugieren 8 fases tectónicas principales:
• vulcanismo, plutonismo y metamorfismo de arco (principalmiente en ambiente submarino) pre-Aptiano activo empezado desde el Cretácico; las rocas calcoalcalinas y
las vulcanitas de los terrenos Tortue-Amina-Maimon, Seibo y Oro forman acumulaciones vulcano-sedimentarias sobre la corteza oceánica antigua, constituida por el terreno Duarte. En la Cordillera Central este arco está representado por el terreno Tireo, inicialmente acumulado a lo largo de los lados y después sobre el seamount
(montaña oceánica) Duarte;
• levantamiento pre-Aptiano y consiguiente erosión del arco en La Hispañiola centrooriental y Puerto Rico, asociados con una colisión de arco (con un “plato” oceánico?)
y una inversión de polaridad de la subducción (desde el N hacia el S); este evento es
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
evidente en La Hispañiola en el terreno Seibo, donde se encuentra una discordancia
erosional principal que separa las sucesiones litológicas de arco de la Formación Los
Ranchos del restante conglomerado basal y calizas de aguas someras de edad Aptiano a Albiano (Calizas de Hatillo); sobre estas calizas se encuentra una sección de rocas volcánicas calcoalcalinas, tufitas y calizas pertenecientes a la Formación Las Lagunas según Bowin (1966) (vulcanitas de Loma la Vega según Lebron. 1989). Una
sección similar es evidente en Puerto Rico, donde un horizonte de calizas de aguas
poco profundas Aptiano-Albiano separa una secuencia estratigráfica inferior de arco
volcánico de rocas calcoalcalinas albianas y turonianas;
• nuevos episodios plutónicos de arco, vulcanismo y metamorfismo (principalmiente
en ambiente submarinos) en el período comprendido entre el post-Albiano y el preCampaniano;
• deformación del Campaniano y metamorfismo asociado con una segunda fase de colisión del arco y nueva inversión de la polaridad de la subducción; después de esta
fases se originó el sobrecorrimiento de las rocas de los terrenos Tireo y Duarte hacia
el NE sobre las rocas de los terrenos Loma-Caribe-Tavera y Tortue-Amina-Maimon;
• nuevos episodios plutónicos de arco, vulcanismo y metamorfismo (principalmiente
en ambientes submarinos) en el período post-Campaniano-Eoceno medio;
• colisión del arco, entre el Eoceno medio y la base del Eoceno sup, con la porción meridional de la placa Norteamericana (plataforma de calizas de Bahamas). Las evidencias de este evento son: a) la discordancia angular que separa los terrenos Altamira,
las calizas pelágicas y las turbiditas terrígenas del Paleoceno sup-Eoceno inf. del
conglomerado basal; b) el levantamiento y las edades del enfriamiento de las rocas
metamórficas del terreno Samaná; c) sobrecorrimiento y obducción de las ofiolitas
en los terrenos Oro y Seibo (Bourdon, 1985); d) sobrecorrimiento entre el terreno
Trois-Rivieres-Peralta a lo largo del lado meridional de la Cordillera Central. La colisión indujo un definitivo levantamiento del arco submarino y la consiguiente finalización del magmatismo de arco;
• fases de tectónicas transcurrentes entre el Eoceno sup y el Mioceno inf, deducidas de
las siguientes consideraciones: origen de una cuenca pull-apart representada por el
surco de las islas Cayman, que en base a datos magnéticos, geológicos y batimétricos
se formó hasta el Eoceno medio/Eoceno sup; los límites entre los diferentes terrenos
de La Hispañiola están representados por fallas rectilíneas que superponen rocas de
composición y grado metamórfico variables; las cuencas deposicionales del Eoceno
y Ologiceno se formaron después de esta fase tectónica Eocénica (Dolan, 1991);
• fases de tectónicas trasnpresivas, desde el Mioceno inf, como resultado de dos eventos: la colisión oblicua y el consiguiente acrecionamiento del “plato” oceánico al núcleo vulcano-plutónico del arco e interacción de las zonas trascurrentes E-O con estructuras más viejas del arco con orientación N-NO. El resultado de estos eventos fue
la sutura entre las porciones septentrional y meridional de la isla y la progresiva formación de unidades morfotectónicas que actualmente caracterizan a La Hispañiola.
La indentación en el Pleistoceno entre la cresta Beata y el margen meridional de La
Hispañiola contribuyó a la deformación reciente y al levantamiento de la isla.
Luego de haber trazado unas secciones geológicas entre La Hispañiola central y oriental, es posible hacer las siguientes consideraciones:
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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1. el evento más importante de deformación, con la formación de pliegues y thrusts en
La Hispañiola Central, tiene una edad Mioceno sup y una dirección S-SO;
2. la dirección S-SO del Massif du nort-cordillera central es evidente en sus lados meridionales, que están alineados y tienen una mayor inclinación;
3. el fallamiento (oblicuo e inverso) después del Mioceno sup es responsable de la distribución de las principales unidades morfotectónicas (cordilleras y cuencas) de la isla, comprendidas las cuencas Cibao, San Juan-Azua y Enriquillo;
4. el principal evento de deformación en La Hispañiola oriental consiste en la formación de thrusts con dirección N y tiene una edad Eocénica.
En función de los informes estructurales de las diferentes unidades morfotectónicas de
La Hispañiola, los autores proponen que los terrenos de arco y de arco interno en la
porción central y septentrional de La Hispañiola constituyen el frente de una porción de
corteza en sobrecorrimiento hacia el SO sobre el “plato” oceánico aflorante en la porción meridional de la isla. La evidencia superficial al sur de este estilo de deformación
está representada por una falla inversa (sin nombre) que se encuentra a lo largo del sector meridional de la Sierra de Neiba y que separa los terrenos de arco y arco interno de
los terrenos oceánicos. El frente del thrust a lo largo del margen meridional de la Sierra
de Neiba está interrumpido por la zona de falla Enriquillo-Plantain-Garden.
Los autores proponen además que los thrusts y las fallas inversas en los terrenos Presuíle du norte-Ouest-Neiba y Trois Rivieres-Peralta están asociadas con el plan de escotamiento a una profundidad de 10/15 km. La cuenca de San Juan, localizada sobre el terreno Presuíile du norte-Ouest-Neiba, sería en esta interpretación una cuenca piggyback formada sobre un thrust en movimiento. Las fallas inversas y los thrusts con dirección N y NE, presentes a lo largo del margen septentrional de la Sierra de Bahoruco
(zona de falla Bahoruco) y del margen septentrional de la Sierra de Neiba (zona de falla
norte de Sierra de Neiba), se interpretan como back-thrusts formados hasta el Mioceno
inf., e incluso pueden tener una edad mucho más reciente. Una indicación de la formación de los thrusts con dirección SO se deduce de la aparición, desde el Mioceno medio
y superior, de detritos en las cuencas San Juan-Azua y Enriquillo. Además, otras indicaciones de movimiento con dirección NE del terreno Hotte-Selle-Bahoruco por debajo de
La Hispañiola central, se derivan de la notable elevación topográfica del Massif du nortcordillera central (> 3000 m) y de la presencia de una pequeña área de temblores con
profundidad intermedia evidenciada por Matumoto (1981) y McCann y Sykes (1984).
La estructura y topografía de La Hispañiola oriental es muy diferente a la de La Hispañiola occidental. La Hispañiola oriental muestra una topografía mucho más llana y no
tiene ninguna evidencia de fallamiento reciente. Las zonas sísmicas profundas presentes
en esta porción de la isla pueden asociarse con un subcorrimento con polaridad sur de la
litosfera oceánica atlántica por debajo de La Hispañiola oriental a lo largo de la fosa de
Puerto Rico, y con la subducción contemporánea de polaridad norte de corteza oceánica
caribeña (cuenca de Venezuela) por debajo de la fosa Muertos.
La estructura y estratigrafía del “plato” oceánico perteneciente al terreno Hotte-SelleBahoruco sugieren 4 fases tectónicas principales:
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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• formación tardo-Cretácica del “plato”;
• deformación y erosión del Cretácico superior;
• subducción y tectónica transcurrente en el período entre el Paleoceno y la base del
Mioceno inf.;
• transpresión en el periodo comprendido entre el Mioceno inf y el presente.
Al final la diferencia entre los índices de movimientos asociados a la tectónica trascurrente, presentes a lo largo del surco Cayman (aproximadamente 1100 km.) y los que
caracterizan las rocas de arco de La Hispañiola y de America Central (menos de 200
km.), puede justificarse con la existencia de unos “restraining bends” a lo largo de las
fallas trascurrentes entre placa de La Hispañiola y de America Central, que transforman
localmente los movimientos trascurrentes en movimientos rotacionales de bloques delimitados por fallas de levantamiento vertical. En funcion de estudios a nivel regional,
los autores opinan que los terrenos oceánicos y los de arco se formaron en el Pacífico
como porción de un singular y continuo arco volcánico, definido como Great arc, que se
movió hacia Este en el periodo Cretácico sup. Cenozoico inf.
Selección de unos fragmentos del artículo
The physiography of island-arc and oceanic plateau terrenos in Hispañiola consists of
alternating valleys and mountain ranges that are mostly defined by active reverse or
left-lateral strike-slip or oblique-slip faults (Fig. 5). There are two zones of active
strike-slip faulting that roughly follow the north (Septentrional) and south (EnriquilloPlantain Garden) coasts of the island (Mann and others, 1984). The strike of these two
faults in slightly oblique to the more north-west-striking island-arc terrenos of central
and northern part of the island (Fig. 3B).
The west-central part of the island (morphotectonic zones 4 and 5) consists of high topography bounded by dominantly reverse and oblique-slip faults along the edges of the
uplifted mountain ranges (Mann, McLaughlin, and Cooper, this volume). The eastern
part of the island (morphotectonic zone 8) is much lower in elevation than the rest of
the island and is not extensively affected by active faulting. Escarpments and lineaments
forming west-north-west and north-west-striking boundaries of morphotectonic zones in
the central part of the island closely follow island arc terreno boundaries and suggest
that Cretaceous to Eocene island-arc structures were reactivated by early Miocene to
Recent collisional and transpressional tectonics (Fig. 7)
We interpret the offset discrepancy as reflecting the transformation of a large strike-slip
offset along straight faults in the Cayman Trough to smaller strike-slip offsets with
greater vertical motions along curved, restraining bend fault segments in the Central
America and Hispañiola. We postulate that the offset in the restraining bend areas is
absorbed by: (1) uplift and erosion of lower crustal. rocks (e.g., Duarte, Loma CaribeTavera, and Tortue-Amina-Maimon terrenos of central Hispañiola; fault bounded
wedges of metamorphic rocks along the Polochic fault of Guatemala: Burkart and others, 1987); (2) large-scale rotation of terrenos about vertical axes (e.g., post-Eocene
counterclockwise rotation of Tireo terreno: Van Fossen and Channel, 1988); (3) large-
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
scale underthrusting of one terreno beneath another (e.g., Selle-Hotte-Bahoruco terreno beneath island-arc terrenos of central Hispañiola: Fig. 6); and (4) splaying of the
strike-slip fault into several different strands at the restraining bends with small
amounts of offset being accommodated by each fault splay (Pindell and Barrett, 1990).
Additional offset may be present on unrecognized strike-slip or oblique-slip faults in the
bend area or by ductile flow of warm lithosphere.
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Table 2. Tectonic interpretation of terrenos in Hispañiola
43
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.7
Timing and Size of the most Recent Earthquake Along the Central
Septentrional Fault, Dominican Republic. Prentice C.S., Mann P,
Burr G., Peña L.R.
En: Neotectonic studies in the northeastern Caribbean, GSA Special Paper, 1996.
La Zona Septentrional de Falla (SFZ) es la mayor falla trascurrente, que en el Norte de
La Hispañiola separa la placa Caribe de la placa Norteamericana.
En muchas áreas las fallas que separan dos placas son submarinas, o se encuentran en
rocas pre-cuaternarias y, por eso, no tienen evidencias de actividades recientes. En la
República Dominicana la SFZ cruza el área densamente poblada del Valle del Cibao y
origina un evidente escarpe en los depósitos aluviales del cuaternario. La excavación de
dos trincheras en las áreas del Valle del Cibao entre los depósitos del conocido Río Cenovì y las dataciones con el método del radiocarbono, evidenciaron que las últimas deformaciónes (plegamientos, fallamientos, inyección de arenas, etc.) tienen una edad del
Mioceno superior. Además una de las trincheras evidenció unos desplazamientos en un
viejo canal enterrado: 5 metros de traslado lateral y 2 metros verticales.
Los valores mínimos de movimiento entre las placas norteamericana y Caribe fueron estimados en 9 mm/año por De Mets et al. (1990); además aproximadamente la mitad de
estos movimientos es absorbida por los sistemas trascurrentes subparalelos con el margen entre las dos placas (EPGFZ al sur y fallas trascurrentes asociadas con el north Hispañiola Deformed belt). Por eso los autores estiman que la falta de movimiento desde
800±40 años hasta el presente pudiera haber acumulado una falta de movimiento transcurrente total del orden de los 4 metros.
Por hipótesis, si el movimiento entre las placas norteamericana y Caribe resulta mayor
de 5 mm/años los autores consideran que existe un potencial sísmico muy elevado en el
área entre Puerto Rico y La Hispañiola.
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.8
Tectonic geomorphology and paleosismology of the Septentrional
fault system, Dominican Republic. Mann P., Prentice C.S., Burr G.,
Peña L.R., Taylor F.W.
En: Neotectonic studies in the northeastern Caribbean, GSA Special Paper, 1996.
El Sistema Septentrional de falla está formado por diferentes tramos activos e inactivos
con movimientos transcurrentes izquierdos.
Los ramales activos están definidos como la Zona Septentrional de falla (ZSF) y pueden
identificarse como una estructura continua que se origina desde la Baja Samana, en el
área oriental del Valle del Cibao, hasta los alrededores de la ciudad de Guayabin, en el
Valle del Cibao occidental.
Los ramales inactivos comprenden la Falla Frontal Mountain (FFM), que forma el margen septentrional del Valle del Cibao, y dos fallas en el Valle del Cibao occidental conocidas como Villa Vasquez y Monte Cristi.
El sistema de fallas transcurrentes septentrional y la FFM en América Central septentrional, representan los mayores afloramientos subaereos del margen trascurrente, que
tiene una longitud de 3200 Km., entre las placas norteamericana y Caribe.
Los desplazamientos de los ríos y de las terrazas fluviales y las terminaciones de los
horizontes estratigráficos en las trincheras 91-1 y 91-2, que han sido excavadas en la
parte central activa de la ZSF, confirman un desplazamiento izquierdo en el Holoceno
Superior. Los movimientos ocurridos en unos miles de años en las terrazas fluviales son
de 19±5 mm/año en el área y de 17±6 mm/año en otros sitios. El índice real de movimiento puede ser menor, ya que estos son movimientos máximos. Estos datos confirman
los estudios de Prentice y al. (1993) que definían la ZSF como fuente de potencial sísmico muy elevado en un área densamente poblada.
El área central de la ZSF forma un escarpe rectilíneo y continuo que origina sedimentos
del Cuaternario sup. Estudios sismológicos regionales en el Valle del Cibao muestran
que el rastro de la falla activa es simplemente la manifestación superficial de muchas fallas subverticales, que deforman los sedimentos del Neógeno sup. de la Cuenca (Edgas,
1991).
Es posible que existan otros rastros de la falla que cruzan la superficie topográfica y que
no sea posible verlas a causa de las alteraciones tropicales y de la erosión de los ríos.
Los autores consideran exacta la hipótesis de un único rastro de falla, dado que muchos
rastros subparalelos provocarían cambios en el drenaje sub perpendicular que en realidad no se observan.
El movimiento entre las placas Norteamericana y Caribe está localizado en un único
ramal de la ZSF a lo largo del Valle del Cibao; es posible que el movimiento se subdivida por lo menos en dos estructuras principales: las fallas inversas y tal vez transcurrentes submarinas que constituyen el Cinturón Deformado del Norte de La Hispañiola
(NHDB) y la EPGFZ.
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Las diferencias entre los índices de movimiento medidos por medio de estudios geodésicos en La Hispañiola septentrional al norte y sur de la ZSF (12 mm/año y 17 mm/año)
y al sur de la EPGFZ (23 mm/año) y el índice de movimiento teórico de De Mets et al
(1990) de 11 mm/año para la placa Caribe en relación con la placa Norteamericana,
pueden justificarse por la estructura neotectónica de La Hispañiola, que está caracterizada por la formación de microplacas después de la convergencia oblicua de las rocas
del arco, que constituyen el esqueleto de la isla, con el margen sur-oriental de la plataforma de Bahamas. Estas microplacas pueden tener índices y rumbo de movimiento diferentes, a causa de las componentes rotacionales activas en un restraining bend, del índice y rumbo de las placas Norteamericana y Caribe.
Los segmentos central y occidental de la porción activa de la ZSF están caracterizados,
en los alrededores de la ciudad de Navarette por una variación de buzamiento y de características de la falla.
El ramal central tiene una dirección O-NO (110°), es rectilíneo y tiene muchos pequeños sag ponds.
El ramal occidental tiene una dirección O (100°), es más discontinuo y está interrumpido por muchas cuencas de pull-apart. Es interesante considerar que el margen oriental
del área donde sucedió el temblor de 1842 termina en los alrededores de ese ramal. Los
autores consideran muy útiles la excavación de trincheras en el ramal meridional activo
de la ZSF para establecer si ese ramal de falla fue centro de ruptura hacia su enlace con
el del ramal central del sistema.
Un importante problema relaciona la atribución de los temblores históricos de los años
1564, 1783, 1887, 1897 que interesaron al Valle del Cibao, con los movimientos transcurrentes a lo largo de la ZSF o con los movimientos a lo largo de las trincheras submarinas que constituyen el NHDB. La falta de fenómenos de ruptura en los depósitos sedimentarios con edad menor de 800±40 años, evidenciada por medio del examen de los
datos estratigráficos y de las dataciones con el método del radiocarbono en dos trincheras (91-1, 91-2) en la porción central del Valle del Cibao, indican que muchos de los
temblores históricos fueron producidos por la faja deformada submarina. Al los 70° de
longitud Oeste los temblores instrumentales superficiales son escasos y eso puede indicar un progresivo acomodo de energía que podría liberarse de repente en el curso de un
próximo temblor relacionado con movimientos transcurrentes.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.9
From frontal subduction to transcurrent faulting: a seismotectonic
study of the northern Caribbean transcurrent plate boundary from
Cuba to Hispañiola. Implications for the recent motion of the Caribbean plate. Calais E., Bethoux N., Mercier De Lepinay B.
En: Tectonics, v. 11, p.111-123.
La distribución de 513 eventos sísmicos comprendidos en el periodo 1962-1987, localizados entre los 78°O y 68°O de longitud y los 16°N y 21°N de latitud permite hacer
unas importantes consideraciones:
1) Los sismos superficiales (0<h<50 km.) representan el 91% de los eventos registrados
y están localizados en 4 zonas principales:
• En Jamaica existe un área de sismos superficiales en la zona oriental de la isla, cerca
del desvío hacia el norte de la Enriquillo-Plantain-Garden fault zone (EPGFZ). En
esta área fueron evidenciadas algunas estructuras compresivas activas.
• En la parte meridional de Cuba la sismicidad (que es preferentemente submarina) está localizada en los alrededores de Santiago de Cuba y presenta un buen alineamiento
con la parte central y occidental del Santiago Deformed belt (SDB), una zona de deformaciones transpresivas a lo largo de la Oriente fault zone, con longitud de 300
km. y comprendida entre 76°40’ y 74°O.
• En el norte de La Hispañiola la sismicidad está localizada a lo largo de la Cordillera
Septentrional (República Dominicana), donde el levantamiento está relacionado con
la actividad transpresiva, que caracteriza la prolongación en la tierra firme del borde
transcurrente entre las placas norteamericana y Caribe.
• En la parte centro-meridional de la isla de La Hispañiola la sismicidad superficial no
se localiza en una estrecha área y está distribuida en dos áreas: en el mar, las partes
mas internas del prisma de acreción Muertos (Cuenca de San Pedro) y, en la tierra
firme, la Cordillera Oriental hacia el E y la EPGFZ hacia el O.
La distribución de los epicentros de los sismos superficiales está muy bien relacionada
con el rastro del borde del límite entre las placas norteamericana y Caribe y, en particular, las zonas de mayores actividades sísmicas superficiales pueden vincularse con
áreas, en tierra firme y en mar (SDB, North Hispañiola deformed belt) que presentan
evidentes estructuras de tectónica transpresiva.
2) Los sismos profundos (h>50 km.) representan solamente el 9% del total de los eventos registrados y están concentrados en dos diferentes zonas:
• entre Jamaica y Cuba.
• en la parte oriental de La Hispañiola en tierra firme y en el mar. En esta zona los
sismos se alinean con una dirección N120°, que termina hacia el E cerca de los
68°30’O de longitud, y no muestran alguna relación con los sismos profundos asociados con la subdución de la litosfera oceánica hacia el E por debajo del arco de las
Pequeñas Antillas.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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3) La ubicación de los hipocentros a lo largo de los perfiles paralelos y transversales a
las direcciones medias de concentración de los epicentros, muestra que los sismos
superficiales del Norte de La Hispañiola están asociados a la actividad de fallas
transcurrentes cerca del borde entre las placas norteamericana y Caribe; los sismos
profundos de La Hispañiola centro-meridional (hacia el O de la Sierra de Bahoruco)
no evidencian ningún plan de subducción de la litosfera oceánica de la cuenca de
Venezuela por debajo de La Hispañiola y Puerto Rico.
Al contrario de los sismos superficiales, los sismos profundos de La Hispañiola no corresponden a estructuras superficiales conocidas y no están alineados a lo largo de un
plan de Benioff.
Los estudios de microtectónica de campo y los mecanismos focales de varios sismos de
La Hispañiola septentrional y oriental evidenciaron que el sismo del 3 septiembre de
1987 (Ms 5.0), en la parte occidental del Valle del Cibao, tiene un mecanismo focal
transpresivo. Otros dos eventos sísmicos dentro de la cuenca de La Hispañiola (en los
alrededores de la costa septentrional de la isla) tienen mecanismos focales compresivos.
La dirección de las principales fallas presentes en el norte de la isla permite evidenciar
que estos sismos se produjeron a lo largo de fallas orientadas E-O y caracterizadas por
actividades transpresivas. El análisis estructural de la parte septentrional de La Hispañiola, realizado por Calais y Mercier De Lepinay (1989), de Zoeten y Mann (1989) evidenciaron que las deformaciones se producen a lo largo de unos pliegues en echelon
orientados al N130° y de muchas fallas sub-verticales orientadas entre los N110° y
N140°. Estas estructuras tienen componentes de movimiento al mismo tiempo transcurrentes e inversos.
Varias mediciones microtectónicas hechas en los alrededores de estas fallas permiten
determinar la orientación del esfuerzo principal mayor a σ1 en la zona (sub-horizontal
con azimut entre los N20° y N60°). Esta dirección está en correspondencia con la orientación de los planos de ruptura en la parte septentrional de la isla y también con el eje P
de las ondas sísmicas de compresión deducidas del mecanismo focal del sismo del Valle
del Cibao en el 1987.
En La Hispañiola meridional la solución del mecanismo focal del evento del 26 de Septiembre de 1985 (Ms 4.8) en el Valle Enriquillo demostró que era transpresivo. Este
sismo se verificó a lo largo de un sistema de fallas transcurrentes E-O de la EPGFZ, caracterizado también en algunas partes por estructuras transpresivas (levantamientos de
edificios coralinos del cuaternario tardío, Mann et al. 1995). Los mecanismos focales de
los sismos submarinos de La Hispañiola meridional están localizados a lo largo del
prisma de acreción Muertos. Aunque se muestran en general tendencias compresivas,
existen evidencias de movimientos transcurrentes a lo largo de las fallas activas de este
prisma.
Las soluciones de los mecanismos focales de los sismos de La Hispañiola oriental (Ms
entre 5.5 y 5.9) confirman que son en general compresivas.
En función de las observaciones hechas es posible obtener las siguientes conclusiones:
48
Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
• el estilo deformativo de la porción septentrional de la península de La Hispañiola está dominado por transpresiones a lo largo del borde que separa las placas norteamericana y Caribe.
• la actividad sísmica localizada cerca del prisma de acreción Muertos no está asociada
a un plan de subducción de la litosfera oceánica de la cuenca de Venezuela por debajo de La Hispañiola y Puerto Rico, pero sí vinculada con actividades transpresivas a
lo largo de la prolongación oriental del sistema de fallas transcurrentes presente en la
porción meridional de la isla. En este caso, el prisma de acreción Muertos seria una
flower structure a lo largo del borde que separa las placas norteamericana y Caribe.
• la actividad sísmica por debajo de La Hispañiola oriental estaría relacionada con la
subducción de un fragmento de la litosfera oceánica Atlántica, que en su origen estuvo asociada con el plan de subducción hacia el E, a lo largo del arco de las Antillas.
La ausencia de vulcanismo en La Hispañiola oriental se vincula con la hipótesis de
que se trata de una litosfera deshidratada en el curso de los procesos magmáticos que
afectaron a las Pequeñas Antillas. El sistema transcurrente que delimita las placas
norteamericana y Caribe representa el elemento de desconexión de la litosfera oceánica Atlántica.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
Figure 9: stress tensor deduced from 9 focal mechanisms of shallows earthquakes
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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4.10
Stratigraphy and geological history of the Puerto Plata area, northern Dominican Republic. Pindell J.L., Draper G.
En: Geological Society of America Special Paper 262, 1991.
En el norte de la República Dominicana, en un área de alrededor de 250 km2 cerca de
Puerto Plata, delimitada hacia el norte por el Océano Atlántico, hacia el sur por la falla
Camu y por sedimentos Cenozoicos y hacia al este y oeste por depósitos carbonáticos,
afloran rocas pertenecientes al Río San Juan-Puerto Plata-Pedro García disrupted terreno, que tiene una edad comprendida el Cretácico y el Cenozoico inf. (Mann et al.,
1991). Las rocas del Cretácico, que constituyen el basamento llamado Puerto Plata Basement complex (PPBC), están constituidas por asociaciones de aglomeraciones de rocas, en general desarticuladas y fracturadas, con tamaños del orden de unas decenas a
unos centenares de km3, de serpentinitas, hazburgitas tectonizadas, gabros y vulcanitas
entre máficas e intermedias en forma de pillows, con intercalaciones de pedernales rojos
al menos en un área. El PPBC es interpretado como parte de una suite ofiolítica.
El PPBC está cubierto por dos unidades con relaciones estratigráficas no muy claras.
Una unidad está constituida por la Formación Imbert (Paleoceno-Eoceno inf.) caracterizada por la presencia de piroclastitas alternantes con pedernales de muchos colores y
flujos turbiditicos entre las arenas y las gravas groseras. Los niveles clásticos groseros
están agrupados cerca de la base de la formación y contienen clastos de serpentinitas,
rocas volcánicas, metamórficas y calizas. La segunda unidad está constituida por conglomerados con clastos de serpentinas y construcciones algales pertenecientes a la Formación La Isla (Paleógeno inf.)
Se considera que la Formación Imbert es mas vieja que la Formación La Isla en función
de las siguientes consideraciones:
1. la Formación Imbert aparece mas deformada que la Formación La Isla, aunque los
buzamientos reales de la segunda no sean muy evidentes;
2. el ambiente de deposición de la Formación Imbert es mucho mas profundo que el
ambiente de la Formación La Isla; este factor sugiere que las condiciones de mar profundo apropiadas para la deposición de la Formación La Isla empezaron después de
una fase de levantamiento regional que afectó a la Formación Imbert.
El período de deposición de la Formación La Isla estuvo caracterizado por una erosión
local que tal vez fue responsable de la discordancia angular que separa la Formación
Imbert de las unidades mas jóvenes. El levantamiento Eocénico y el hiatus erosional definen la colisión entre el arco de La Hispañiola y la plataforma de las Bahamas.
Desde el Eoceno sup hasta el Oligoceno, en el área de estudio, ocurrió una transgresión
y una deposición de plataforma interna definida por un conglomerado basal y por areniscas y argilitas de la Formación Luperon. La tectónica entre estos periodos fue aparentemente menor. En el Mioceno inf y medio se verificaron nuevas fases de deformación y erosión con la deposición de las rocas carbonatadas de la Formación Villa la Trina. El levantamiento Miocénico, la deformación y la variación de deposición se interpretan como la activación del movimiento transcurrente izquierdo y la consiguiente se-
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
paración de La Hispañiola septentrional de Cuba a lo largo de la falla Oriente, actualmente activa.
Un importante levantamiento regional y la consiguiente erosión se produjeron de nuevo
desde el Plioceno inf. Esta fase se interpreta como el resultado de un progresivo subcorrimiento oblicuo de la porción sud-oriental de la Plataforma de Bahamas, después del
movimiento hacia el E de La Hispañiola con relación a Cuba y Bahamas. El resultado
fue el levantamiento de la Formación Villa la Trina a lo largo del límite septentrional de
La Hispañiola y el levantamiento de los edificios calcáreos organógenos y beachrock a
lo largo de las áreas costeras con elevación de 10-20 metros s.l.m.
Para la unidad San Marcos se necesita hacer una explicación diferente; está constituida
por bloques de tamaños variables (entre los centímetros y las decenas de metros) que
comprenden todas las litologías descritas (además de unos fragmentos de mármoles, esquistos verdes, anfibolitas y esquistos azules) en una matriz arcillosa. Esta matriz, de
color entre el gris y el café, contiene unos fósiles Eocénicos, mullidos y estriados a lo
largo de las superficies de ruptura que no están orientados.
Las observaciones sobre las relaciones estratigráficas entre estas unidades y las que se
encuentran en los alrededores (se localizan sobre de la Formación Luperon y rodean la
unidad carbonatada de la Formación Villa la Trina) y la edad Miocénica de algunos
bloques carbonáticos contenidos definen una edad de deposición post-Mioceno medio.
En función del factor de que los análisis con rayos X mostraron que el origen de la matriz estaría vinculado con las piroclastitas de la Formación Imbert y las serpentinitas de
la PPBC, es posible opinar que la deposición de la unidad San Marcos representaría la
ascensión diapírica de un melange tectónico (originado y levantado en las últimas fases
de la subducción eocénica) a través de una fractura extensional superficial, originada
hacia el norte de la falla Camu y hacia el este del graben Maimon.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.11
Structure and geologic development of the Cibao Valley, northern
Hispañiola. Edgar N.T.
En: Geological Society of America Special Paper 262, 1991.
El Valle del Cibao se extiende con dirección NO-SE al norte de La Hispañiola, limitado
por el sur por la Cordillera Central. Además está delimitado hacia el este por la Baja
Samaná y hacia el oeste por el Océano Atlántico. Los datos utilizados para la interpretación estructural y geológica del valle derivan de los estudios de reflexión sísmica en Baja Samaná, en la parte oriental del Valle del Ciabo y en el Paso de los Vientos (el estrecho de mar que divide la isla de Cuba de La Hispañiola). El análisis de dos líneas sísmicas, orientadas N-S, realizadas en la parte central de Baja Samaná (con una distancia entre las líneas de aproximadamente 20 km.) evidenció tres diferentes unidades: la unidad
superior (llamada unidad A) está constituida por reflectores sub-horizontales fallados
hasta el nivel del mar con locales aumentos de los espesores, cierre lateral y discordancias menores y limitada a una profundidad (estimada) variable entre 350 y 550 metros
por una discordancia principal. En función de una muestra de esta unidad (constituida
por arcillas terrígenas con horizontes muy oxidados), el autor opina que estos pueden
considerarse como depósitos formados por el levantamiento y el consiguiente drenaje,
desde el Plioceno med-sup, del Valle del Cibao. Los horizontes oxidados indicarían una
temporánea exposición sub-áerea asociada con un periodo de bajos niveles marinos
desde hace 10.000 años. Unas líneas sísmicas de elevada resolución hechas transversalmente a Baja Samaná evidenciaron unos reflectores superficiales con espesor homogéneo del Holoceno deformados por los sedimentos Pleistocénicos subyacentes plegados y fallados.
La segunda unidad (unidad B), que tiene un espesor estimado de 650 metros, está comprendida entre dos discordancias angulares y contiene una o mas discordancias menores. Las reflexiones varían desde sub-horizontales hasta poco inclinadas y evidencian
zonas intensamente deformadas. En función de las geometrías de esta unidad en Baja
Samaná, se supone que puede considerarse como resultado de una deposición en ambiente de delta y abanico submarino que, en la parte ocidental de Baja Samaná, se produjo hacia el S. Esta unidad puede relacionarse con el conglomerado de Samaná que
aflora en la parte meridional de la homónima península.
La última unidad (unidad C) aflora solo en la parte meridional de Baja Samaná y hacia
el sur y norte pasa a zonas falladas, entre las cuales no pueden reconocerse los reflectores, interpretados como la expresión del basamento acústico de la Baja Samaná; por
analogía con el basamento que constituye la Cordillera Central, este basamento acústico
podría estar constituido por rocas volcánicas Cretácicas. Además la unidad C, como la
unidad que se encuentra encima, muestra unas discordancias y horizontes reflectentes
de sub-horizontales hasta poco inclinados; a falta de datos fiables sobre las velocidades
de las ondas sísmicas y de muestras, no se puede efectuar una buena interpretación.
Los datos de reflexión en Baja Samaná indican la existencia de una falla principal y de
dos fallas secundarias. La primera, deducida por reflexiones sísmicas, es denominada
por el autor Central Samaná Bay fault, tiene una orientación E-O y es normal en relación al plano emergente hacia el S. La presencia de sedimentos Holocénicos deforma-
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dos cerca del rastro de la falla indica que se trata de una falla activa.
La segunda falla principal representa la continuación hacia el E de la falla Septentrional
y limita la parte meridional de la Península Samaná. Esta falla no está comprendida en
las líneas sísmicas examinadas; sin embargo, su presencia justifica la posición de rocas
metamórficas levantadas en la Península Samaná en relación con los sedimentos que
cubren el basamento acústico, presentes en la Baja Samaná. Por analogía con la Central
Samaná Bay fault puede considerarse como una falla normal, con plano que tiene buzamiento hacia el S o bien como una falla transcurrente con componentes de movimiento inversos a lo largo de un plano que tiene buzamiento hacia el N.
La tercera falla, llamada Southern Samaná Bay fault, representa la continuación hacia el
E a lo largo del margen meridional de la Baja Samaná, de la Hispañiola fault zone. Su
presencia se deduce de diferencias entre la geología superficial de los afloramientos en
el sur de la Baja Samaná (rocas volcánicas Cretácicas hacia el E, calizas carsificadas
Pliocénicas de la Formación Cevicos hacia el O) y los 2200 metros de sedimentos de la
misma, 5 km. hacia el N de la Southern Samaná Bay fault. Estas relaciones indican que
existe un componente de movimiento vertical, pero que no se puede decir nada sobre la
dirección del movimiento y el buzamiento del plano de falla. Además, un perfil sísmico
E-O en el centro de la Baja Samaná evidenció la presencia de flower structures que indican un régimen transpresivo.
La interpretación de una línea sísmica hecha en la parte central del Valle del Cibao evidencia dos unidades. La unidad superior (unidad 1) se caracteriza, hacia el sur, por alrededor de 1000 metros de estratos planos-paralelos que aumentan de espesor hasta los
2500 metros de espesor hacia el N. Las reflexiones son lateralmente continuas, a pesar
de las numerosas dislocaciones de fallas menores. Por debajo de la unidad 1, separada
por una discordancia angular que inmerge hacia el N, aparece la unidad 2. También esta
unidad presenta un aumento del espesor hacia el N, pasando de los 1500 metros en la
parte meridional del valle hasta los 2500 metros del margen septentrional. Las diversas
fallas que afectan a la unidad 2 terminan a lo largo de la discordancia angular o un poco
mas arriba de esta; solo hacia el N la unidad 1 está afectada por falla en todo su espesor.
Los datos de la reflexión sísmica, junto con los datos de campo, permiten interpretar las
unidades 1 y 2 como depósitos sedimentarios (de sur a norte de plataforma, de escarpe y
de cuenca) depositados en una cuenca subsidente hacia el N. La unidad mas vieja es
probablemente del Mioceno y muestra claras evidencias de fallamiento, que termina contra la discordancia angular que separa esta unidad de la mas reciente. La presencia en
la parte septentrional de la cuenca del fallamiento de la unidad 1 puede asociarse con el
rápido levantamiento de la Cordillera Septentrional, comenzado en el curso del Plioceno
inf.
En fin, en la porción ocidental del Valle del Cibao, la falla septentrional se divide en
dos ramales; prosigiendo el meridional en la falla Tirtue en el Paso de los Vientos.
Selección de unos fragmentos del artículo
The reflection data in Samana Bay document one major fault and infer the presence of
two others. The first fault, documented by seismic reflection data and named here the
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
Central Samana Bay fault, occurs in the western Samana Bay. Seismic lines (…) show a
major normal fault, downthrown to the south, that trends almost due east.
The second major fault, the eastern extension of the Septentrional fault, must lie parallel to and along the northern margin of the bay, north of the seismic lines. The fault is
not imaged on the seismic data, but it is inferred from juxtaposition of elevated metamorphic rocks (described above) of the Samana Peninsula to the section of sediments
overlying basement rocks in the bay. The vertical component of movement may be normal, downthrown to the south like the one in the central part of the bay, or it may be a
north dipping reverse fault, following the conventional interpretation of the Septentrional fault based on field studies west of this area (de Zoeten, 1998; Guglielmo and
Winslow, 1988; de Zoeten and Mann, this volume).
The third fault, the Southern Samana Bay fault, is the inferred easterly extension, into
Samana Bay, of the Hispañiola fault zone (Bowin, 1975). It is not imaged on the seismic
profiles, but its presence is confirmed from the relationship between the onshore geology and the seismic data.
A direct eastward projection of then Central Samana Bay fault shows (Fig. 2) that it
would intersects the Southern Samana Bay fault south of the San Francisco Ridge or
“push-up” (Winslow and McCann, 1985).
Numerous faults, including possible flower structure faults (Harding, 1985), are imaged
on line T1N which parallels the strike of Samana Bay (Fig. 6a,b). Positive flower structures indicate a transpressional tectonc environment.
According to the multichannel lines, which offer poor resolution of the sea floor, faulting appear to cut sea floor sediments.
(…) this faults shown cutting the sea floor are supported by tracing the offsets from
depth to the sea floor and confirming their presence with airgun and Uniboom records
(Figs. 7, 8). This demonstrates that structures in the Pleistocene (?) sediments affect the
overlying horizontally bedded Holocene sediment (Fig. 7, 0954 hr). It therefore appears
that the Central Samana Bay fault is active.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.12
Structural geology and Cenozoic tectonic History of the central Cordillera Septentrional, Dominican Republic. De Zoeten R., Mann P.
En: Geological Society of America Special Paper 262, 1991.
La porción central de la Cordillera Septentrional está comprendida entre la Septentrional fault zone (SFZ) y la Camu fault zone (CFZ) que indican, fuera de la Motagua fault
zone en América Central, el único límite en tierra firme entre las placas norteamericana
y Caribe.
En la Cordillera Septentrional afloran rocas ígneas y sedimentarias de edad comprendida entre el Cretácico sup y el Plioceno inf. El basamento volcano-sedimentario en el
área de estudio está subdividido en el Bloque Altamira, hacia el O, y en el Bloque La
Toca, hacia el E. El primero está constituido por las rocas carbonatadas pelágicas, de
edad Paleoceno sup a Eoceno medio, de la Formación Los Hidalgos, que están afectadas
por intrusiones de los diques y sills de la Formación Palma Picada. El bloque La Tora,
que está separado del bloque Altamira por la Río Grande fault zone (RGFZ), está constituido por piroclastitas andesíticas y tonalitas, de edad Cretácico sup a Eoceno, de la
Formación Pedro-Garcia.
Las rocas de arco del bloque Altamira están cubiertas, a lo largo de una discordancia
angular, por alrededor de 4000 metros de turbiditas arenosas y conglomeráticas de abanico submarino de las Formaciones Altamira y Las Lavas (Eoceno sup-Mioceno inf); la
discordancia es observable en un conglomerado basal (Miembro Ranchete de la Formación Altamira), que tiene un buzamiento de solo 12° diferente al de las unidades subyacentes. Unos 1200 metros de rocas sedimentarias clásticas de la Formación La Toca
(Oligoceno-Mioceno inf) están cubiertos concordantemente con las rocas ígneas de la
Formación Palma Picada.
De acuerdo con lo expuesto, los autores consideran que en la zona de estudio pueden
identificarse los siguientes grupos de estructuras:
•
Pliegues mayores: entre las zonas de falla Septentrional y Camu existe una faja, de
unos 18 km. de largo, caracterizada por un anticlinal de dirección media de los ejes
es NO-SE;
•
Fallas mayores: la SFZ está constituida por 3 o 4 ramales que se unen y por muchas
fallas secundarias asociadas. Entre estos ramales, el principal está localizado a lo
largo del límite meridional de la Cordillera Septentrional, donde existe un escarpe
de forma recta que se considera producido por un movimiento transcurrente activo
(es el ramal hacia el sur de la Mountain front fault zone, Mann et al. 1996). Las rocas Oligocénicas de la Formación Las Lavas y las rocas Paleocénicas y Eocénicas
de la Formación Los Hidalgos, en los alrededores de la falla, están muy verticalizadas, con inmersiones hacia el S-SO. Además la Formación Los Hidalgos presenta, a
lo largo del contacto con la falla Septentrional, unas zonas de 1-2 metros de largo,
caracterizadas por brechas de fallas cementadas por calcita o una matriz fina originada por fricción, y bloques.
La RGFZ está constituida por un sistema de fallas con planos entre los 115° y 140° que
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
cruzan con un ángulo agudo las fallas, Septentrional y Camu, orientadas E-O. La mayor
deformación asociada a la actividad de esta falla afecta a los depósitos sedimentarios
clásticos de la Formación La Toca. Los autores, distinguen en esta unidad tres fajas deformadas, separadas por fallas con elevado ángulo, que redondean la zona de falla principal:
1. una faja con débil deformación en la cual, están presentes, sin embargo, niveles de
areniscas y siltitas verticalizadas;
2. una faja con un índice de deformación intermedio, en la que se presentan bloques de
forma romboidales de areniscas y siltitas en una matriz siltosa, delimitados por fallas.
3. una faja intensamente deformada que tiene dos tipos de fabric asociada a deformaciones: el primero y mas común tipo de fabric está constituido por lentes de areniscas con azimut medio de 140° y orientación que cruza la RGFZ con ángulo generalmente <15°, fracturadas internamente por fallas con dirección muy inclinada con
respecto a la dirección de la faja deformada. Los autores piensan que las lentes de
areniscas se formaron como estructuras de compresión, después de los movimientos
transcurrentes a lo largo de la RGFZ, perpendicularmente a la dirección de mayor
acortamiento (NE-SO); análogamente, las fallas secundarias que fragmentan las lentes de areniscas se formaron con una dirección perpendicular respecto a la de mayor
extensión (NO-SE). El segundo tipo de fabric está constituido por un boudinage
originado como respuesta dúctil a una deformación extensional.
•
pliegues y fallas menores entre las Formaciones Altamira, Las Lavas y La Toca: los
pliegues están orientados paralelamente a la dirección de los ejes de los mayores
pliegues, NO-SE. El análisis de los indicadores de movimiento de 75 fallas menores
reveló que la mayor parte de estas discontinuidades tienen movimientos perpendiculares, y secundariamente (solamente en la Formación Lavas) inversos. Las fallas
menores perpendiculares tienen una dirección media O-NO, mientras que las fallas
inversas tienen dirección predominante NO y buzamiento de 60° hacia el N.
•
pliegues de la Formación Villa Trina: los datos de buzamiento de las rocas carbonatadas indican un evento de formación de pliegues anticlinales con eje NO-SE.
Los pliegues y fallas (a pequeña y grande escala) que afectaron las unidades sedimentarias marinas de edad compendida entre el Paleoceno y el Plioceno inf., indican tres diferentes eventos deformativos, que contribuyeron al levantamiento y a la formación del
actual relieve topográfico de la Cordillera Septentrional.
El primer evento deformativo puede identificarse por una discordancia angular entre las
rocas carbonatadas pelágicas de la Formación Los Hidalgos (Paleoceno sup-Eoceno
med), que localmente se presentan en formas de pliegues, y un conglomerado basal inclinado del Eoceno sup. Estos eventos de pliegues y erosión pueden ser vinculados con
la colisión, del Eoceno med al Eoceno sup, entre el arco de las Grandes Antillas y la
porción sud-oriental de la Plataforma de Bahamas (el evento está muy bien documentado en la formación de pliegues y fallas de la misma edad que afectaron la parte centroseptentrional de Cuba).
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
El segundo evento deformativo se pone de manifiesto por una débil discordancia angular (Mioceno medio) que separa las unidades turbidíticas plegadas de las Formaciones
Altamira, Las Lavas y La Toca y las calizas de mar profundo de la Formación Villa Trina. Este evento ocurrió probablemente en el Mioceno medio, después de la formación
de un restraining bend a lo largo de la SFZ y el consiguiente régimen transpresivo. La
orientación de los pliegues principales en echelon, de los pliegues menores y fallas
(mayores y menores) es compatible con el tipo de deformación consiguiente de los regímenes tectónicos transpresivos.
El último evento de formación de pliegues afectó las calizas de mar profundo de la
Formación Villa Trina y, por lo tanto, es posterior al Plioceno inf; este evento está asociado con la continuación de la transpresión cercana a un restraining bend actualmente
presente a lo largo de la SFZ. Los autores indican que, para justificar la transpresión en
la parte septentrional de La Hispañiola, no es necesario suponer una convergencia ENE/O-SO entre las placas norteamericana y Caribe, como propuso Sykes et al (1982).
Las estructuras de compresión observadas pueden considerarse como resultado de una
convergencia local, cerca de un restraining bend, a lo largo de fallas transcurrentes E-O
que acompañan el movimiento relativo entre las dos placas.
Selección de unos fragmentos del artículo
Major and minor folds and faults of Paleocene to lower Pliocene sedimentary rocks of
the central Cordillera Septentrional record three Cenozoic folding and faulting events
and progressive uplift of the present-day mountain range (Table 1). The first folding
event occurred in late middle or early late Eocene time and is marked by an angular
unconformity separating folded and veined Paleocene. to middle Eocene pelagic sedimentary rocks from an upper Eocene basal conglomerate. Minor folds in the Paleocene
to middle Eocene section have wavelengths of 20 to 300 m, are isoclinal, and have axial
planes that strike to the north-northwest or to the west and dip to the east-northeast or
east. Because of límited outcrops, it is unclear whether bedding in the Los Hidalgos
Formation was transposed by isoclinal folds prior to the late Eocene or whether the sequence was only locally folded and tilted to the northeast. We interpret the Eocene folding and/or tilting event as a result of the collision between the northeast-facing Hispañiola island arc and the Bahamas Platform. This event terminated volcanic activity in
northern Hispañiola and uplifted the pelagic arc-related submarine basin in which the
biomicrites of the Los Hidalgos Formation were deposited. The second folding event
occurred in middle Miocene time and is marked by a local angular unconformity separating upper Eocene to lower Miocene clastic rocks of submarine fan facies from upper
Miocene to lower Pliocene shallow-marine limestone. The amount of discordance is
slight (<10o) and locally the contact is conformable. Major folds are open, have wavelengths of approximately 15 km, and have en echelon fold axes. A major left-lateral
strike-slip zone, the Rìo Grande fault zone, occupies the axis of one fold, the Ocampo
anticline. We interpret the Miocene folding event as the result of tectonic transpression
at a left-stepping restraining bend in the Septentrional fault zone. The orientation of
minor folds and reverse faults is consistent with this interpretation. A population of minor normal faults that is parallel to the axes of major anticlines is interpreted as forming along the hinge region of the anticlines may have formed as a paired syncline that
was contemporaneous to the Cordillera Septentrional anticline. Overthrusting and depression of the floor of the Cibao Valley along the Septentrional fault zone may have
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
promoted rapid late Miocene to present subsidence (Edgar, this volume) (Fig. 15). We
interpret folding in the Cordillera Septentrional and Cibao Valley as continued local
transpression at the restraining bend along the Septentrional fault zone rather than regional convergence between the North America and Caribbean plates.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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4.13
Tectonic evolution of the San Francisco Ridge of the eastern Cibao
basin, northestern Hispañiola. Winslow M.A., Guglielmo G., Nadai
A.C, Vega L.A.
En: Geological Society of America Special Paper 262, 1991.
La cresta de San Francisco está constituida por un grupo de promontorios de elevación
máxima hacia el N (462 metros), cerca del límite con la falla Septentrional, y menores
hacia el S, que se extienden paralelamente al margen sud-oriental de la Cordillera Septentrional.
Las unidades litoestratigráficas reconocidas (informales) en la cresta son, de la parte inferior hasta la cima, las siguientes: Formación Arroyan, constituida por aproximadamente 600 metros de turbiditas medio-distales organizadas en secuencias tipo thinning
and fining upward pasando gradualmente a pelitas masivas de la Formación Los Cafés.
En conjunto las unidades ocupan un intervalo de tiempo del Mioceno inf al Mioceno
sup. Sobre estas unidades se encuentran, en contacto conforme y discordante, las facies
groseras de la Formación La Candela (Plioceno-Cuaternario), que es la unidad mas reciente aflorante en el área, o las facies carbonatadas de la Formación Cuesta Blanca. Lateralmente y sobre las unidades Los Cafés puede reconocerse la Formación Castillo
(Mioceno sup), constituida por siltitas carbonatadas y margas de espesores comprendidos entre unos decímetros y 400 metros. La Formación Cuesta Blanca está constituida
por unas calizas micríticas blancas con espesores de 50 a 550 metros de ambiente marino poco profundo con circulación abierta y edad de 11 a 13 Ma.
Sobre la Formación Cuesta Blanca se encuentran, localmente en conformidad, las facies de la Formación Macoris, constituidas por calizas organógenas de color gris, de
ambiente lagunar, con espesores de 70 a 250 metros y edad Mioceno- Plioceno.
La cresta San Francisco, sísmicamente activa, se interpreta como una estructura levantada mediante en unos procesos transpresivos en el curso del levantamiento Neogénico
y el siguiente movimiento transcurrente a lo largo de la falla Septentrional, entre la parte sud-oriental de la Cordillera Septentrional y la parte oriental de la cuenca Cibao.
Desde la ciudad San Francisco hacia el E la cresta está constituida por 6/8 fallas transcurrentes izquierdas orientadas al O-NO con componentes de movimiento inversos, a lo
largo de planos con buzamientos hacia el N, vinculadas con pliegues asimétricos (principalmente para los comportamientos mecánicos rígidos de los materiales deformados)
que tienen ejes orientados al NO-SE. Un grupo de fallas transcurrentes derechas orientadas al NO-SE dividen la cresta en diversos dominios con litologías y estructuras diversas.
En el área de estudio la Septentrional fault zone está representada por una faja en la que
alternan cuencas estructurales y elevaciones; en particular en las zonas donde la SFZ
presenta una dirección O-NO se han formados estructuras levantadas (push-up structure) en los aluviones y en las rocas del basamento. Existen, además, dislocaciones horizontales de mas de 3000 metros en los valles que entallan los aluviones, a lo largo de la
parte oriental de la SFZ, caracterizándose toda la zona por alineaciones de microsismi-
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
cidad y por sismicidad histórica.
Las evidencias de fallas de edad reciente que afectan la cresta San Francisco derivan de
las deformaciones y dislocaciones de las rocas Plio-Pleistocénicas aflorantes y de las
evidencias geomorfológicas entre los aluviones. Los elevados gradientes topográficos
de los ríos tributarios del Río Yuma (en el Valle del Cibao) y la presencia de cataratas
muy escarpadas son el resultado de un proceso de basculamienbto hacia el S de la cresta
en el Cuaternario.
Además aparecen, en la porción septentrional de la cresta y a lo largo de la SFZ, niveles
verticales de rocas poco compactas de edad Plio-Pleistocénicas, ríos truncados, valles
muy inclinados, niveles de terrazas fluviales asimétricos y otras evidencias geomorfológicas recientes de origen tectónico.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.14
Determinatin of Euler Pole for contemporary relative motion off
Caribbean and North American plates using slip vectors of interplate earthquakes. Jishu D., Lynn R. S.
En: Tectonics, Vol. 14 N°. 1, p. 39-53, 1995.
Varios autores han propuesto durante los pasados 20 años un número de diferentes polos Euler para describir los movimientos relativos de la placas Caribe y Norte América
(CA-NA).
Estos diferentes planteamientos son una consecuencia del pequeño número de soluciones de mecanismos focales de terremotos, de la corta extensión de los límites de la placa
del Caribe, consistente en un pequeño centro activo de surgimiento de nueva corteza
(spreading), del complicado y ramificado sistema de fallas de varias partes de los límites de la placa, y de las influencias introducidas en el uso de vectores deslizantes a lo
largo de la trinchera Centro Americana para cerrar los circuitos de movimientos de la
placa en el cálculo computarizado de los polos Euler CA-NA. Los vectores deslizantes
de los mecanismos focales son ahora las restricciones más fuertes en la dirección del
movimiento actual de la placa.
Usamos 66 vectores deslizantes derivados de 117 mecanismos focales de terremotos localizados en o cerca de los límites de la placa Caribe y cerca de las placas de Norteamérica y Sur América para calcular un mejor ajuste para el polo de rotación CA-NA en la
actualidad. Este está localizado a los 68,4° N y 126,3° W, cerca de Barrow, Alaska. En
la construcción de este cálculo extendimos efectivamente la longitud de los límites de la
placa considerada en cálculo, usando datos de los límites de la placa CA-SA y rotándolos al marco de referencia CA-NA, usando el polo Nuvel 1 para el movimiento de NASA y 20 mm/año como el rango del movimiento de la placa CA-SA a lo largo del Caribe Suroriental. El resultado no es muy sensible a rangos CA-SA.
El azimut de movimiento de la placa es aproximadamente N 70° E a lo largo de la mayor parte de los límites CA-NA. Por ejemplo, a lo largo de la trinchera de Puerto Rico
varios mecanismos focales indican movimientos altamente oblicuos con una pequeña
componente de convergencia de la placa a lo largo del shalow profundizando al Sur por
la falla. El movimiento de la placa altamente oblicuo a lo largo de la pared inferior de la
trinchera de Puerto Rico indica un fuerte emparejamiento de este arco externo con la
placa Caribe y un potencial de esa zona para generar grandes terremotos. Los vectores
deslizantes son muy consistentes entre ellos en áreas en las que al menos una de las placas interactuantes es oceánica. Los mecanismos focales y la distribución de los terremotos exhiben una mayor dispersión en áreas tales como Hispañiola, donde el arco litosférico de islas continentales está siendo deformado y está presente a ambos lados de ese
complejo límite de placa.
Además, otros mecanismos indican la subducción al Norte del Caribe bajo el SE de
Hispañiola, a lo largo del occidente del Canal de los Muertos, fallamiento normal al E
de las Antillas Menores, asociado con el hundimiento de la placa subyacente y fallamiento normal o inverso en más áreas localizadas cerca de los límites de la placa. Como
parte del análisis también calculamos los polos Euler para el movimiento CA-SA a los
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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52° N y 81° W y Cocos-Caribe a los 22° N y 120° W. Estos polos están de acuerdo con
modelos recientes de desarrollo transtensional desde aproximadamente 10 millones de
años atrás, a lo largo de la zona que bordea la placa del Caribe Sur Oriental, y con movimiento CO-CA que involucra subducción a lo largo de la trinchera Centro Americana,
así como deformación lateral derecha rumbo-deslizante y extensión a lo largo de la zona
volcánica de América Central. El polo Euler para CO-CA está también de acuerdo con
datos geodésicos recientes en rangos CO-CA de movimiento.
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4.15
Rapport de mission. SEACARIB II, 1987.
El informe recoge la metodología seguida (métodos aplicados y volumen de trabajo) y
hace una presentación preliminar de los datos obtenidos en el área límite de falla, entre
la zona de dispersión de Caimán y el Paso de los Vientos. En este sentido muestra el
campo de anomalías isocrómicas obtenidas en la corteza oceánica que se genera en el
centro de dispersión de Caimán, identificándose hasta la anomalía N° 19. Por otro lado
presenta los mapas batimétricos, gravimétricos y magnéticos de toda la región de estudio, así como los perfiles de reflexión sísmica monocanales, que constituyen los materiales primarios obtenidos durante la expedición con una breve descripción de los mismos.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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4.16
Evidence from physical Geodesy for Geodinamics in the Caribbean
area. Drewes H.
En: Tectonophysics, 130, p. 49-59, 1986.
Varios estudios geodinámicos en el Caribe consideran de mucha importancia la información geológica y geofísica. Los datos geodésicos han sido aplicados en pocas ocasiones. La Geodesia Física provee de diferentes parámetros del campo gravimétrico, tales
como altura del Geoide, deflecciones de la vertical y anomalías gravimétricas. Como el
campo gravimétrico es una función de la distribución de las masas de la tierra, estos parámetros dan información sobre la heterogeneidad de las masas en particular y sobre la
correlación con la geodinámica.
Este artículo presenta algunos resultados concernientes a las fracturas geodinámicas en
el Caribe, obtenidos a partir de la inversión del campo gravimétrico interno de la distribución tectónica de las masas de la tierra. El efecto irregular de la distribución de las
masas en la litosfera está separado del campo gravimétrico global y es interpretado con
respecto a la tectónica de placas. Se establece una clara correlación entre la geometría
de la placa del Caribe y la parte litosférica del campo gravimétrico.
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4.17
Hierarhical tectonic model of the Gulf of Mexico and Caribbean region. Ross M.I., Scotese C.R.
En: Tectonophysics 155, p. 139-168, 1988.
La metodología gráfica cuantitativa computerizada (análisis tectónico jerárquico) se usó
en el modelo tectónico de evolución del Golfo de México y la región del Caribe. Estos
métodos que se aplican a zonas altamente estructuradas, están basados en la descripción
jerárquica de movimientos relativos de un par de elementos tectónicos en orden cuantitativo de distribución y estilo de la interacción de las placas.
Los factores principales descritos en este modelo son:
• ajuste de Pangea;
• apertura del Golfo de México en el Jurásico Medio-Superior;
• la formación del océano Proto Caribe debida a la separación del Norte y Sur América
durante el Cretácico Inferior;
• la formación del Arco de las Grandes Antillas a lo largo del margen oeste del océano
Proto Caribe;
• la inserción de la placa Farallón entre Norte y Sur América durante el Cretácico Medio, resultante del avance NW del arco de las Grandes Antillas y la subducción de la
corteza oceánica Proto Caribe;
• la completa subducción del océano Proto Caribe y la colisión del arco de las Grandes
Antillas con la plataforma de Bahamas en el Cretácico Superior;
• el truncamiento de la sección del Caribe de la placa Farallón desde la contraparte Pacífico y la formación del Arco de Panamá en el Cretácico Superior;
• el movimiento hacia el oeste de Norte y Sur América con respecto a la placa Caribe,
resultado de la apertura de la Cuenca de Yucatán (Paleoceno) y posteriormente de la
evolución de la depresión Caimán y la zona rumbo-deslizante E-W.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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4.18
From transtension to transpresion along the northen Caribbean plate boundary off Cuba: impications for the recent motion of the Caribbean plate. Calais E., Mercier de Lepinay B.
En: Tectonophysics, 186, p. 329-350, 1991.
Se realizaron estudios geofísicos marinos usando Seabem, sísmica de reflexión monocanal, mediciones magnéticas y gravimétricas, a lo largo de un segmento del límite
transcurrente de la placa Caribe (SEACARIB II); los datos muestran una mejor definición de la geometría y el régimen tectónico de la mayor área rumbo-deslizante. Se establecen los siguientes resultados:
A lo largo del margen Sur de Cuba la falla Oriente muestra un trazo discontinuo, principalmente compuesto por una compensación derecha con segmentos “en echelon”. Algunas cuencas pull-apart están localizadas entre segmentos de fallas (Cuencas Cabo
Cruz, Chivirico y Baitiquirí). En el Paso de los Vientos el límite de placa entra hacia el
Canal de la Tortugas y no está conectado con el frente de subducción del Norte de Hispañiola.
La parte Este de la Fosa de Oriente y el promontorio de Santiago de Cuba están caracterizados por una activa compresión tectónica. Forman el cinturón deformado de Santiago
de Cuba descrito aquí en la primera parte. El cinturón deformado puede dividirse en tres
segmentos principales cada uno caracterizado por un estilo tectónico particular.
Este desarrollo está relacionado con un mecanismo transpresional a lo largo de la falla
rumbo-deslizante lateral Oriente. Nuestras observaciones sugieren que ha ocurrido una
reorganización cinemática y tectónica en esta área al final del Plioceno, que puede compararse con eventos geológicos recientes, registrados en terrenos del dominio del Norte
del Caribe.
El conocimiento preciso de ambas geometrías y estructuras a lo largo de la falla rumbodeslizante Oriente de Cuba proporciona nuevos conocimientos para la evolución cinemática reciente a lo largo del límite transcurrente del Norte del Caribe, lo que indica la
existencia de una componente de deslizamiento a lo largo de la falla transformante
Oriente.
El dominio del Caribe y América Central forman una pequeña placa litosférica insertada
entre Norte y Sur América (placa Caribe) (Molnar and Sykes, 1969), que está moviéndose al este en relación a Norte América .
Durante la expedición SEACARIB II (R.V.Jean Charcot, 16/11/87-23/12/87), se exploró en detalle el poco conocido segmento del límite Norte transcurrente izquierdo de la
placa Caribe, que se extiende desde Cuba hasta La Hispañiola y está representado aquí
por la falla rumbo-deslizante de Oriente (73°-77° W). Los estudios constan de investigaciones topográficas (Seabeam), estructurales (reflexión sísmica) y geofísicos (magnéticos y gravimétricos) a lo largo de la porción del límite de la placa. Esto permitió precisar la geometría de la falla rumbo-deslizante de Oriente y el modelo de deformación a lo
largo de esta.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
Dado que las 2/3 partes del límite Norte transcurrente de la placa Caribe están sumergidas, sus movimientos actuales han sido pobremente precisados por la información geológica. Estos movimientos han sido investigados por una serie de autores usando varios
métodos (Jordan, 1975; Mac Donald, 1976; Sykes et al., 1982; Stein et al., 1988). Nuestros datos, que complementan estas tempranas investigaciones, permiten determinar
nuevas consideraciones sobre los movimientos presentes hoy a lo largo del límite Norte
de la placa Caribe.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
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4.19
Volumen H (Región del Caribe) de la Sociedad Geológica de Norte
América.
Publicado por Dengo y Case, 1990.
Fue revisado este Volumen, que recoge 19 artículos dedicados a la evolución geológica
y tectónica del Caribe. Resume la mayor cantidad de información geológica obtenida
hasta ese momento, resultado de las investigaciones llevadas a efecto por destacados investigadores, tales como: Paul M., Burke K., Holcombe T. L, Case J.E., Pindell J.L. y
Barret S.F., Meyerhoff A. y otros.
Dado el elevado volumen de material (511 páginas) se hace imposible hacer un resumen
del mismo. No obstante, se tuvo en cuenta para las valoraciones que se emiten al final
de la revisión bibliográfica.
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Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.20
Memoria 162 de la Sociedad Geológica de Norte América, 1984.
Lo mismo ocurre con los 5 artículos que se recogen en esta memoria, con la única diferencia del año de publicación. Las temáticas tratadas guardan una gran similitud con las
que se recogen en el Volumen H y se tienen en cuenta en las valoraciones finales.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.21
Aspectos estructurales del límite de placas en colisión: la frontera
norte caribe de Cuba a la Española. (Grandes Antillas). Calais E.
No publicado, 1998.
Esta memoria presenta los resultados del análisis de la geología y la geofísica marinas
de los datos recogidos durante la campaña SEA CARIB II (6/11-22/12/87, N/O Jean
Charcot), a lo largo de la frontera de las placas norte - caribeña, entre Cuba e Hispañiola.
En la primera parte se trata del marco geodinámico caribeño y se presenta el sector estudiado en el contexto geológico regional. Después se expone el estado de los conocimientos en el dominio norte - caribeño, permitiendo destacar los problemas principales
sobre el aspecto estructural de esta frontera de placas en transcurrimiento.
La segunda parte expone los resultados de las investigaciones geofísicas (Seabeam, gravimetría y magnetismo) realizadas en el sector estudiado. Estas han permitido, en primer lugar, la elaboración de una batimetría detallada de la región, todavía poco explorada (presentada aquí bajo la forma de un mapa y de representaciones tridimensionales).
La tercera parte representa el estudio estructural del margen meridional de Cuba y del
Canal de los Vientos. Se elaboró un mapa estructural del sector a partir de la explotación conjunta de los datos batimétricos y de la interpretación de los perfiles de sísmica
de reflexión monocanal. En este mapa se destacan del Oeste al Este:
• la Cuenca del Oriente, cuenca sedimentaria localizada al pie del margen cubano,
hacia 6000 metros de profundidad. Está limitada al Norte por el Acantilado del
Oriente, expresión morfológica de la Falla del Oriente, quien constituye el límite
transcurrente de placas;
• el Cinturón deformado de Santiago, caracterizado por los testigos de una tectónica
compresiva activa (pliegues, cabalgamientos, fallas inversas). Esta zona de deformación se extiende según una dirección Este-Oeste sobre 300 km de largo (entre 76°
40’W y 73° 50’W) con una anchura máxima de 40 km. Hacia el Este, el cinturón deformado de Santiago de Cuba no se prolonga por tierra en la República de Haití,
donde sin embargo, se han descrito unas estructuras compresivas: estas últimas parecen constituir un dispositivo independiente.
Se la puede dividir longitudinalmente en tres partes, caracterizadas cada una por su estilo tectónico propio:
- una parte occidental: la tectónica ilustrada por unos pliegues y cabalgamientos, se desarrolla dentro de los sedimentos de la Cuenca de Oriente. Estas estructuras presentan
una disposición escalonada (pliegues en échelon) manifiesta;
- una parte central: su principal rasgo estructural es la presencia de cabalgamientos
horizontales, implicando el substrato del margen cubano;
- una parte oriental: se caracteriza por fallas inversas removilizando antiguas fallas
normales. Por ejemplo, la faja septentrional de la Cuenca de Imías está deformada en
75
Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
compresión.
• el Canal de los Vientos, estrecho que separa Cuba de la Península del Noroeste de
Haití. Está constituido, del Sur al Norte, por tres unidades estructurales principales:
- la Cuenca de San Nicolas, depresión rectangular limitada al Sur y al Norte por unas fallas normales de dirección general Este-Oeste . Algunas de estas fallas han podido ser
reactivadas posteriormente en fallas inversas;
- la Cresta de la Tortuga, relieve alargado dominando el Norte de la Cuenca de San Nicolas. Se caracteriza por una evolución geológica en varias etapas. Se suceden en el
tiempo: un período de inestabilidad tectónica, un período de emersión, un período de
calma tectónica y un período de reactivación tectónica a lo largo de fallas de dirección
Este- Oeste (fallas activas actualmente);
- la Faja Norte de la Cresta de la Tortuga, bajando de la cresta de la Tortuga hacia la
Cuenca de Hispañiola. Al Este de 73 10 W, la parte baja de la cresta está deformada en
un pequeño prisma de acreción (poco desarrollado), afectando los sedimentos de la
Cuenca de Hispañiola. Se trata del extremo occidental del frente de deformación vinculado a la subducción de la corteza oceánica atlántica debajo del bloque Puerto Rico/Hispañiola.
La cuarta parte de la memoria es una discusión sintética sobre los tres problemas fundamentales que se presentan a propósito de este límite de placas en transcurrimiento:
• el funcionamiento actual del límite de placas:
- a partir de nuestras observaciones, de comparaciones con modelos de experimentación
analógica y con otras regiones del mundo, la estructuración del Cinturón deformado de
Santiago se atribuye a un mecanismo de transpresión a lo largo del transcurrimiento de
Oriente;
- según los argumentos salidos del análisis de la batimetría, así como de la interpretación de los perfiles de sísmica de reflexión, se alega que la Cuenca de San Nicolás no
puede ser interpretada como una “Cuenca en rumbo” (pull- apart), activa.
• la geometría del límite de placas: el análisis morfológico y estructural, así como los
datos de la sismicidad natural enseñan que:
- a lo largo del margen sur de Cuba, el límite de placas está representado por un accidente transcurrente de mayor importancia, la Falla transcurrente del Oriente. Su dibujo
presenta varias discontinuidades, limitando al menos tres trozos principales;
- al Este del Canal del Viento, el transcurrimiento del Oriente pasa por el Canal de la
tortuga y sigue, todavía más al Este, a lo largo del Valle el Cibao, en República Dominicana. No hay ninguna continuidad entre el frente de subducción debajo de Puerto
Rico/Hispañiola y este accidente transcurrente. La frontera de placas enseña en este
caso una asociación subducción/deslizamiento; se le puede comparar con fronteras de
placas en otras regiones del globo que presentan un dispositivo estructural semejante.
• la evolución en el tiempo del límite de las placas:
- las características estructurales observadas a lo largo del límite de placas norcaribeño
entre Cuba e Hispañiola, indican que este último ha tenido una reorganización reciente, tanto en su geometría como en su funcionamiento. Por comparación con los even-
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
tos geológicos registrados en tierra alrededor del dominio norcaribeño, se puede proponer una edad plio-cuaternaria para esta reorganización tectónica, que corresponde a
un reajuste cinemático de amplitud menor, pero todavía notable a la escala de la totalidad del archipiélago norcaribeño.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.22
Naturaleza de los rasgos estructuro-flexuro-fallados principales de
Cuba. Formell Cortina F.
No publicado, 1994.
Se evidencia la naturaleza compleja de los principales rasgos de estructuro-flexuro fallados de Cuba, que se pueden ordenar espacio-temporalmente de la siguiente forma:
• Estructuras flexuro-falladas de la etapa inicial de mantos de plegamientos alpinos formadas entre el Campaniano y el Paleoceno, como consecuencia de la interacción de dos
componentes principales de fuerza: un movimiento levógiro que llevó al arco de islas
volcánicas, junto con los fragmentos del margen continental de América del Sur, a "resbalar" cizallando a la plataforma de Bahamas, y otro, de dirección noreste, vinculado
con el surgimiento y desarrollo de la cuenca de Yucatán, que lo comprimió contra la
plataforma al provocar la ascensión de las rocas de la asociación ofiolítica . Estas estructuras son de dirección noreste(Pinar) y sureste (Cubana);
• Estructuras flexuro-falladas de la etapa final de manto de plegamientos alpinos formadas
entre el Paleoceno y el Eoceno Medio, vinculadas con el surgimiento y desarrollo del
arco volcánico de Cuba suroriental, relacionado a su vez con el desarrollo de la cuenca
de Yucatán y el origen de la fosa de Caimán. Dos sistemas de fuerza actuaron en la formación de estas estructuras: el sistema rotacional levógiro en dirección submeridional, y
el sistema oeste-este de Caimán, responsable del cizallamiento del bloque oriental contra "Cuba" a través de la falla transformante de Cauto-Nipe en el Eoceno Medio. Estas
estructuras son de dirección sublatitudinal (Caimán);
• Estructuras flexuro falladas neotectónicas anticlino sinclinales formadas como consecuencia de movimientos basculantes y transformantes de naturaleza compresional o tensional, relacionados con la interacción de sistemas de fuerzas isostáticas y de desplazamiento horizontal.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.23
Geodinámica de la región de Santiago de Cuba en el límite de las
placas de Norteamérica y el Caribe. Arango Arias E.D.
Centro Nacional de Investigaciones Sismológicas. (CENAIS). CITMA. Tesis de
Maestría. Instituto Politécnico Nacional de México, 1996.
El sistema de fallas transformante Bartlett-Caimán, constituye una parte importante del límite entre las placas de Norteamérica y el Caribe, debido a su posición en el borde sur de
Cuba oriental, lo que hace que esta región sea la de más alto peligro sísmico del país.
En la primera parte de este trabajo se propone un nuevo esquema geodinámico, a escala
1:500 000, del sistema de fallas antes señalado, al sur de Cuba oriental, entre los 75°20’ y
los 78°20’ de longitud oeste, a partir de la interpretación de los materiales primarios obtenidos en la campaña oceanográfica cubano-francesa SEA CARIB II (mapas batimétricos,
gravimétricos, magnéticos, y perfiles de refracción sísmica), realizada en los años 19871988, conjuntamente con los nuevos modelos teórico-experimentales de la tectónica de
placas, que explican el origen y características de las estructuras secundarias asociadas a las
fallas rumbo-deslizantes de tipo transformadas, y los datos sismológicos de la región.
Este esquema establece con mayor precisión que los anteriores los procesos geodinámicos
que ocurren en la actualidad, como resultado del choque de la placa norteamericana con la
caribeña, dando a la vez una explicación mas congruente a la génesis y comportamiento de
la sismicidad en esta región.
En la segunda parte se realiza la interpretación de las líneas de nivelación del Polígono
Geodinámico, situado en la Cuenca de Santiago de Cuba, a partir de la cual se realiza una
valoración del comportamiento de las deformaciónes espacio-temporales de la corteza terrestre, de donde se obtiene un esquema de fallas activas, que consideramos son una consecuencia directa de los procesos geodinámicos que ocurren en sus inmediaciones y específicamente del proceso de transpresión, estableciéndose un vínculo genético y evolutivo entre
este y la Cuenca de Santiago de Cuba.
El esquema tectónico de fallas activas es un primer paso para el establecimiento de una estrategia, dirigida al estudio de precursores de terremotos fuertes, a partir de la utilización de
un complejo de métodos geodésicos.
También este esquema tectónico aporta elementos importantes para la valoración del riesgo
geológico de la ciudad de Santiago de Cuba, así como para el cálculo del riesgo sísmico específico.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.24
Sobre las condiciones Geodinámicas y Cinemáticas del origen y evolución de Cuba. Formell Cortina F.
En: Libro de Resúmenes del II Congreso Cubano de Geología, 1984.
La formación de Cuba se inicia en el Jurásico medio con un Sistema Riftogenético que
provoca el desprendimiento de uno o más bloques del borde septentrional del Cratón
Suramericano; surgió también un vulcanismo sincrónico al sur de los bloques desprendidos a partir de una zona de subducción que buzaba al norte.
Este sistema, debido al movimiento rotacional antihorario de la placa Caribe que se desarrollaba al unísono con la separación de las Américas, describió un semicírculo durante
el Cretácico que lo llevó, primero, a dar la cara al Atlántico y, por último, a acercarse a
la Plataforma de Bahamas en el Precampaniano. Coincidiendo con el comienzo de un
retardamiento en el proceso de separación de las Américas, el sistema de Arco de islas
Volcánico Protocubano-Bloques Microcontinentales comienza a colisionar a la Plataforma de Bahamas cizallándola, provocando la sutura paulatina de la zona de subducción de buzamiento, entonces hacia el sur, y el surgimiento de un cambio brusco en la
polaridad de la subducción, creándose una nueva zona de subducción, de corta vida de
buzamiento norte. Este proceso da lugar a la extinción gradual, de oeste, a este del vulcanismo cretácico, al surgimiento de intrusiones de granitoides en Cuba Central, al metamorfismo de subducción, de la cuña del Escambray y del complejo de Mabujina, al
emplazamiento gradual de oeste a este de los complejos de subducción ofiolíticos, al
alineamiento de los complejos de arco y antearco según la dirección de cizalla y a la
formación de un sistema de bloques de dirección noreste separados por depresiones de
igual dirección, dispuestos en “echelón” como consecuencia de la formación de la cizalla diestra del sistema siniestro compresivo-tensional de tipo “bookshelf”.
Al comienzo del Paleógeno se crea al suroeste un sistema de rift que da origen a la
cuenca de Yucatán; paralelamente, al sur de ese sistema surge un nuevo Arco de islas
Volcánico que se mueve hacia el noreste siguiendo el movimiento general al este de la
placa Caribe que comienza en el Paleoceno.
El borde oriental de este sistema de Arco Volcánico del Cenozoico Temprano va a colisionar en un momento cercano al Eoceno Medio con fragmentos del Arco de islas Volcánicos del Cretácico. Esa colisión se produce a través de grandes fallas transformantes
del Caribe Septentrional.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.25
Posición estructural e interpretación tectónica de las metamorfitas
Mesozoicas de Cuba Oriental. Campos Dueñas M.
En: Libro de Resúmenes del II Congreso Cubano de Geología, p. 86, 1984.
En el presente trabajo se analiza la posición estructural de las diferentes secuencias de
rocas metamórficas mesozoicas que afloran en la parte oriental de Cuba, y sus implicaciones en la evolución tectónica de ese territorio y de la cordillera septentrional de República Dominicana, donde están expuestas secuencias similares. Las metamorfitas Mesozoicas de Cuba oriental, situadas al este de la cuenca Cauto-Nipe (bloque La Asunción, Complejo Sierra del Purial y zonas de melange ofiolítico con bloques de esquistos
azules) constituyen fragmentos de diferentes elementos del arco insular volcánico cretácico, que sufrieron los efectos del metamorfismo regional en condiciones de alta presión, lo cual es característico de los complejos de subducción.
En el trabajo se argumenta la posición alóctona de las metamorfitas, que están sobrecorridas sobre los elementos estructurales externos del sistema del arco insular volcánico
cretácico, participando en un enorme complejo de obducción junto a las rocas de la asociación ofiolítica.
Finalmente, se concluye que las metamorfitas mesozoicas de Cuba oriental, y sus equivalentes de la cordillera septentrional de República Dominicana, fueron generadas durante el cierre de la cuenca interarco, que durante el Cretácico Superior separaba el arco
activo meridional del arco remanente situado al norte, considerándose que la polaridad
de la subducción fue hacia el oeste-suroeste y que la misma estuvo activa hasta el Eoceno Medio, dando lugar al surgimiento del arco insular volcánico paleogénico.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.26
Análisis petrológico comparativo de las secuencias metavulcanógenas del arco insular mesozoico en Las Antillas Mayores. Hernández
Sarlabous M.
En: Revista Minería y Geología, Volumen 5 No 6/93 Instituto Superior Minero
Metalúrgico.
Este artículo establece un análisis comparativo entre las principales características petrológicas de las metavulcanitas mesozoicas de la Antillas Mayores, basado en investigaciones de campo y recopilaciones bibliográficas. Se plantea que las rocas metamorfizadas regionalmente, que aparecen en el extremo oriental de Cuba, presentan características geológicas y petrológicas muy similares a sus representantes en el resto de las
Grandes Antillas(Puerto Rico, Jamaica, La Hispañiola), por lo que las mismas pudieran
ser correlacionables durante los trabajos de regionalización que se realicen en áreas del
Caribe.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
4.27
Geoquímica de las ofiolitas meridionales de Cuba oriental. Hernández Sarlabous M., Canedo Salazar Z.
En: Revista Minería y Geología Volumen 12 No 3/95, Instituto Superior Minero
Metalúrgico.
Trata sobre las pincipales características petrológicas y geoquímicas de las ofiolitas que
afloran en la Sierra del Convento, provincia de Guantánamo. Estudios recientes han
permitido suponer que esta melange constituye un complejo de subducción ocurrido durante el Cretácico Superior, caracterizado por la heterogeneidad de litologías constituyentes, donde se destacan anfibolitas de la facies anfibolita con epidota, esquistos azules, eclogitas, esquistos cuarzo-micáceos, serpentinitas y migmatitas, que se encuentran
formando bloques tectónicos con una disposición caótica. El estudio geoquímico de estas ofiolitas ha permitido establecer que están representadas por el complejo inferior ultramáfico (peridotitas metamórficas y tectonitas) y por el complejo volcánico (anfibolitas). Muchos autores plantean que esta melange es correlacionable con el complejo Río
San Juan que aflora en Puerto Plata, República Dominicana.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
5.
CONTEXTO GEODINAMICO
Desde hace ya muchos años la región norte del Caribe despertó el interés de científicos
e investigadores en el campo de la geología, lo que ha propiciado que en estos momentos contemos con un apreciable numero de investigaciones en un espectro bastante amplio del conocimiento geológico.
Los primeros estudios llevados a cabo se sustentaron sobre la base de un punto de vista
geológico tradicional, sobre todo en el interior de las islas. Recientemente las investigaciones se han extendidos a los fondos marinos (oceanografía), aportando conocimientos
de gran interés. Especial atención despiertan los datos extremadamente útiles aportados
por la geofísica a partir de las prospecciónes de reflexión y refracción sísmicas asociadas la sismología y con la detección de las anomalías magnéticas y gravimétricas.
En la actualidad se dispone de varias interpretaciones que consideran con diferentes énfasis los datos de distinta naturaleza.
Se pude considerar que, a gran escala, todos los estudios coinciden en reconocer las estructuras principales y que éstas están relacionadas con el desplazamiento relativo esteoeste entre las placas litosféricas Norteamericana y Caribe.
Existen diferentes interpretaciónes a escala más detalladas, sobre todo en los extremos
este y meridional de la isla Hispañiola entre P. Mann et al. y Calais et al. Los primeros
sugieren una subducción de la placa Caribe por debajo de Hispañiola, en correspondencia con la Fosa Muertos, e interpretan el thrust San Juan Los Pozos fault zone como un
prisma de acreción producido por efecto de esta subdución.
Por el contrario, los segundos piensan en una flower structure desarrollada entre el límite de placas y conectada con el sistema transcurrente Enriquillo-Plantain-GardenWalton apuntando la existencia de un remanente de slab en subdución de origen atlántico al sudeste de la isla.
En estas diferencias en el modelo juegan un papel importante las interpretaciones de los
mecanismos focales de sismos cuya localización es al este y en el borde sur de la isla
(ver la figura adjunta).
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
El número de datos disponibles, y sobre todo el tiempo de registro de los eventos, hacen
que no se pueda hablar de pruebas irrefutables.
No obstante, proponemos a continuación el modelo geodinámico de referencia siguiente, que puede resumirse como sigue:
1 hay un movimiento con magnitud de varios centímetros por año entre las placas Norteamericana y Caribe a lo largo de una estructura de primera importancia denominada Motagua-Swan-Oriente-Septentrional-Puerto Rico Trench;
2 este movimiento, actualmente en correspondencia con el límite septentrional de la isla Hispañiola, tiene un carácter transpresivo, lo que causa la formación de fallas menores (a lo largo de las cuales se distribuyen las deformaciones) que son sismogenéticas;
3 el obstáculo al desplazamiento de la parte septentrional de la placa Caribe, constituido por la plataforma de las Bahamas, ha causado a partir del Mioceno un restraining
bend a lo largo de la Zona Septentrional de Falla. Como consecuencia se activaron
levantamientos, subdivisión de los sistema de fallas principales en sistemas secundarios, rotaciones y subcorrimientos, que dieron como resultado la morfología del noroeste de la República Dominicana;
4 la presencia de microplacas (Gonave y Hispañiola-Puerto Rico) entre las dos placas
principales, las cuales poseen movilidad independiente;
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
5 la presencia de una estructura transcurrente de 1200 km de largo denominada Enriquillo-Plantain-Garden-Walton, que constituye un by pass con respecto a la estructura transcurrente septentrional y permite el desplazamiento en sentido este de la placa
Caribe.
Este modelo propuesto, a partir de la detallada revisión bibliográfica efectuada, permite
enlazar los resultados más importantes tratados en ellos.
El hecho del reconocimiento de la existencia de microplacas con sus límites definidos
constituye un elemento muy importante para el estudio de la sismicidad, máxime, en un
área sismogeneradora de alta incidencia como la que nos ocupa.
Las investigaciones geodinámicas de cualquier área del planeta despiertan siempre interés, pero si se trata además de zonas con las características de la región del Caribe más
aún, por lo que se encontrarán criterios diversos acerca de las ideas expuestas en este
trabajo entre los geólogos e investigadores del tema.
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Proyecto D - Prevención de riesgos geológicos (Riesgo sísmico)
Síntesis del contexto geodinámico de la Isla Hispañiola y su evolución en el marco del Caribe
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