Patrimonio minero de la República Dominicana

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Máster de Ingeniería de los Recursos Naturales
TRABAJO FINAL DE MASTER
PATRIMONIO GEOLOGICO Y
MINERO DE LA REPUBLICA
DOMINICANA
Héctor Freddy Santana Castillo
Manresa, Junio, 2012
Tutores: Dr. David Parcerisa y Dra. Pura Alfonso
AGRADECIMIENTOS
Al Estado Dominicano en nombre de su Presidente Dr. Leonel Fernández Reyna por la
extraordinaria política iniciada hace ya varios años, para que jóvenes estudiantes sin
importar la clase social a la que pertenezcan, puedan formarse y capacitacitarse a través
del programa de becas de estudio que lleva a cabo el Ministerio de Educación Superior
Ciencia y Tecnología (MESCYT), gracias por haberme facilitado esta beca de estudio
para cursar el Máster de Ingeniería de los Recursos Naturales en España.
A la Corporación Dominicana de Empresas Eléctricas Estatales (CDEEE) por
brindarme la oportunidad de estudiar en el extranjero y poder capacitarme en todo
momento, en especial a todos mis superiores y compañeros de trabajo por el apoyo
brindado. Gracias en especial a su vicepresidente ejecutivo Lic. Celso Marranzini.
A la Escuela Politécnica Superior de
Ingeniería de Manresa, de la Universidad
Politécnica de Cataluña (UPC), por recibirme y brindarme todos los conocimientos
adquiridos, gracias a todos los profesores.
Al Servicio Geológico Nacional de la Republica Dominicana y a la Sociedad Geológica
Dominicana por toda la colaboración prestada.
A mi familia quienes en todo momento me brindaron su confianza y apoyo
incondicional en los momentos más difíciles de mi vida, especialmente a mis hijas
Brendy y Laisha las amo con todo mi corazón mis niñas linda.
A mis asesores de tesis Dra. Pura Alfonso Abella y Dr. David Parcerisa por toda la
ayuda brindada, el esfuerzo y la confianza depositados en mi para la realización de este
trabajo muchas gracias maestros.
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INDICE
1. INTRODUCCION ...............................................................................................................................5
2. MARCO GEOLÓGICO DE LA REPUBLICA DOMINICANA ..........................................................7
3. TECTÓNICA DE LA REPUBLICA DOMINICANA ..........................................................................9
3.1 FALLA DE LA ESPAÑOLA................................................................................................................ 10
3.2 OTRAS FALLAS IMPORTANTES........................................................................................................ 11
4. MINERÍA DE LA REPUBLICA DOMINICANA .............................................................................14
5. OBJETIVOS Y METODOLOGIA .....................................................................................................16
6. CONTEXTOS GEOLOGICOS Y MINEROS DE LA REPUBLICA DOMINICANA .......................18
6.1 CONTEXTO SIERRA DE NEIBA........................................................................................................ 18
6.1.1 L.I.G. Caño Ramillo, Sedimentos Lacustres Cuaternario ....................................................... 21
6.1.2 L.I.G. La Unidad del Manguito en el Río Manguito ............................................................... 22
6.2 CONTEXTO KARST TROPICAL EN REPUBLICA DOMINICANA ........................................................... 23
6.2.1 L.I.G. El Karst de Los Haitises .............................................................................................. 25
6.3 CONTEXTO GEOLÓGICO EL ÁMBAR DE REPUBLICA DOMINICANA.................................................. 29
6.3.1 L.I.G. El Ámbar de Yanigua .................................................................................................. 31
6.3.2 L.I.G. Puerto Plata (El Ámbar Azul) ...................................................................................... 33
6.4 CONTEXTO CORDILLERA CENTRAL................................................................................................ 35
6.4.1 L.I.G. Formación Basaltos de Pelona-Pico Duarte ................................................................ 38
6.4.2 L.I.G. Complejo Duarte ......................................................................................................... 39
6.5 CONTEXTO CORDILLERA SEPTENTRIONAL..................................................................................... 40
6.5.1 L.I.G. Terreno Tectónico Puerto Plata -Pedro García – Cordillera Septentrional ................. 42
6.6 CONTEXTO CORDILLERA ORIENTAL (SIERRA DE EL SEIBO) .......................................................... 43
6.6.1 L.I.G. El Piedemonte de la Cordillera Oriental ..................................................................... 45
6.7 CONTEXTO SIERRA DE BAHORUCO ................................................................................................ 46
6.7.1 L.I.G. Minas de Larimar (Sierra de Bahoruco) ...................................................................... 48
6.7.2 L.I.G. Yacimientos de Bauxita (Sierra de Bahoruco).............................................................. 49
6.7.3 L.I.G. El Hoyo de Pelempito .................................................................................................. 51
6.8 CONTEXTO SIERRA DE YAMASÁ ..................................................................................................... 52
6.8.1 L.I.G. Minas de Pueblo Viejo................................................................................................. 53
6.8.2 L.I.G. Minas de Ferroníquel (Falcondo, Bonao) .................................................................... 55
6.9 CONTEXTO VALLE DEL CIBAO ....................................................................................................... 56
6.9.1 L.I.G. Depósitos Hidrogeológicos del Valle del Cibao ........................................................... 59
6.10 CONTEXTO VALLE DE SAN JUAN ................................................................................................. 60
6.10.1 L.I.G. Unidad de Catanamatías ........................................................................................... 61
6.11 CONTEXTO HOYA DE ENRIQUILLO............................................................................................... 62
6.11.1 L.I.G. Lago Enriquillo ......................................................................................................... 64
6.12 CONTEXTO SIERRA DE MARTIN GARCÍA ...................................................................................... 65
6.12.1 L.I.G. Formación Trinchera en el talud de la carretera de Azua a Barahona ....................... 67
6.13 CONTEXTO CUENCA DE AZUA...................................................................................................... 68
6.13.1 L.I.G. Salinas de Punta Vigía .............................................................................................. 69
6.13.2 L.I.G Litoral de Puerto Tortuguero...................................................................................... 69
6.14 CONTEXTO ARRECIFES DE CORAL FÓSILES Y ACTUALES ............................................................. 70
6.14.1 L.I.G. Arrecifes de Coral en el Parque Nacional Jaragua .................................................... 72
7. CONCLUSIONES .............................................................................................................................74
BIBLIOGRAFIA ...................................................................................................................................76
3
ANEXO 1 ...............................................................................................................................................82
ANEXO 2 ............................................................................................................................................. 100
4
1. INTRODUCCION
El Patrimonio Geológico y Minero de una región puede definirse como el conjunto de
lugares que pueden considerarse de un alto interés desde el punto de vista de la geología
y la minería y que se pueden relacionar, en ocasiones, con otros valores patrimoniales
(históricos, culturales…). Evidenciar el valor patrimonial implica la necesidad de
conservar los restos de actividad minera y la Geodiversidad de una zona y divulgarlos
ante la comunidad como evidencia de las raíces naturales de ese lugar.
El patrimonio geológico constituye el conjunto de recursos naturales no renovables de
valor científico, cultural o educativo, ya sean formaciones y estructuras geológicas,
formas del terreno o yacimientos paleontológicos y mineralógicos, que permitan
reconocer, estudiar o interpretar la evolución de la historia geológica de la Tierra y los
procesos que la han modelado (Gallego y García 1996).
En este trabajo se describen los elementos que a nuestro entender pudieran ser los más
destacados del Patrimonio Geológico y Minero de la Republica Dominicana. Este país
se encuentra en la isla del Caribe denominada Hispaniola o Isla de la Española, nombre
que le fue dado por los españoles, aunque en la actualidad se llama Isla de Santo
Domingo. Esta isla esta compartida por dos países, la Republica Dominicana, al este, y
Haití, al oeste. Nos referiremos a la isla por completo cuando hablemos de sus orígenes
geológicos, no así en el aspecto minero.
Para la protección del medio ambiente que nos rodea es necesario realizar un inventario
de los elementos que integran su patrimonio geológico y minero. De este modo
procederemos en el caso de la Republica Dominicana.
El Potencial Minero de la República Dominicana, está sustentado por su gran riqueza de
minerales metálicos y no metálicos. Posee reservas de oro, plata, níquel sal, yeso,
bauxita, ámbar, Larimar, calizas, etc. Muchas de estas reservas han sido o están en
explotación. La tradición minera de la Republica Dominicana viene ya desde los
tiempos iniciales de la colonización española. La mina más antigua de América es la de
Pueblo Viejo que se encuentra en este país.
Este trabajo tiene como finalidad dar a conocer los principales Contextos Geológicos de
la República Dominicana teniendo en cuenta su valor geológico, paleontológico y
minero; Pretende así sentar las bases para la futura catalogación del patrimonio
5
Geológico y Minero de la Republica Dominicana para, posteriormente, proceder a la
catalogación de los Lugares de Interés Geológico teniendo en cuenta los Contextos
Geológicos definidos en este trabajo. Esta labor deberá ser desarrollada en un futuro por
el Servicio Geológico de la República Dominicana.
Los Servicios Geológicos son Organizaciones Nacionales que velan por la actualización
del conocimiento Geológico y Ambiental de su territorio. En la Republica Dominicana
existe el Servicio Geológico Nacional (SGN), es el organismo autónomo adscrito al
Ministerio de Economía, Planificación y Desarrollo del estado dominicano encargado
de salvaguardar todo lo concerniente al Sistema Geológico Dominicano y fue creado
mediante la ley No. 50-10. Entre sus funciones está.
1. Generar, ordenar y difundir información sobre el conocimiento geológico del
territorio Nacional y de los procesos que han condicionado su formación.
2. Elaborar la Carta Geológica Básica de la República Dominicana y las Cartas
Temáticas que
la
complementan: de
recursos minerales, geotécnica,
geomorfológica con orientación a los riesgos geológicos, metalogenética
geoquímica, y de la Geodiversidad, entre otras.
3. Realizar inventarios de los recursos minerales con que cuenta el país.
4. Generar y procesar informaciones geológicas-mineras, para propiciar el uso
racional de los recursos no renovables.
5. Identificar e investigar los riesgos geológicos para contribuir a determinar y
mitigar sus efectos sobre la población y el ambiente.
6. Propiciar investigaciones de las características geológicas del litoral, la
plataforma y aguas periféricas del país y sus posibles recursos minerales.
7. Recomendar como áreas del Patrimonio Natural, zonas o localidades específicas
que se consideren de interés, para la defensa y conservación del Patrimonio
Geológico.
8. Fomentar y participar en el desarrollo del programa de formación en el área de
Recursos naturales a todos los niveles educativos y orientados hacia el público
en general.
6
2. MARCO GEOLÓGICO DE LA REPUBLICA DOMINICANA
El origen de la isla de la Hispaniola, se remonta a la segunda etapa del período
Cretácico de la Era Secundaria, cuando comenzó el proceso de ascenso de la isla debido
al fenómeno de subducción de la placa norteamericana que se incrustó por debajo de la
placa del Caribe, avistando los primeros vestigios representados por los sistemas
montañosos más antiguos (Vaughan et al., 1922).
Entre el Paleoceno y el Plioceno, de la Era Terciaria, se formaron los demás sistemas
montañosos de la isla, formándose un archipiélago compuesto por tres islas alargadas y
separadas entre sí por dos canales marinos.
En la medida en que seguía el levantamiento de la isla, entre los últimos períodos de la
Era Terciaria y el Pleistoceno, surgieron los valles y las llanuras costeras de toda la isla
y desapareció el canal marino que se extendía entre las actuales bahías de Neiba y de
Puerto Príncipe. Como consecuencia de ello se produjo la fusión de las tres islas
originales (Lengweiler, 1939).
Figura 1. Mapa Geológico de la Española o Hispaniola (Escuder-Viruete, 2002).
7
En este período también desapareció el otro canal marino, dando paso el Valle del
Cibao, retirándose también las aguas que ocupaban los espacios de los antiguos lagos,
convirtiéndose los valles. Esto permitió la deposición de materiales aluviales apostados
por los ríos y arroyos más grandes; y por la acción gravitatoria contribuyendo a la
formación de abanicos y terrazas aluviales al pie de los sistemas montañosos, dando
origen a suelos aluviales, sedimentarios y lacustres de origen marino.
La Geología de la Isla de La Española es el resultado de un proceso de convergencia
oblicua, entre la Placa Norteamericana y el arco-isla Cretácico caribeño, que termina en
colisión (Fig. 1 y Anexo 2). La Española, situada en la parte norte de la Placa del
Caribe, comprende varios dominios separados por fallas de desgarre, constituidos por
rocas magmáticas, metamórficas y sedimentarias, de edad jurásica y cretácica, que se
formaron en un contexto interoceánico y de arco-isla. Estas rocas están cubiertas por
otras dominantemente sedimentarias de edad eocena a la actualidad, que postdatan la
actividad del arco-isla y registran el período colisional, con deformación dominante en
régimen de transpresión (Small, 1948).
La República Dominicana contiene rocas de arco-isla, del antearco y del trasarco, junto
con rocas metamórficas de alta presión y otras unidades colisiónales. Los complejos de
alta presión con eclogitas, esquistos azules y melanges ofiolíticas, que afloran en la
Cordillera Septentrional y en la Península de Samaná forman parte de la cuña colisional
extrusiva que se forma entre la Placa Norteamericana y la Placa del Caribe.
La placa del Caribe, sobre la que se asienta la isla, se mueve en dirección Sureste, y es
empujada y levantada leventemente por la placa de Norteamérica debido a su
movimiento convergente de subducción, El margen Norte de la Placa del Caribe ha
evolucionado desde constituir un límite controlado por subducción en el Eoceno, a ser
hoy, un límite dominado en gran parte por movimientos hacia el Este de la Placa del
Caribe en relación con Norteamérica.
Dos grandes fallas geológicas submarinas, que forman parte del límite Norte de la placa
del Caribe, bordean la Isla de Santo Domingo: la falla Bartlett al sureste de Cuba y
Noroeste de La Hispaniola, con 6 kilómetros de profundidad, y la de Puerto Rico o
Milwaukee, ubicada al nordeste de la Isla con 800 kilómetros de longitud y 8.6
kilómetros de Profundidad (Vaughan et al., 1922).
8
3. TECTÓNICA DE LA REPUBLICA DOMINICANA
Una de las características más importantes de la geología de la República Dominicana
es la acreción de unidades tectónicas, o terrenos, compuesta por una gran variedad de
rocas ígneas y sedimentarias de edad Jurásica y Cretácica. (Escuder-Viruete et al.,
2004).
La geología de la República Dominicana resulta en gran medida de la sucesiva acreción
de unidades tectónicas de afinidad oceánica a lo largo del Mesozoico y su colisión final
con el margen meridional del continente Norteamericano en el Eoceno Medio-Superior
(Donnelly et al., 1990; Lewis y Draper, 1990; Draper y Lewis, 1991).
La isla de La Hispaniola sobre la cual está la República Dominicana se encuentra
ubicada en la placa Tectónica del Caribe que presenta un movimiento de traslación
como cuerpo rígido de 20±2 mm al año, en dirección suroeste- noreste (70°); sus bordes
contactan: al Norte con la Placa de Norte América, al Sur con la Sudamérica, al Oeste
con la de Nazca y al Este el Fondo Oceánico del Atlántico. Debemos notar que hay
deslizamientos trascurrentes entre la Placa del Caribe y las de Norte y Sudamérica,
mientras que las placas de Nazca al Oeste y el Fondo Oceánico del Atlántico al Este se
introducen por debajo de la placa del caribe lo que genera zonas de subducción, que a su
vez son las que producen el vulcanismo en las costas de América Central y en el arco de
Islas de la Antillas Menores. Las enormes temperaturas reinantes provocan su fusión y
las altas presiones que actúan sobre ella eventualmente hacen salir violentamente este
fundido en forma de erupción volcánica (Reilly Pérez, 2004).
El movimiento causante de la dislocación puede tener diversas direcciones: vertical,
horizontal o una combinación de ambas. En las masas montañosas que se han alzado
por movimiento de fallas, el desplazamiento puede ser de miles de metros y muestra el
efecto acumulado,
durante
largos
periodos,
de
pequeños
e
imperceptibles
desplazamientos, en vez de un gran levantamiento único. Sin embargo, cuando la
actividad en una falla es repentina y brusca, se puede producir un gran terremoto, e
incluso una ruptura de la superficie terrestre, generando una forma topográfica llamada
escarpe de falla. (Escuder-Viruete et al., 2011)
La República Dominicana ha sido dividida en varios terrenos tectonoestratigráficos en
base a su diferente historia geológica, yuxtapuestos tectónicamente por zonas de
9
desgarre de dirección ONO-ESE que comenzaron su actividad en el Eoceno: la Zona de
Falla Septentrional (ZFS), de La Española (ZFLE), la cual puede considerarse de gran
importancia, de Bonao-La Guácara (ZFBG), de San Juan-Restauración (ZFSJR) y de
Enriquillo-Plantain Garden (ZFEPG) (Figs. 2 y 3) ( Pérez-Estaún et al., 2007).
3.1 Falla de la Española
Una descripción geológica básica de la Isla de La Española muestra la existencia de una
falla importante que limita dos dominios, al Norte y Sur de la Isla, que en el JurásicoCretácico Inferior estaban muy alejados, la Falla de La Española, Los mapas
areomagnético y gravimétrico la ponen claramente de manifiesto (García-Lobón y
Ayala, 2010; Pérez-Estaún et al., 2007).
La falla separa dos cortezas con historias geológicas distintas desde el Jurásico al
Eoceno. Así, durante el Cretácico Inferior, en las unidades del Norte estaba presente un
arco isla primitivo (Fm Los Ranchos, con boninitas y Toleitas de arco-isla; (EscuderViruete et al., 2007), mientras que al sur y en ese mismo tiempo se ha identificado una
meseta oceánica formada sobre un océano previo (Escuder-Viruete et al., 2006, 2007).
Ambas unidades, cuya posición original no es conocida, quedaron unidas en el Eoceno
tras el desplazamiento principal a lo largo de la Falla de La Española.
Durante el Cretácico Superior se reconoce, al sur de la Falla de La Española, el Arco
Isla Caribeño; Éste es un arco maduro, calcoalcalino principalmente y con una
evolución compleja (Escuder Viruete et al., 2002); Está bien representado en la
Cordillera Central, mientras que al norte, y en este mismo tiempo, se identifica una
cuenca sedimentaria (con alguna participación volcánica), que puede interpretarse como
una cuenca de antearco por sus características relativas a la fuente de los sedimentos y
al gran espesor de la secuencia (García-Senz et al., 2007a). La Falla de La Española
afecta a rocas eocenas y oligocenas tempranas, pero los sedimentos del Oligoceno
Superior se llegaron a depositar discordantemente sobre ella en la parte que limita con el
valle del Cibao (Contreras et al., 2004). Posteriormente presenta alguna actividad
menor, sobre todo en el trazado de la falla que va de Loma Caribe (Bonao) al aeropuerto
de Las Américas (Santo Domingo). (Pérez-Estaún et al., 2007).
Un corte geológico a través de la zona de falla de La Española completado con el
estudio cinemático de las fallas, ha permitido concluir que se trata de una estructura en
10
flor positiva con una componente de cizalla inversa. Las superficies de falla convergen
en profundidad y tienen una componente de falla inversa hacia los dos límites externos
de la zona de falla, dando lugar a una estructura bastante simétrica, con una elevación
general de la zona central que permite el afloramiento de rocas más profundas y
metamórficas a ambos lados de la falla (Pérez-Estaún et al., 2007).
3.2 Otras fallas importantes
Fruto de la actividad tectónica tenemos en la isla de La Hispaniola varios sistemas de
fallas, a parte de la Falla de la Española.
Al norte el de la Falla de La Hispaniola dentro del mar que es el borde de placa antiguo
donde está ubicada la Trinchera de Puerto Rico (Fosa de Milwaukee) y la Falla
Septentrional borde de placa activo en el norte, que penetra a la isla por la Bahía de
Manzanillo y continua en la parte sur de la Cordillera Septentrional saliendo por la
Bahía de Samaná, con una longitud superior a los 300 Km (Fig. 2). Esta falla es similar
a la de San Andrés en California. El otro sistema esta situado al Sur de la Isla, el cual
penetra por el sur de Haití continuando por San Juan y Ocoa, llegando al Mar Caribe
hasta la Fosa de los Muertos, al Sur de Santo Domingo, San Pedro de Macorís y La
Romana (Reilly Pérez, 2004).
La falla de Enriquillo es una importante falla, con un desplazamiento izquierdo
estimado en 30-50 km presenta a lo largo de la península meridional de Haití un trazado
E-O con curvaturas restrictivas al movimiento, escarpes, desplazamientos de la red de
drenaje y elevaciones de arrecifes subactuales. En la República Dominicana la
superficie de la falla discurre bajo el Lago Enriquillo y es paralela al escarpe de la Sierra
de Neiba. Más hacia el este comienzan las estructuras en relevo y los puentes hasta su
desaparición en la cuenca de Azua (Hernáiz Huerta et al., 2007b).
Además de estos importantes sistemas de fallas existen otras fallas internas, como son
las de Bonao, Hatillo, Camú, Guázara, San Juan-Restauración etc., que tienen capacidad
de producir eventos menores, pero que localmente pueden producir daños importantes
(Fig. 2).
Estas fallas que hemos mencionado han sido las responsables de producir los
Terremotos catastróficos que han ocurrido en la isla, de los cuales a partir del año 1500
11
tenemos noticias, por los reportes oficiales y eclesiásticos que se hacían a la Corona
Española.
Las crónicas indican que cada 70±10 años ocurre un Terremoto Catastrófico en La
Hispaniola y no hay ninguna razón para esperar que ese comportamiento no se
mantenga. El último Terremoto importante fue de magnitud 8.1 el 4 de agosto de 1946,
que fue uno de los más grandes del siglo en toda la Tierra. Este produjo maremotos, y
muchos daños materiales, así como pérdidas de vidas. La comunidad de Matancitas en
Nagua, prácticamente desapareció como consecuencia del Maremoto. Sin embargo, la
Republica Dominicana carece de memoria sísmica, ya que un gran segmento de la
población no había nacido o no puede recordarlo ya que han pasado 56 años desde que
ocurrió. Esta situación produce un falso sentimiento de seguridad o de país asísmico.
Cada cierto tiempo se sienten pequeños sismos, que nos están avisando que debemos
estar preparados para cuando venga ese gran sismo, que podemos evitar sea catastrófico
(Reilly Pérez, 2004).
Estudios realizados mediante imágenes de satélite y mediciones con el sistema GPS
(Global Positioning System), encontraron que la distribución interna del desplazamiento
de la placa del Caribe (20±2 mm/año) entre los sistemas de fallas, establece que la Falla
Septentrional acumula desplazamientos de 8±2 mm/año, La Falla Hispaniola de 5±1
mm/año y el sistema del Sur de 8±1 mm/año.
Estas tasas de desplazamiento de las fallas le dan potencial para producir sismos de
magnitud mayores a 6.5, Un caso muy especial lo constituye la falla Septentrional,
donde se ha verificado por estudios paleosísmicos realizadas por la Universidad de
Texas en excavaciones de trincheras que la cruzan, que esta tiene más de 800 años sin
que haya roto la corteza terrestre, acumulando desplazamientos elásticos de
aproximadamente 4 metros, que son suficientes para producir un evento de magnitud
mayor de 8 en la zona del Cibao. Como referencia el sismo de México del 1985 fue
magnitud 8, pero a más de 400km de Ciudad México, mientras que este seria a menos
de 100Km de cualquier pueblo del Cibao, como lo son Santiago, La Vega, Moca, San
Francisco de Macorís, etc (Reilly Pérez, 2004).
12
Figura 2. Fallas Geológicas de la Española o Hispaniola (Centro de Operaciones de Emergencia de la República Dominicana, 2009)
Figura 3. Mapa de las principales fallas en la isla de Santo Domingo (Escuder Viruete. et al., 2007)
13
4. MINERÍA DE LA REPUBLICA DOMINICANA
La República Dominicana ha sido sede de la industria minera más antigua de América.
Tuvo sus inicios durante las primeras expediciones dirigidas por Cristóbal Colón en el
siglo XV. Incluso, en las ruinas de la Villa de La Isabela, en la provincia de Puerto
Plata, existe un museo con ejemplares de las herramientas originales usadas por los
españoles en las primeras excavaciones de carácter minero que hicieron en la zona y,
por naturaleza, fueron las primeras en América. No debemos obviar que la mayoría de
las ciudades más antiguas, como Santo Domingo, Santiago y La Vega, tuvieron su
inicio debido a los descubrimientos de depósitos de oro en varios ríos importantes de la
isla (Ostensson, 1995).
La minería o industria extractiva en República Dominicana toma cada día más auge. El
espacio que ocupan las exportaciones de minerales es de indiscutible importancia. El
país ha demostrado ser depositario de importantes yacimientos o reservas de oro, plata,
níquel, bauxita, caliza, sal, Larimar y otros minerales, entre los que está el petróleo, el
cual aún permanece en etapa exploratoria. Estas bondades de la naturaleza son riquezas
por las cuales hay que dar cuentas. Sin embargo, la historia ha demostrado que el hecho
de ser un país rico en recursos naturales no implica que los ciudadanos lo sean en esa
misma medida (Sagawe, 1989).
El aporte de la actividad minera al empleo es apreciable; en 2007 generó alrededor de
6.000 empleos directos. En adición a unos 2.500 empleos directos que suma la pequeña
minería, se estima que el sector en su conjunto aporta alrededor del 0.2% del empleo
total nacional y cerca del 2.6% del empleo industrial. Las remuneraciones del personal
ocupado en el sector minero son superiores en un 12% al promedio nacional debido a
los factores de riesgo y distancias asociados al desarrollo de esta actividad (López,
2010).
En 2010, el sector tuvo una producción de 2.698 millones de RD$ (53.96 millones €), lo
cual equivalía a tan sólo el 0.1% del PIB. Esta participación queda muy atrás cuando se
toma en cuenta que en el período 2000-2007, el aporte del sector al PIB promedió
0.81%, registrando la máxima participación porcentual (2.3%) en 2006 y 2007. Los
mejores tiempos de la minería dominicana fueron las décadas de los 70s y los 80s del
siglo XX, cuando la participación porcentual en el PIB promedió 4.6% y 3.6%,
respectivamente. Sin embargo, hay expectativas que el aporte sectorial al PIB registre
14
una recuperación significativa con el reinicio de la explotación de la mina de oro de
Pueblo Viejo, a partir de 2011.
Las provincias donde la producción minera ha tenido un impacto significante, tanto en
creación de riqueza como de empleos, han sido Monseñor Nouel, Sánchez Ramírez y
Pedernales, aunque también explotaciones en otras provincias.
En República Dominicana, la industria minera está constituida, principalmente, por las
actividades extractivas de ferroníquel, oro, plata, cobre, yeso, sal, arcilla y minerales
industriales (caolín, feldespato, arenas silíceas y otras). Además, incluye las actividades
de pequeña minería y minería artesanal: calizas, yeso, Larimar, ámbar otras gemas, y
otros materiales. Algunos de ellos se explotan ampliamente a pesar que la Ley Minera
no permite su explotación, como son principalmente la arena y grava. Los rubros con
mayor peso en el valor agregado de la actividad minera son oro, plata, ferroníquel,
arena, grava y gravilla, yeso, caliza y mármol (López, 2010).
A continuación presentamos un mapa con las principales concesiones mineras de la
Republica Dominicana (Fig. 4)
Figura 4. Mapa de Concesiones Mineras (Dirección General de Minería Republica Dominicana, 2012)
15
5. OBJETIVOS Y METODOLOGIA
El principal objetivo de este trabajo consiste en realizar un estudio para establecer un
inventario sobre los elementos más sobresalientes del patrimonio geológico y minero de
la Republica Dominicana. Teniendo en cuenta la complejidad del territorio dominicano,
será un reto dejar plasmado el potencial del Patrimonio Geológico y Minero de este
país.
En este proyecto escogeremos una metodología que no solo se refiera a la selección de
los Lugares de Interés Geológico (LIGs), sino que se plantea definir los Contextos
Geológicos de la Republica Dominicana y seleccionar, a modo de ejemplo, algunos de
los LIGs más representativos e ilustrativos de cada uno de ellos. Esta metodología se
basa en los criterios utilizados por el Instituto Geológico y Minero de España en la
confección del Inventario de Lugares de Interés Geológico de España (García-Cortés,
2008) y en la revisión de la bibliografía geológica de la República Dominicana (Anexo
1).
La estructura de este trabajo intenta seguir la evolución geológica de la Republica
Dominicana, a partir de imágenes y relatos correspondientes a algunos de los momentos
y procesos más relevantes ocurridos, y que han quedado registrados en la geografía
dominicana. La ordenación temática está basada en la cronología de los eventos
geológicos seleccionados y en el significado e importancia, en cada caso, del carácter
estratigráfico, geomorfológico, paleontológico, tectónico o minero de los contextos
estudiados. Cada uno de ellos contiene una descripción general y significado Geológico
acompañado, a modo de ejemplo, de una breve explicación de los lugares de interés
Geológico más relevantes.
Este Concepto clave de contexto se refiere a cualquier elemento geológico regional,
evento tectónico, metalogenético o de cualquier otra naturaleza, serie estratigráfica,
asociación paleobiologica etc. Los puntos de interés geológicos no son escogidos de
forma aislada, sino que la selección de los puntos de interés Geológico se ve orientada
por su representatividad dentro del contexto Geológico abordado (García-Cortés, 2008).
En las nuevas sociedades del mundo va creciendo a todos los niveles la conciencia
social y la sensibilidad hacia la conservación y utilización del patrimonio, sea éste
entendido en su vertiente de patrimonio natural (geológico) o en su aspecto de
16
patrimonio histórico-cultural (minerometalúrgico). Las tendencias conservacionistas son
hoy un hecho palpable en lo que se refiere por ejemplo a la historia de la minería,
actividad que data desde la época colonial de antigüedad en la Republica Dominicana,
que es pionera en Latinoamérica por las grandes explotaciones mineras de Pueblo
Viejo.
La absoluta necesidad de la conservación del patrimonio geológico radica precisamente
en que en él han quedado registrados los procesos acaecidos en al menos los últimos
cuatro mil quinientos millones de años y que el conocimientos de estos procesos es
imprescindible para buscar y encontrar las causas y consecuencias de la evolución de
los continentes y océanos, de los procesos naturales de carácter catastrófico, de los
cambios climáticos, del origen de la vida, y de su evolución posterior, además de este
valor científico, su divulgación y su uso didáctico o educativo redundara en un mayor
grado de conocimiento del hombre acerca de la importancia y el significado de estos
aspectos y es la mejor garantía de respeto hacia el medio geológico y de su
conservación para generaciones futuras.
En este trabajo se han seleccionado y descrito los contextos geológicos y, dentro de
éstos, sus lugares de interés geológico más representativos de la Republica Dominicana.
Éstos Lugares de Interés Geológico (L.I.G.), bien pudieran ser algunos puntos
considerados como patrimonio geológico y minero característico de la región a estudiar,
y que pueden representar en un momento determinado un patrimonio regional (GarcíaCortés, 2008).
Atendiendo a estas consideraciones, se puede definir un Lugar de Interés Geológico
(L.I.G.), como un recurso natural no renovable, donde se reconocen características de
especial importancia para interpretar y evaluar los procesos geológicos que han actuado
en un área. En este sentido, es conveniente la realización de un inventario de Lugares de
Interés Geológico dignos de medidas de protección y aprovechamiento con fines
divulgativos, educativos o turísticos. Por tanto, contenido, posible utilización y nivel de
significado definen un L.I.G., que puede corresponder a un punto, un itinerario o un
área.
Los Contextos Geológicos más sobresalientes a nuestro entender en la Republica
Dominicana se expondrán en los siguientes capítulos de este trabajo.
17
6. CONTEXTOS GEOLOGICOS Y MINEROS DE LA REPUBLICA DOMINICANA
6.1 Contexto Sierra de Neiba
La Sierra de Neiba está separada de la cordillera Central por el valle de San Juan, y de
la sierra de Bahoruco por el valle de Neiba y al Norte-Nordeste por el lago Enriquillo,
está ubicada al suroeste de República Dominicana. Tiene una extensión, en territorio
dominicano, de aproximadamente unos 100 kilómetros, desde la frontera hasta el río
Yaque del Sur (Fig. 5). En Haití continúa en las montañas de Trou d’Eau y cadena de
Matheaux. Su extremo oriental hace un viraje hacia el Sur y forma la sierra de Martín
García, que se hunde en el mar Caribe. La sierra de Neiba es del período Eoceno de la
era Terciaria, limitada al norte y al sur por grandes fallas tectónicas (Hernaiz Huerta et
al., 2007a).
Figura 5. Foto de satélite, con la Sierra de Neiba, ubicada dentro de la zona señalada (Google Maps/republica Dominicana, 2012)
La Sierra de Neiba se localiza en el tercio occidental de la República Dominica, en su
parte central, donde emerge como un gran anticlinorio de calizas cabalgante sobre las
cuencas de San Juan y Enriquillo Presenta altitudes medias por encima de los 1.000 m,
que en su eje central superan los 2.000 m (por ejemplo, 2.279 m en el firme de Sabana
de El Silencio; 2.113 m, en torno a las lomas de La Víbora, La Laguna y Loma en
Medio).
18
La estructura de la sierra consiste en grandes antiformes de semi-longitud de onda
kilométrica, con directrices cambiantes de NO-SE a E-O e incluso ENE-OSO, doble
inmersión y una disposición en relevo escalonada en sentido dextrógiro. Están limitados
por cabalgamientos y cizallas de alto ángulo y por una intensa fracturación transversal u
oblicua. Los sinclinales tienen los flancos septentrionales cabalgados por los anticlinales
contiguos, formando estrechas bandas ocupadas generalmente por la Fm Sombrerito.
(Mann et al., 1999).
La Sierra de Neiba integra una extensa cadena de montañas de hasta 2.176 metros de
altura, divididas en su parte central por un área de valles profundos, terrazas y fallas de
muy difícil acceso. Las pendientes en la mayor parte de la sierra son muy pronunciadas,
sobrepasando en su mayoría el 40% de inclinación. La formación geológica está
constituida mayormente por calizas del Terciario por lo que, a causa de una rápida
infiltración de las aguas, existen pocos ríos superficiales (Díaz de Neira et al., 2007).
Desde esta zona central se produce una pérdida de más de 2.000 m de cota en 10-14 km
de distancia, hasta los 0-10 m.s.n.m. de la planicie del valle de Enriquillo. En la
vertiente septentrional, la pérdida de cota no es tan brusca al enlazar con los valles de
Vallejuelo o El Cercado, depresiones situadas a cotas de 550-650 m en el interior de la
Sierra de Neiba que se abren al norte hacia el valle de San Juan (400-500 m.s.n.m.).
En el relieve de la sierra de Neiba se observan fenómenos cársticos, los que originan un
drenaje subterráneo. Igualmente se descubren conos de deyección, o sea acumulaciones
de materiales aluvionales y escombros. Su mayor altura es el monte Neiba, con 2.279
m., que se localiza en el mismo punto de división de las provincias de Independencia,
Bahoruco, San Rafael y San Juan.
Los ríos de la sierra de Neiba son Los baos, Vallejuelo, río Caña, etc. En cuanto a la
vegetación prevalece la xerófila a sotavento y la de bosque húmedo en las áreas más
altas. Destaca también la producción de vid en esta parte de la isla, El clima es seco
esterpario y tropical húmedo de bosque (Hernaiz Huerta et al., 2007b).
Los Valles panorámicos son Vallejuelo, El Cercado, Hondo Valle, Los Pinos del Edén y
el Guayabal, Balnearios Como los de los ríos Los Baos, Vallejuelo, Cana o Caña, etc.
Cavernas con arte rupestre Destacándose las famosas caritas de la Descubierta (margen
norte del lago Enriquillo). El Decreto 221-95 estableció los parques nacionales de Sierra
19
de Neiba y Nalga de Maco y el monumento natural Las Caobas. El Parque Nacional
Sierra de Neiba, cubre 407 kms.² en todo el firme de la sierra.
La estratigrafía en la Republica Dominicana tiene gran importancia a causa de la
abundancia de formaciones geológicas que experimentó la isla desde sus orígenes. Se ha
seleccionado la estratigrafía de la Sierra de Neiba, debido a que la reciente cartografía a
escala 1:50.000 de sectores centrales y meridionales ha permitido establecerla con
precisión (Hernaiz Huerta et al., 2007a).
La sucesión estratigráfica de la sierra de Neiba comprende desde el Cretácico Superior
hasta finales del Neógeno, momento en que comienza el desarrollo de las cuencas
flexurales adyacentes a la sierra. Los materiales más antiguos corresponden a la Unidad
de El Manguito, del Cretácico Superior. Son calizas y lutitas pizarrosas con
intercalaciones de basaltos que afloran como un fragmento o bloque tectónico de
interpretación estructural dudosa en el núcleo de un anticlinal. Por su edad, se considera
que esta unidad debe constituir el sustrato de las series paleógenas de la Sierra de Neiba.
La composición geoquímica de los basaltos (OIB-basaltos alcalinos intraplaca) sugiere
su correlación con la meseta oceánica del Caribe. El registro estratigráfico, más o menos
continuo, comienza en el Eoceno Inferior con el desarrollo de una extensa plataforma
carbonatada, relativamente uniforme, que fue el medio de depósito de la Fm Neiba y sus
equivalentes (Hernaiz Huerta et al., 2007a).
Como principales novedades se describe el Cretácico Superior, un conjunto
volcanosedimentario eoceno, y se precisa la estratigrafía de las Fm. Neiba y Sombrerito.
Finalmente, se comentan las implicaciones geodinámicas de la caracterización
geoquímica de las rocas volcánicas de la Sierra de Neiba, que ocupa una posición
intermedia entre el gran arco de islas Circum-Caribeño y su cuenca trasera (el Cinturón
de Peralta), al norte o noreste, y el plateau oceánico del Caribe, al sur (Mann et al.,
1991a).
Existen en la estratigrafía de la Sierra de Neiba varias estructuras que por su interés
Geológico y sus rasgos representativos se han elegido como puntos o lugares de interés
Geológico: la unidad de El Manguito, La Formación de Neiba, Conjunto
Volcanosedimentario El Aguacate de Neiba, La Formación Sombrerito, la unidad de
Majagual y los pasos mella (Hernaiz Huerta et al., 2007a).
20
6.1.1 L.I.G. Caño Ramillo, Sedimentos Lacustres Cuaternario
Este Lugar de Interés Geológico ya ha sido catalogado en el inventario de LIGs del
mapa geológico de Neiba (Nadège, 2004). El acceso al L.I.G. Caño Ramillo es fácil, por
la carretera Neiba-El Abanico; está ubicado a nivel de la intersección con el arroyo
Caño Ramillo (10 m de profundidad), este L.IG. Corresponde a un corte de 8 m en los
sedimentos lacustres del Cuaternario, con incrustaciones de muro a techo: arcillas,
arenas y arenas arcillosas. Se observan estratificaciones entrecruzadas con fragmentos
de arrecifes retrabajados y fósiles Fig. 6 (Nadège, 2004).
Figura 6. Foto Caño Ramillo: Sedimentos lacustres del Cuaternario (Nadège, 2004)
21
6.1.2 L.I.G. La Unidad del Manguito en el Río Manguito
Al igual que el anterior, este Lugar de Interés Geológico ya ha sido catalogado en el
inventario de LIGs del mapa geológico de Neiba (Nadège, 2004). Dentro del contexto
de la Sierra de Neiba presentamos un ejemplo de un Lugar de Interés Geológico que de
forma implícita se ha considerado en la literatura de las calizas de la Sierra de Neiba,
aunque datadas como Eoceno, podrían incluir la parte alta del Cretácico (Mann et al.,
1991b).
La unidad de El Manguito constituye una primera prueba y, pese a lo limitado de su
afloramiento, su datación y descripción tienen importancia singular. Su nombre se ha
tomado del río El Manguito en cuyo curso aflora 1 km aguas arriba de la represa donde
se inicia su encajamiento entre paredes de caliza de la Formación Neiba (s.l.). La serie,
muy plegada y desmembrada en bloques, está formada por calizas grises recristalizadas
en capas de 30 a 50 cm de espesor, alternando con lutitas pizarrosas negras y basaltos,
Las calizas son wackestones bioclásticos de globigerináceos, con una asociación de
Hedbergella sp., Hetterohelix sp. (cf. H. globulosa) y Globotruncana que determina el
Senoniense (Hernaiz Huerta 2004).
La unidad forma parte de un afloramiento más extenso de basaltos y brechas volcánicas
de composición básica perteneciente al Conjunto Volcanosedimentario Eoceno de El
Aguacate de Neiba, que se halla intercalado en la Fm Neiba brechoide y ocupa unos
500m a lo largo del cauce del río Maguito. Aunque la relación estructural de la unidad
cretácica de El Manguito con las rocas encajantes eocenas no está resuelta, existe la
posibilidad de que sea un fragmento de rocas cretácicas arrancado durante el ascenso de
los basaltos eocenos. (Hernaiz Huerta et al., 2007a)
La nueva cartografía de la Sierra de Neiba identifica el Cretácico Superior en un bloque
(Unidad de El Manguito) entre afloramientos de formaciones paleógenas (Hernaiz
Huerta 2004; Hernaiz Huerta et al., 2007a). La Unidad de El Manguito consiste en
alternancias de calizas grises recristalizadas y lutitas negras que intercalan basaltos de
afinidad oceánica (Escuder Viruete, 2004), correlacionables con la sucesión cretácica de
Bahoruco (p.e. Fm Río Arriba). Esta correlación permite interpretar la Unidad de El
Manguito como el sustrato de las series paleógenas de la Sierra de Neiba, y ello permite
prolongar al menos hasta esta sierra, la extensión del plateau oceánico del Caribe
(Hernaiz Huerta 2004, Hernaiz Huerta et al., 2007a).
22
6.2 Contexto Karst Tropical en Republica Dominicana
El karst Tropical en Republica Dominicana puede considerarse un Contexto Geológico
de gran importancia ya que en este país se encuentran una diversidad de esas formas de
relieve originadas por meteorización química de determinadas rocas, como las calizas,
dolomías y los yesos etc. compuestos por minerales solubles en agua. El mogote
kárstico es una manifestación geomorfológica típica de la zona intertropical de la Tierra
(del Olmo y Artigas, 2003).
El término “mogote” y sus derivados “mogote kárstico” o “karst de mogotes” está
ampliamente extendido en la región Caribe y en América Central para identificar cerros
o colinas de dimensiones de decenas de metros que, al localizarse entre depresiones
ovaladas-circulares-en estrella, se individualizan nítidamente en el paisaje, y confiere al
ámbito geográfico donde se desarrolla un frecuente aspecto laberíntico. Regiones
características son Chiapas y Yucatán en México, Los Órganos en Cuba, Puerto Rico y
Cockpit en Jamaica. Conceptualmente, sin embargo, su implantación está poco
elaborada.
Los karst de mogotes se hallan representados en diferentes puntos de República
Dominicana entre la localidad de Imbert en la costa septentrional a la de Sabana de la
Mar al Sur de la bahía de Samaná, incluyendo la península del mismo nombre.
Tomando como referencia el karst de Los Haitises, se identifica una tipología de
kuppenkarst, kegelkarst y mogotes correspondientes a toda la evolución Plio-cuaternaria
(del Olmo y Artigas, 2003).
Conceptualmente, sin embargo, su implantación está poco elaborada. Así, Nicod y
Salomón (1990) plantearon el mogote, frente al kegelkarst, del que se mantiene muy
cerca, presenta una forma irregular, a menudo disimétrica con vertientes convexas y
menos altas. Estos mogotes aparecen sobre cualquier clase de caliza, a condición de que
presente facies puras, con especial frecuencia en las de carácter arrecifal, y que su
espesor, por encima del acuífero, sea moderado (algunas decenas de metros o más). Los
factores que intervienen en la evolución son:
1. la tectónica, a través de la fracturación que condiciona el dispositivo y organización
de los mogotes.
23
2. la litología con la porosidad, composición química y textura petrográfica,
predominando en mucho de ellos, como se acaba de mencionar, su naturaleza arrecifal.
3. el acuífero que, en función de su profundidad, favorecerá el desarrollo de un karst
poligonal (capa freática profunda), o de llanuras de corrosión kársticas en las que a pie
de los mogotes se desarrollan entalladuras (encoches) funcionales o fusshöhle,
predominando el drenaje lateral y quedando bloqueado o taponado el horizontal, con lo
que se produce el encharcamiento de las dolinas (capa freática poco profunda).
4. la acción de la criptocorrosión, muy activa en la zona intertropical con bosques
ombrófilos que forma grandes cantidades de ácidos orgánicos bajo una lluvia que supera
2.000 mm.
La tipología que puede presentar este karst de colinas es mogote, kegelkarst, turmkarst y
kuppenkarst con sus diferentes modelos mixtos (Fig. 7).
Figura 7.Tipos de perfiles de colinas kársticas: 1. Mogote; 2. Kegelkarst o mogote con"mamelón" y muesca de disolución; 3. Kegelturmkarst; 4. Kegel con ruptura de vertiente en banqueta corrosiva; 5. Kegelkarst; 6. Kuppenkarst; 7. Turmkarst
Artigas 2003)
24
(del Olmo y
6.2.1 L.I.G. El Karst de Los Haitises
Dentro del contexto Geológico del Karst Tropical de la Republica Dominicana podemos
señalar un Punto de Interés Geologico muy importante por sus características
geomorfológicas y por su belleza natural, así como también porque en los actuales
momentos constituye un parque nacional protegido (Fig. 8).
El Parque Nacional de Los Haitises, se encuentra situado al noroeste de la República
Dominicana, enmarcado en la Bahía de Samaná y la cordillera oriental o sierra del
Seibo, de la cual forma parte. Los Haitises constituyen un karst (relieve en rocas calizas)
tropical en mogotes, característico de estas zonas climáticas de la Tierra. En su
morfología externa presenta colinas, corredores y valles, y en su morfología interna
cavidades, algunas de grandes dimensiones como las del litoral (del Olmo y Artigas,
2003).
La riqueza en fauna del Parque Nacional Los Haitises queda reflejada entre los
mamíferos por la presencia del manatí (Trichechus manatus) en los cayos de manglar, el
solenodonte (Solenodon paradoxus) pequeño mamífero insectívoro endémico de la isla
en el bosque, y los murciélagos en las cuevas. Entre los reptiles cabe destacar la
presencia de la boa (Epicrates striatus) y las tortugas marinas (Chelonia mydas,
Carrretta caretta, Dermocheylys coriacea). Dentro de la fauna, las aves son el grupo
más numeroso, 110 especies de las 270 totales del país, pudiéndose distinguir entre las
propias del manglar, garzas y otras zancudas.
La fauna de Los Haitises es de una gran variedad y la de mayor representatividad
nacional de todas las áreas naturales protegidas, debido a la diversidad de sus
ambientes. Los mamíferos están presentes en diferentes especies de murciélagos como
también en la jutía (Plagiodontia aedium) y el solenodonte (Solenodon paradoxus);
ambas especies son endémicas y están amenazadas de extinción. Por ser un parque
costero-marino, contiene una avifauna sin igual, con una representación mayoritaria de
las especies de aves endémicas, nativas y migratorias que no se pueden encontrar en el
resto del país. Algunas de esas especies son el pelícano o alcatráz (Pelecanus
occidentalis), la tijereta (Fregata magnificens), la cotorra (Amazona ventralis), la
lechuza (Tyto alba), la lechuza orejita (Asio stygius) y otras, (del Olmo y Artigas
2003).
25
Figura 8. Mapa de la Republica Dominicana donde se muestra el área de los Haitises (http://caribe.viajesiberia.com,2009)
El Parque Nacional Los Haitises contiene elementos paisajísticos muy impresionantes
como son la Bahía de San Lorenzo, los diferentes cayos y las poblaciones de mangles.
Entre la Boca del Infierno y El Naranjo Arriba está localizado el Cayo de los Pájaros.
Este es fácilmente reconocido por la presencia, sobrevolándolo a poca altura, casi
permanente de las tijeretas y los pelícanos. Los árboles más altos crecen en el centro del
cayo, que es la parte más elevada. El copey es dominante y sus ramas horizontales son
usadas por las aves para percharse. El higo (Ficus aff. laevigata) y el almendro
(Terminalia catappa) componen la otra parte de los árboles (Fig. 10).
Los karst de mogotes se hallan representados en diferentes puntos del país, Sin embargo
sus manifestaciones no son equivalentes, y desde el turmkarst al oeste de Puerto Plata
hasta el kuppenkarst de Río San Juan, pasando por los kegelkarst de Jamao, Samaná y
Los Haitises, su extensión, posición y respuestas morfológicas son diferentes, aunque
todos ellos dentro de un régimen climático hiperhúmedo como denominador común. Un
caso particular de esta morfología lo constituye el piedemonte carbonatado meridional
del sistema Central en San Cristóbal, donde se pueden apreciar diferentes rasgos de
disolución y karstificación dando morfologías de kuppenkarst (Fig. 9).
26
Figura 9. Esquema geomorfológico y elementos del karst tropical de colinas de Los Haitises: 1. Haitises o mogotes (colinas
kársticas); 2. Depresiones: dolinas, uvalas, macrouvalas y poljes; 3. Jagüey (depresión kárstica inundada); 4. Furnia (sima, pozo);
5. Consumidero (pérdidas); 6. Farallón; 7. Mamelón; 8. Cayo; 9. Guácara (cavidad, cueva); 10. Gours; 11. Estalactitas y
estalagmitas; 12. Columnas; 13. Caos de bloques; 14. Encoche (erosión marina +1 m.); 15. Manantial; 16. Manglar (Del Olmo y
Artigas, 2003).
El área de Los Haitises constituye un karst refugio sin poblar hasta mediados del siglo
XX, a excepción de las comunidades indígenas en su sector litoral que ha sido poblado
desde antiguo. La propia identificación del relieve con los habitantes de la isla ha
desarrollado una terminología vernácula ligada a las distintas manifestaciones
morfológicas y de funcionamiento del karst, como jagüey, furnia, con sumidero, cayo,
guácara o el mismo nombre de Haití Se cree que hacia el siglo II d.C. llegan a las
cavidades de éste litoral pueblos con cerámica ostionoide, y posteriormente por los
pueblos de cerámica chicoide o taínos (Veloz, 1991; del Olmo y Artigas 2003).
Desgraciadamente durante el siglo XIX se expoliaron gran parte de los yacimientos, sin
que se dejase testimonio escrito que pudiera ayudar a interpretar los restos
arqueológicos, entre los que se encontraban además de cerámica varias osamentas
humanas. Tras esta ocupación inicial, el karst de Los Haitises permaneció deshabitado
hasta mediados del siglo XX, iniciándose entonces incursiones ilegales que afecta a sus
formaciones vegetales, incrementándose a partir de la década de los 70 hasta alcanzar su
máximo impacto en los años 80, reduciéndose su masa de bosque a un 20%. El
desarrollo de un Plan de Manejo por parte de la Cooperación española (AECI) entre
1989 a 1994 y el desarrollo de un programa de Uso Público para Visitantes (Cámara,
1992) que puso en valor las cavidades y el conjunto del karst de Los Haitises (Cámara,
1991,1994).
27
La composición litológica y estratigráfica del geosistema kárstico de Los Haitises está
definido por las formaciones Haitises con caliza arrecifal masiva, Cevicos con caliza
arrecifal medianamente arcillosa y algunos pisolitos,Yanigua con margas azules con
lignito y ámbar a techo y de forma dispersa, areniscas y areniscas calcáreas, caliza
arcillosa con restos de corales y gasterópodos. Éstas se hallan sobre la granodiorita “El
Valle” (87-95 Ma) que aparece entre las colinas de karst con un modelado en inselberg
(Loma Clara al Sur y Loma Deseada al Este). (Brouwer, 1982; Bourdon, 1985; Dolan,
1991).
La karstogénesis activa de Los Haitises está controlada por el desarrollo hidrokárstico
del bloque basculado hacia el mar. Una relación estrecha se establece entre los uvalacenote y los conductos subhorizontales hacia las surgencias litorales. Esta actividad ha
desarrollado la morfología de los mogotes disimétricos y abierto los principales
corredores de bogaz y dolinas. Aguas arriba de los uvalas-cenotes el desarrollo del karst
está condicionado por la superficie de corrosión y los sistemas heredados endokársticos
de kegel y kuppenkarst (del Olmo y Artigas 2003).
Figura 10. Mogotes del Parque Nacional de los Haitises (Ministerio de Medio Ambiente Republica Dominicana 2010)
28
6.3 Contexto Geológico El Ámbar de Republica Dominicana
El ámbar es una resina vegetal fosilizada, producto residual de algunos árboles
prehistóricos.
Forma
depósitos
en
cuencas
sedimentarias
conformadas
por
intercalaciones de lutitas y areniscas de las formaciones Yanigua y el Complejo puerto
Plata de edad Eoceno Mioceno (Rice, 1981).. Por consiguiente podemos considerar al
ámbar dominicano como un Contexto Geológico
Este tipo de yacimiento se localiza y explota en la Cordillera Septentrional, provincia de
Santiago, al Norte del país en la comunidad de Los Cacaos y Palo Alto y en la
Cordillera Oriental, Provincia de Hato mayor en el municipio de El Valle, al Este del
país. La explotación de estos yacimientos se realiza de manera artesanal, a través de
labores mineras subterráneas principalmente formadas por pozos y socavones (Fig. 11).
Los mineros que intervienen en estas explotaciones se agrupan en cooperativas, las
cuales han sido asistidas con asesoría técnica y equipos mecánicos por la gestión actual
de la Dirección General de Minería. La explotación de Ámbar atravesó un período de
baja producción, debido al gran cúmulo de escombros en los frentes de explotación,
durante el cual se registraron los niveles más bajos de extracción. La producción
promedio actual es de aproximadamente 300 lb/mes a nivel nacional, la cual se ha
incrementado considerablemente gracias a la asistencia recibida. Los criterios de
selección suelen ser los siguientes: coloración, transparencia, tamaño, inclusiones,
fisuras internas, dureza y fósiles (insectos y vegetales) (Iturralde-Vinent, 1996).
El ámbar es la única "piedra" semi-preciosa de origen vegetal y forma parte de la
historia dominicana, ha tenido presencia en la vida de los hombres de esta isla desde
tiempos inmemoriales, existiendo registros de esto en cada época. La creatividad de los
artesanos dominicanos logra utilizar plenamente las propiedades de esta "gema", con
sus características físicas y sus colores que parecen reproducir todos los matices y la
brillantez del Mar Caribe.
La República Dominicana es uno de los pocos países en el mundo que cuenta con la
existencia de ámbar auténtico, siendo la ciudad de Puerto Plata la mayor poseedora de
esta exótica piedra que forma parte de esta isla. Esta ciudad es denominada "La Costa
del Ámbar" por ser unos de los lugares de la República Dominicana donde se produce
ámbar (Iturralde-Vinent, 1996).
29
El ámbar podía algunas veces observarse en los cortes de carretera frescos o en los
lechos de los arroyos de la secuencia flysch del Eoceno en la Cordillera Septentrional,
pero a partir de hace algunas décadas, el intemperismo y la erosión han destruido los
afloramientos. Los campesinos recogen pequeñas cantidades extrayéndolo de los
afloramientos con los machetes, algunas veces cavando una cueva, pero únicamente en
muy pocas localidades existen verdaderas minas.
El minado del ámbar es muy intenso en La Toca, la cual está localizada en la cuesta
norte de una cresta de arenisca masiva, cubierta por una limolita que contiene el ámbar,
la cual puede continuarse en su trazo por decenas de kilómetros a lo largo de la
Cordillera Septentrional. Los túneles de mina se encuentran casi a unos 50 metros abajo
de la cresta de loma, y se desarrollan a partir de un talud de casi 60° de inclinación.
En las minas dominicanas de Yanigua, Municipio de Sabana de la Mar, el 26 de mayo
de 1979, por Juan de la Rosa se encontró la piedra de Ámbar más grande del mundo con
un peso de 6,36 kg (Iturralde-Vinent, 1996).
Figura 11. Ámbar azul en su forma natural y la manera de extracción del mismo (http://mibahia.net/?p=59866, 2012)
30
6.3.1 L.I.G. El Ámbar de Yanigua
La zona más productiva de la Cordillera Oriental en su parte Este. Allí y a pocos
kilómetros de la población de El Valle (provincia de Seibo) y hacia el oeste, se
encuentra el poblado de Yanigua que da nombre a la formación geológica y desde luego
al grupo minero que beneficia el Ámbar (Iturralde-Vinent, 2001).
La formación denominada Yanigua es la que marca el interés económico, pues allí se
encuentra el Ámbar de la región. Los sedimentos que la forman constituyen una
plataforma somera, muy inestable, con línea de costa variable y con diferencias notables
en cuanto a espesores y composición de los sedimentos depositados en cortos espacios
de tiempo y con importantes variaciones laterales.
Destacan los lugares de "El Cuatro", formado por 5 pozos de poca envergadura; "El
Afloramiento", lugar en donde se aprecia con todo lujo de comodidades la serie
productiva y las antiguas explotaciones, hoy abandonadas por la prohibición de efectuar
labores mineras en un espacio protegido.
En estos grupos el Ámbar aparece dentro de un nivel arenoso, en la proximidad de
verdaderos lechos de lignito muy continuos de unos (20 cm de espesor). Son frecuentes
las señales de ramas, hojas y la presencia de azufre y de pirita, el nivel productivo se
cubre de limolitas y lutitas conteniendo abundancia de restos de lamelibranquios
(mejillones, conchas de pregrino, almejas, ostras, etc.) presentando una tipología muy
característica de la Región. Además se han encontrado restos óseos en las
inmediaciones del nivel carbonoso (Fig.12).
En el extremo oriental de la Cordillera se encuentran los grupos mineros más
productivos de la región, compartiendo existencia con multitud de pozos abandonados.
La denominación general es la de Colonia San Rafael y abarca las zonas de "Mango
Limpio", "El 25", "El 23", "El 22" y "El 20". Todos ellos comprenden columnas
totalmente arcillosas, comenzando por tramos de color claro para pasar a niveles grises
y verdosos, en los cuales aparece abundante fauna de lamelibranquios a medida que se
aproxima al horizonte productivo. Además, cercano a él se han encontrado vértebras de
mamíferos, probablemente acuáticos, niveles con pirita, azufre elemental, yeso y sobre
todo materia orgánica (Iturralde-Vinent, 2001).
31
El lecho conteniendo Ámbar se sitúa en diversos niveles. El más abundante es el
constituido por arenas con materia orgánica, pero también se puede desplazar a las
limolitas grises con fósiles. En ambos casos la coloración del Ámbar es amarilla o
tostada. En el caso de aparecer en niveles arcillosos con materia orgánica transformada
en óxidos de hierro, la coloración se vuelve roja o azulada.
Por último, en el sector central de la Cordillera aparece el Ámbar dentro de la
Formación Yanigua en su parte superior (Fig. 13). El grupo lo componen dos
localidades: Cruce del Camarón y Sierra de Aguas. Ambas se encuentran cerca de la
población de Bayaguana y su producción es escasa e intermitente. Se han descrito en el
cuadrante de Monte Plata. En detalle, el Ámbar de la Cordillera Oriental aparece en las
siguientes condiciones: (Iturralde-Vinent, 2001).
1- envuelto con materiales orgánicos de toda clase (hojarasca, raíces, etc.) y con
eflorescencias de azufre elemental. Forma a veces piezas de tamaño más que mediano y
es muy irregular.
2- con material arenoso y restos vegetales. En este caso el tamaño del grano de cuarzo
nos habla de la energía del medio de deposición. Por ejemplo, en el denominado grupo
"El 23" los pozos no productivos contenían arena en granos de tamaño superior al
milímetro; 25 metros más al Sur se aprecian los horizontes arenosos con Ámbar y con
tamaños de arena bastante más finos.
3-en arcillas con restos de conchas fósiles y presencia de materia orgánica.
4-En arcillas grises próximas a los lechos de areniscas.
Figura 12. Ámbar en el nivel fosilífero de limonita (mango limpio, el Valle) (http//www.miprovincia.net/elseibo.2012)
32
Figura 13. Mapa donde se muestran los yacimientos del ámbar (Google Maps/Republica Dominicana, 2012)
6.3.2 L.I.G. Puerto Plata (El Ámbar Azul)
Los yacimientos mineros más importantes y ricos de Ámbar en el mundo.se encuentran
localizados en la provincia de puerto plata, al norte de la Republica Dominicana
(Fig.13) en la Cumbre de Yásica; área que posee yacimientos importantísimos de esta
resina, especialmente el ámbar azul, uno de los más cotizados a nivel mundial. (Iturralde
y Vinent, 2001).
Se estima que la edad de estos yacimientos de unos 26 millones de años. Es un Ámbar
muy apreciado por las joyerías más relevantes del mundo ya que esta resina vegetal
contiene fósiles prehistóricos de hace millones de años. En esta comunidad se pueden
encontrar ejemplares en los populares tonos amarillo-miel y además en otros tonos muy
preciados y menos comunes como el verde, marrón y azul oscuro. (Iturralde-Vinent,
2001).
Existen tres variedades de ámbar que se encuentran en la parte norte del país,
específicamente en la Provincia de Puerto Plata: Ámbar amarillo pálido y claro
extremadamente frágil, suave, sin materia vegetal o insectos. Ámbar amarillo menos
frágil, un poco más duro, con fracturas internas y materia vegetal. Y el Ámbar azul
bastante duro, con inclusiones de impurezas. (Fig. 14)
33
El ámbar azul es un ámbar que exhibe una coloración rara. Es más común en las minas
de ámbar en las montañas cerca de Santiago, República Dominicana. Aunque poco
conocido debido a su rareza, ha estado presente desde el descubrimiento del ámbar
dominicano Bajo en luz artificial, el ámbar azul aparece como el ámbar ordinario, pero
bajo la luz del sol tiene una intensa luz azul fluorescente. Cuando se mantiene contra el
sol aparecerá como el ámbar ordinario, y bajo la luz ultravioleta presentará un brillante
color azul lechoso. Este efecto puede ser comparado con el océano, que, aunque
transparente, puede aparecer cualquier cosa de color azul claro a azul oscuro a negro,
dependiendo de la profundidad, la masa, salinidad, etc.
El ámbar azul emite un olor muy agradable (moléculas aromáticas), que es diferente del
que presenta habitualmente el ámbar cuando está en proceso de corte y pulido. El ámbar
azul se encuentra solamente en un país: en el Caribe, en la República Dominicana. En
Jacagua, al pie de las montañas se encuentran las minas del ámbar azul, donde los
hombres cavan en la dura roca para extraer unos pocos pedazos de este valioso material.
También se encuentran otros tipos de ámbar en bruto, con diversos colores y
transparencias, desde el verde y amarillo, hasta el naranja y rojo
La luz ultravioleta se reemite como luz azul o verde, atribuida a la presencia de
moléculas aromáticas polinucleares (Hurlbut, C.S. y Kammerling, 1993)
Esto tiene mucho sentido, porque la mejor manera de probar si el ámbar azul es
autentico, es poniéndolo debajo de una lámpara ultravioleta que intensifique el color a
un cobalto-azul radiante. El ámbar azul se puede reconocer por un olor muy agradable
(moléculas aromáticas) que es diferente del ámbar habitual, cuando se está cortando y se
está puliendo. Una teoría liga el color del ámbar azul dominicano a la ocurrencia de la
ceniza volcánica o del polvo que era presente cuando la resina fue extraída por primera
vez hace millones de años del Hymenaea protera. Otra sugiere que debido a la lava
caliente de la actividad volcánica debe haber volado sobre
áreas donde el ámbar
habitual fue enterrado bajo tierra. Debido al calor extremo, el ámbar cambió su color
primero al verde y después al azul. Algunos experimentos han demostrado que ocurren
los cambios del color cuando el ámbar normal es calentado. (Iturralde-Vinent, 2001)
34
Figura 14. Ámbar Azul de la Republica Dominicana (Hurlbut, C.S. y Kammerling, 1993)
6.4 Contexto Cordillera Central
La Cordillera Central es el conjunto montañoso de más importancia en la República
Dominicana, su extensión en República dominicana es de 200 Km de longitud y 100
Km de anchura. La Cordillera Central atraviesa en dirección noroeste sureste y posee
los puntos más elevados de las Antillas (Escuder Viruete et al., 2004). Partiendo de la
Península de San Nicolás, en Haití, (con el nombre Massif du Nord), se extiende en
territorio dominicano desde Restauración y Loma de Cabrera hasta las inmediaciones de
Baní y San Cristóbal (Fig. 15). En esta cordillera nacen los ríos más largos y caudalosos
de la geografía dominicana: el Yaque del Norte, Yaque del Sur, río Yuna, Camú, Bao,
entre otros.
La Cordillera Central es del Cretáceo , con excepción de la ladera norte que surge en el
Oligoceno. En su origen fue una cadena de volcanes, por lo que está compuesta por
materiales de origen volcánico: andesitas, tobas, etc.
35
Figura 15. Mapa donde se muestra la cordillera central y el pico duarte (Http://www.google.com.do,2012)
La Cordillera Central alcanza su culminación en el pico Duarte, con 3.175 metros.
(Fig. 16). Le siguen en orden de menor categoría La Pelona, con 3.150 m; La Rusilla,
con 3.029 m; el Monte Gallo (2.500 m), Monte Mijo, 2.200 m; y Monte Tina, 2.059 m.
Un hecho geográfico bastante desconocido es que el eje principal de la Cordillera
Central pasa al Norte de Restauración y Constanza. Estas dos poblaciones, aunque
políticamente pertenecen a las provincias del Cibao, geográficamente están ubicadas en
la vertiente Sur de la Cordillera Central.
Respecto a la orientación de la Cordillera Central hay opiniones contradictorias. Para
algunos geógrafos esta cordillera se extiende en la dirección Este-Oeste, desde cabo
Engaño hasta la frontera. Para otros, su orientación es Noroeste-Sudoeste, y prefieren
llamarla Cordillera Oriental o del El Seibo, al ramal de la Cordillera Central que se
extiende hacia el Este.
Es el principal eje y núcleo montañoso del país y de la isla. Formada por materiales
calizos y volcánicos, se trata de una cordillera que se extiende a lo largo de 190 km por
tierras dominicanas, con una disposición noroeste-sureste, y con unas altitudes que son
las mayores de las Antillas). Muchas especies y formaciones vegetales desaparecidas en
las zonas bajas por la extensión de los cultivos, o amenazadas en la actualidad, se
conservan aún en estas montañas, que albergan los parques nacionales más extensos del
36
país: José Armando Bermúdez y José del Carmen Ramírez, junto a otras zonas
protegidas, como la Reserva Científica Ébano Verde, Vega Vieja o la Reserva Científica
de Valle Nuevo, sus principales valles son : Valle de Bao, Valle de Constanza, Valle de
Jarabacoa, Valle de Bonao, Valle de Villa Altagracia
Sus principales Ríos son: el Rio Artibonito. Rio Yaque del Norte, Rio Yuna, Rio Yaque
del Sur, en cuanto a su geología presenta rocas Ígneas de formación volcánica.
La vegetación es de bosque húmedo, donde se destaca el pino. La deforestación ha dado
paso a los cultivos de: café, cacao, pasto ganadero y frutos menores. Posee las presas de
Tavera, Bao, Valdesia, Sabana Yegua, Sabaneta, etc. En ella se encuentran los
balnearios: ríos Yaque del Norte, Bao, Yaque del Sur, Jimenoa, Agua Blanca, río
Blanco, Baiguate, Jicomé, etc. También tiene saltos de agua: Jimenoa, Agua Blanca, río
Blanco, Baiguate, Jicomé y cavernas con arte rupestre, destacándose las de Borbón.
La Cordillera Central Dominicana puede ser subdividida en varias unidades tectónicas
constituidas por rocas plutónicas, volcánicas y volcanoclásticas (Bowin, 1966, 1975;
Draper y Lewis, 1991; Lewis y Jiménez, 1991; Lewis et al., 1991; Hernáiz Huerta et al.,
2000). Parte de estas unidades conforman el Cinturón Intermedio de Bowin (1966), que
está constituido por el Complejo Duarte, el Complejo Río Verde, la Formación
Maimón-Los Ranchos y la Peridotita de Loma Caribe, Formación Basaltos de PelonaPico Duarte (Escuder-Viruete et al., 2007).
Figura 16. Cordillera Central (Ministerio de medio Ambiente Republica Dominicana, 2011)
37
6.4.1 L.I.G. Formación Basaltos de Pelona-Pico Duarte
El Pico Duarte es una montaña en forma de pico, con rocas sueltas ubicada en la
Cordillera Central (Fig. 17), la cual es el mayor de los sistemas montañosos de la
República Dominicana. El Pico Duarte 3.087 m.s.n.m., es el más alto del país y el
Caribe. La Cordillera Central se extiende desde las llanuras entre San Cristóbal y Baní
hasta el noroeste de Haití donde se le conoce como Massif du Nord. Las mayores
elevaciones de la Cordillera Central se encuentran en el macizo del Pico Duarte y en el
de Valle Nuevo.
En base a elementos traza inmóviles los basaltos de esta unidad se clasifican como
transicionales y alcalinos. (Escuder-Viruete et al. 2007).
Presentan una relación Ti/V>20, que aumenta pasando del campo de los basaltos
intraplaca al de los basaltos alcalinos. El carácter intraplaca y transicional alcalino del
volcanismo de estos basaltos presentan patrones similares a los OIB, con anomalías
negativas en K, Pb y P. Respecto a NMORB, se caracterizan por un fuerte
enriquecimiento en los LILE (Rb, Cs, Ba, Pb y Sr) y HFSE (Th, U, Ce, Zr, Hf, Nb, Ta y
Ti) Presentan relaciones K/Ba<20 (9,7-15) y Zr/Nb<10 (6,2-8,4) típicas de OIB
transicionales y alcalino (Escuder-Viruete et al. 2007).
Estas características los excluyen de procesos de subducción e indican una ausencia de
componente subdutiva en su petrogénesis, y presenta una elevada pendiente negativa,
moderado enriquecimiento en LREE y empobrecimiento en HREE, junto a una
anomalía positiva en Nb y negativa en Th, típicos de basaltos alcalinos. (EscuderViruete et al. 2007).
El enriquecimiento en LREE y Nb es consistente con variables tasas de fusión de una
fuente mantélica enriquecida, posiblemente relacionadas con una pluma. El mayor
empobrecimiento en HREE desde tipos transicionales a los alcalinos, refleja un
aumento en la profundidad de fusión, en la que el granate retiene las HREE en
proporción a su masa en el residuo (Escuder-Viruete et al. 2007).
38
Figura 17. Pico Duarte, Cordillera Central (http://exploradominicana.files.wordpress.com/2009/11/picoduarte4.jpg,2012)
6.4.2 L.I.G. Complejo Duarte
El Complejo Duarte ubicado en las inmediaciones de la cordillera central está
compuesto principalmente por metabasaltos, esquistos máficos y anfibolitas
relativamente ricas en Mg, Ni y Cr, junto con varias litologías relacionables con
protolitos sedimentarios como delgados niveles de metachert (Draper y Lewis, 1991).
A partir de la asociación litológica y los contenidos en elementos traza, Donnelly et al.
(1990), Draper y Lewis (1991) y Lewis y Jiménez (1991), establecen que se trata de una
isla o plateau oceánico de edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior, posteriormente
modificado por el magmatismo de arco-isla Cretácico Superior-Eoceno (arco II). Desde
un punto de vista geoquímico, los metabasaltos del Complejo Duarte presentan las
características de los basaltos de tipo E-MORB, como son un enriquecimiento en los
elementos litófilos de gran radio (LILE) y en las Tierras Raras Ligeras (LREE), así
como un empobrecimiento en las Tierras Raras Pesadas (HREE) respecto a N-MORB
(Lewis et al., 2000).
En base a los restos de radiolarios incluidos en los niveles de metachert, Montgomery et
al. (1994) establecen una edad Jurásico Superior (Oxfordiense-Titónico) para los
protolitos. Lapierre et al. (1999) obtienen en rocas de esta unidad edades edades
40
Ar/39Ar que sugieren una edad de 89 Ma para el plateau, por lo que relacionan el
Complejo Duarte con la Provincia Ignea Cretácica Caribeño-Colombiana. Lewis et al.
(1999) discrepan de esta interpretación y sostienen un emplazamiento tectónico pre39
Albiense para el plateau. Las edades obtenidas para las intrusiones máficas-ultramáficas
de Piedra Blanca (127 Ma, K/Ar en hornblenda; Bowin, 1975), Loma de Cabrero (123
Ma, K/Ar; Kesler et al., 1991b) y la Jautia (121.4±6 Ma, Ar/Ar en hornblenda; Hernaiz
Huerta et al., 2000), establecen una edad anterior para el Complejo Duarte encajante.
Las rocas básicas y ultrabásicas del Complejo Duarte son probablemente las más
antiguas del Cinturón Intermedio, ya que una edad Jurásico Superior ha sido establecida
a parte del mismo en base a los radiolarios presentes en niveles de chert intercalados
(Montgomery et al., 1994). Bowin (1975) y Palmer (1979) sugieren que el Complejo
Duarte representa un fragmento de corteza oceánica. A partir de la asociación litológica
y los contenidos en elementos traza, Donnelly et al. (1990), Draper y Lewis (1991) y
Lewis y Jiménez (1991), establecen que se trata de una isla o plateau oceánico de edad
Jurásico Superior-Cretácico Inferior, posteriormente modificado por el magmatismo de
arco-isla Cretácico Superior-Eoceno (Draper et al. 1996).
6.5 Contexto Cordillera Septentrional
La Cordillera Septentrional, segunda en importancia, se ubica en la parte norte en
dirección noroeste-sureste (Fig. 17 y 18). Su origen se ubica en los períodos miocenooligoceno de la era terciaria, prevaleciendo las rocas sedimentarias. Entre sus
elevaciones más significativas se destaca el pico Diego de Ocampo, con 1,229 m. Esta
cordillera es conocida también como Sierra de Montecristi. Se extiende en la dirección
Noroeste-Sudeste desde la vecindades de la ciudad de Montecristi hasta un poco más al
Este de las Aldeas de Arenoso y Rincón Molenillos, en Villa Riva (Pérez-Estaún, et al.,
2007).
La cordillera es relativamente joven, casi todas sus formaciones geológicas datan del
terciario, o sea de 1 a 60 millones de años mioceno-oligoceno, aunque algunos geólogos
consideran que es más antigua.
40
Figura 17. Cordillera Septentrional, Republica Dominicana (http://caribe.viajesiberia.com,2009)
Esta cordillera está separada de la de Samaná por una faja pantanosa de unos 12
kilómetros de ancho, conocido con el nombre de Pantanos del Gran Estero.
Al iniciarse cerca de Montecristi, comienza en una serie de colinas bajas, que van
ascendiendo a medida que se avanza hacia el Este. Primero aparece el pico Murazo o
Jicome, frente a la población de Esperanza y el central azucarero de esa población,
también el morro de Montecristi (Fig. 17) La Cordillera Septentrional presenta
pequeños afloramientos pre-cenozoicos, de rocas volcánicas y plutónicas, afloramientos
de los complejos de rocas metamórficas de alta presión de Puerto Plata y Río San Juan,
en una mèlange ofiolítica, afloramientos de rocas peridotóticas serpentinizadas y sobre
todas estas rocas y extensamente, las rocas sedimentarias discordantes cenozoicas
(Mann et al., 1991a).
Los complejos de alta presión con eclogitas, esquistos azules y mezclas ofiolíticas, que
afloran en la Cordillera Septentrional y en la Península de Samaná forman parte de la
cuña colisional extrusiva que se forma entre la Placa Norteamericana y la Placa del
Caribe (Pérez-Estaún, et al., 2007).
Las rocas metamórficas que constituyen el registro del complejo colisional entre el arco
caribeño y la Placa de Norteamérica de la Cordillera Septentrional que forman parte de
41
la cuña extrusiva de complejos colisionales (Chemenda et al., 1996), evidencian la
existencia de una zona de subducción, donde el margen meridional de la Placa de
Norteamérica fue subducido hacia el SO bajo la placa Caribeña y fue exhumada
posteriormente durante la colisión (Pérez-Estaún, et al., 2007).
Al sur del cinturón metamórfico de alta presión, se encuentran las rocas ígneas y
metamórficas del arco isla que están regionalmente cubiertas por rocas sedimentarias
siliciclásticas y carbonatadas cuya edad comprende desde el Eoceno hasta la actualidad,
y que postdatan la actividad magmática subductiva y registran la colisión oblicua arcocontinente (Pérez-Estaún, et al., 2007).
Figura 18. Cordillera Septentrional, Republica Dominicana (http://www.acqweather.com/imagenes.htm)
6.5.1 L.I.G. Terreno Tectónico Puerto Plata -Pedro García – Cordillera Septentrional
Este terreno tectónico está constituido por rocas metamórficas. Ubicado en la
comunidad de Pedro García provincia Puerto Plata, Está delimitado al SW por la RGFZ
(Rio Grande fault zone) que se conecta a la CFZ (Camu fault zone) y al sur por la SFZ.
También en este sector hay transcurrencia a lo largo de estructuras E-W (las más
frecuentes en el área) y transpresión sobre fallas subverticales a lo largo de estructuras
marcadas por lineamientos WNW-ESE (N100°-110°), paralelos a la RGFZ. Estos
últimos lineamientos resultan más evidentes en las rosas considerando solo los datos
mayores de 4 km y esto indica que son estructuras de gran persistencia (Chiesa, 2001).
42
También, siempre aparece una pequeña, pero bien marcada, familia de lineamientos NS. El hecho de que va desapareciendo en el diagrama de los lineamientos mayores de 4
km muestra que esta familia está constituida sobre todo por lineamientos pequeños.
Estos lineamientos N-S podrían corresponder con fallas laterales secundarias (R1)
derechas que se formaron entre las principales fajas de cizalla con movimiento
izquierdo y rumbo E-W.
Los lineamientos NE-SW son poco evidentes en las rosas y podrían corresponder con
fallas extensionales. La mayoría de las estructuras se observan en rocas recientes pliopleistocénicas (Chiesa, 2001).
6.6 Contexto Cordillera Oriental (Sierra de El Seibo)
La Sierra del Seibo es el conjunto de sierras que corren en la dirección Oeste-Este,
desde Cotuí hasta más allá de Higüey. En su extremo occidental, o sea, de Cotuí hacia el
Este, la Sierra de El Seibo es de topografía cárstica. La denominación de este lugar
proviene de su parecido con una región oriental de la costa del mar Adriático, en Europa
(Fig. 19).
La sucesión del Cretácico Superior de la Cordillera Oriental de la República
Dominicana contiene cerca de 6 km de rocas volcanogénicas sedimentarias y volcánicas
depositadas en un sistema de talud sobre el extinto arco volcánico del Cretácico Inferior.
Está limitada por dos discordancias que permiten caracterizarla como una secuencia
deposicional. La inferior es consecuencia de los procesos de disgregación gravitacional
que acompañan la formación del talud submarino; la superior se debe a la truncación
subaérea de estructuras contractivas (García-Senz et al., 2007a).
La Cordillera Oriental está conformada principalmente por rocas cretácicas generadas
en un ámbito de arco insular. Las más antiguas corresponden a las rocas volcánicas y
volcano-sedimentarias de la Fm Los Ranchos (Cretácico Inferior) que afloran
extensamente en el sector occidental (Bourdon, 1985; Escuder Viruete et al., 2006),
sobre las que se dispone el conjunto sedimentario y volcano-sedimentario de la Fm Las
Guayabas, que junto con las rocas carbonatadas de la Fm Río Chavón (Cretácico
Superior) constituyen la práctica totalidad de los afloramientos del sector oriental
43
(García-Senz, 2004; García-Senz et al., 2007a); en el sector central, entre ambas
formaciones se interpone el nivel calcáreo de la Fm Hatillo (Díaz de Neira, 2007).
Una parte de esta región, llamada Los Haitises, es muy accidentada y difícil de habitar.
En Los Haitises las lluvias son muy abundantes, pero no se observan ríos en la
superficie. El drenaje se efectúa en la forma subterránea. Las lluvias al disolver la roca
caliza han realizado un fuerte trabajo de erosión interna, la minería está representada
principalmente por explotaciones de ámbar y lignito.
Esta región cárstica la hemos incluido como parte de la Cordillera Oriental. Se
diferencia del resto de la cordillera tanto por su topografía como por la edad de sus
materiales. Los Haitises son de formación miocena, mientras que la Sierra de El Seibo o
Cordillera Oriental es cretácica (Díaz de Neira, 2007).
La Cordillera Oriental es el único sistema montañoso del sector este de La Española,
habiendo adquirido su actual fisonomía a lo largo del cuaternario. Durante el Plioceno,
la región constituyó un archipiélago de pequeñas islas que emergerían de una
plataforma arrecifal cuyos restos constituyen la Llanura Costera del Caribe y Los
Haitises. La elevación de la cordillera ha sido debida principalmente a la acción
neotectónica en relación con la falla Meridional de Samaná, el conjunto de fallas del
borde sur y la falla del Yabón. Los agentes externos también han actuado con intensidad
en el modelado regional, predominando los procesos de erosión fluvial y argilización en
la cordillera, así como de karstificación en Los Haitises. La superficie de Miches
destaca entre los numerosos restos de superficies de erosión, correlacionándose con la
superficie superior de Los Haitises (Díaz de Neira, 2007).
La Cordillera Oriental Dominicana cuya ubicación en el ámbito caribeño, de
permanente actividad geodinámica al menos desde el Cretácico Inferior, ha provocado
cambios drásticos recientes en su relieve, lo que confiere al estudio de su evolución
geomorfológica un gran interés científico. En concreto, resulta destacable que, pese a la
gran eficacia de los procesos externos como factores destructores del relieve, sean los
procesos internos los que han prevalecido, alzando la región como una cordillera en un
período de tiempo que no se remonta más allá del Plioceno (Díaz de Neira, 2007).
44
Figura 19. Cordillera Oriental, Republica Dominicana (García-Senz et al, 2007b).
6.6.1 L.I.G. El Piedemonte de la Cordillera Oriental
Ubicado en la cordillera oriental este L.I.G. se trata de una superficie de erosión
degradada, de cotas cercanas a los 100 m, encajado en la superficie de la cordillera y
que parte de la confluencia entre el río soco y su afluente el Seibo, de entre la que
destacan una serie de pequeños cerros cónicos, resultado de procesos de erosión
selectiva, y numerosas elevaciones lineales de origen litoestructural desigualmente
repartidas. El principal factor de degradación ha sido el encajamiento de la red fluvial
emergente de la cordillera. Las elevaciones lineales corresponden a resaltes de capas
duras monoclinales y verticalizadas, que se presentan como cuestas, hog backs, crestas
y barras, elaboradas a favor de niveles de areniscas de la Fm Las Guayabas (Díaz de
Neira, 2007).
Existe un amplio dispositivo de conos de deyección y abanicos aluviales jalonando los
diversos relieves, destacando el abanico del río Soco. Dicho abanico constituye la
superficie de arranque de la incisión de la red fluvial actual, cuyos principales cursos
muestran carácter consecuente, a diferencia de una buena parte de sus afluentes, de
carácter subsecuente por adaptación a la dirección de los niveles resistentes. El Soco es
su principal exponente, mostrando su afluente el río Casuí (Díaz de Neira, 2007).
45
6.7 Contexto Sierra de Bahoruco
La Sierra de Bahoruco tiene una superficie de 1,126 Km2 Esta Sierra constituye el
extremo oriental de una cordillera sumergida que parte de América Central, pasa por
Jamaica, cruza el Canal del Viento en Haití, y termina en República Dominicana con la
Sierra de Bahoruco (Fig. 20), Esta cordillera emerge al sur de la Isla Hispaniola,
creando la Península de Barahona en la República Dominicana y su parte más alta se
eleva hacia el Oeste penetrando en la República de Haití, en donde se conoce con los
nombres de Massif de La Selle y Massif de la Hotte. En la parte que recorre el territorio
Dominicano, se conoce como Sierra de Bahoruco (Hernaiz Huerta et al., 2007b).
La estructura del margen norte de la Sierra de Bahoruco se caracteriza por
una
disposición monoclinal hacia el N/NE o suavemente plegada de las series calcáreas de
Neiba superior y Sombrerito y por el desarrollo de un frente de deformación asociado a
cabalgamientos sobre la cuenca de Enriquillo; así como por la presencia de fallas
rectilíneas de dirección NO-SE con movimiento vertical inverso y en dirección que
modifican este frente y producen la compartimentación del flanco en bloques
progresivamente más elevados hacia el interior de la sierra y ligeramente cabalgantes
hacia el exterior de la misma (Hernaiz Huerta et al., 2007b).
La tendencia monoclinal hacia el N/NE o suavemente plegada de las series calcáreas de
Neiba superior y Sombrerito es característica del Bahoruco central Los pliegues tienen
orientación NO-SE con flancos entre 10º y 30º cortados por fallas inversas hacia el NO,
en Jimaní, los pliegues presentan una disposición escalonada derecha con trazas axiales
E-O que se interrumpen contra una falla situada en Haití.
El contacto entre la Sierra de Bahoruco y la cuenca de Enriquillo es un sistema de fallas
con componente inversa, que sumada al relieve estructural producido por el plegamiento
supera 3.000m en las transversales orientales (Las Salinas, Barahona), al que hay que
añadir 2.000 m de profundidad hasta el centro de la cuenca de Enriquillo (Mann et al.,
1999), mientras que el desplazamiento en dirección, más difícil de estimar, no supera 1
ó 2 km (Hernaiz Huerta et al., 2007b).
El desplazamiento vertical es máximo en la transversal de Las Salinas, donde el
cabalgamiento sobre la Fm Angostura forma un flanco fallado subvertical. Los
contactos con algunas de las formaciones adyacentes (p.e. la Fm Jimaní) son
46
sustractivos, sugiriendo movimientos halocinéticos de las evaporitas de la Fm
Angostura hacia el SE, en la transversal de Barahona, la geometría del frente se ha
interpretado como un cabalgamiento de plano subvertical enterrado bajo los depósitos
cuaternarios, que superpone la Fm Neiba superior sobre la Fm Trinchera, con un salto
superior a 3.000 m (Hernaiz Huerta et al., 2007b).
La sierra es un macizo de origen volcánico de edad cretácica y cubierto por una capa de
materiales calcáreos de origen marino, esto quiere decir que toda la sierra estuvo alguna
vez sumergida bajo el mar y en su mayoría habitada por corales que dejaron su huella en
los sedimentos.
La sierra está formada por un complejo de fallas tectónicas producto del choque de las
placas del caribe y del atlántico, elevándose y saliendo del mar. Esto hace que podamos
encontrar rocas a más de 2.000 metros de altura que a simple vista se notan restos de
corales (Hernaiz Huerta et al., 2007b).
Los puntos de interés geológico de la sierra de Bahoruco son el Hoyo de Pelempito y
la Bahía de las Águilas, así como los yacimientos de bauxita y Larimar. La sierra
comprende una zona de montañas altas, de alrededor de 2.400 Km2
Figura 20. Parque Nacional Sierra de Bahoruco, (Republica Dominicana http://ecoturismodominicanosuroeste, 2009).
47
6.7.1 L.I.G. Minas de Larimar (Sierra de Bahoruco)
El yacimiento de Larimar de Los Checheses se encuentra en la Sierra de Bahoruco,
provincia de Barahona en la parte Sur del país, es de fácil acceso por la carretera Santo
Domingo - Barahona. Los explotadores de la mina se agrupan en dos asociaciones: La
Cooperativa, que posee unos 170 afiliados y La Asociación de Productores de Larimar,
que posee 100 socios, pero que de esta actividad se beneficiarán de manera directa e
indirecta aproximadamente unos 1500 campesinos dinamizando la economía del
entorno (Fig. 21).
El Larimar se ha convertido en una señal de identidad de la República Dominicana.
Desde el punto de vista mineralógico el Larimar es una pectolita silicato calcosódico,
Ca2Na [Si3O8OH] cuyo proceso de formación es una fase tardía de formación de fluido
con pectolita equivalente a una lixiviación de la materia orgánica con captura del cobre
reducido y la deposición de cierta cantidad de manganeso obtenido de los sedimentos o
brechas volcánicas, condicionando así su coloración definitiva. Las pectolitas tienen una
coloración en tonos verdes y su variedad más apreciada adquiere una tonalidad
turquesa. Su atractivo color así como su dureza, aptitud al pulido y su brillo hacen de
esta piedra un excelente material de joyería. La personalidad del Larimar está
asegurada, al ser esta variedad de una singularidad total, no encontrándose este mineral
coloreado en tonos azulados en ningún otro lugar del planeta (Espí, 2007; Hernaiz
Huerta et al., 2007b).
El afloramiento del criadero de Los Checheses está circunscrito a una estrecha banda de
materiales volcánicos que, a favor de una gran falla E-W, descubre debajo de la serie
carbonatada eocena una pila de episodios volcánicos. Este alargado lentejón aflorante
forma parte de una banda de deformación compuesta de unidades estructurales
comprendidas entre fallas del mismo tipo con efecto de cizalla y que transcurren con
dirección E-O o ENE-OSO a lo largo de bastantes kilómetros (Espí, 2007).
La minería del Larimar posee una antigüedad de 32 años, sin embargo, en muy poco
tiempo se ha notado una evolución en sus sistemas de explotación. La metodología
empleada se encuentra condicionada por varios factores:
 El escaso espesor y la irregularidad de la capa portadora del Larimar ("la veta")
 El no uso de explosivos ni de aire comprimido en el avance
48
 En muchos casos, la debilidad de los hastiales que envuelven a la capa
portadora, que necesita del mínimo hueco posible
 La precariedad de los elementos auxiliares de aireación y de desagüe
Con esas limitaciones, la única posibilidad de explotación, consiste en avanzar con la
máxima pendiente, a través de la capa arcillosa que contiene el Larimar, dejando el
mínimo espacio posible y, además, dejarlo sin rellenar, ya que en un salto adelanten en
el método de explotación empleado desde los últimos años, ha sido el enmaderar casi
todo el recorrido de la galería. En definitiva, el ciclo de una unidad de explotación ("el
hoyo") comienza con la apertura de una pequeña galería en el derrubio o escombro que
tapiza toda la superficie del bloque minado y seguidamente realizar un pozo a veces, se
complica algo más y se construye un contrapozo a cierta profundidad, después de
avanzar por un nivel de poca producción (Espí, 2007).
Figura 21. Larimar en su forma natural y la mina enmaderable (Espí, 2007)
6.7.2 L.I.G. Yacimientos de Bauxita (Sierra de Bahoruco)
Los yacimientos de bauxita están ubicados en la sierra Bahoruco, provincia de
pedernales, en la región sur del país, las reservas de bauxita en Pedernales República
Dominicana son de varios millones de toneladas. La empresa minera Sierra Bauxita
Dominicana SBD, actualmente está minando un depósito abierto y continúa loas
operaciones y estas pueden incrementarse cuando se requiera una capacidad adicional.
Continuamente la Dirección General de Minería lleva a cabo exploraciones mediante
49
perforaciones en áreas conocidas de depósitos profundos, reservando esta información
para futuras explotaciones mineras. Una vez el permiso sea otorgado, SBD continuará la
exploración y la definición de los cuerpos minerales (Fig. 22).
Desde los 60 hasta finales de los 80, la bauxita fue minada y exportada desde la
República Dominicana por la Alcoa Corporation, Durante ese tiempo la infraestructura
básica fue construida y está en uso todavía hoy incluyendo el acceso a la mina, que es a
cielo abierto, los caminos de acarreo, el puerto y las facilidades de carga. La Alcoa minó
y exportó más de 30 millones de toneladas mientras operaba la mina. Cuando esta
empresa terminó sus operaciones, donó la mina y las facilidades al Gobierno. En el
2007, Sierra Bauxita Dominicana (SBD), firmó un acuerdo con el Gobierno, por 12
años, para explorar, minar y exportar la bauxita (Espí, 2007).
Toda la bauxita de la región de Pedernales puede ser caracterizada como “Bauxita
Caribeña”. Similar a los depósitos encontrados en Jamaica, esta bauxita tiene un más
alto contenido en hierro y más bajo en sílice. La bauxita de grado metalúrgico es menor
en sílice que la bauxita grado cemento o no-metálica, que es ideal como materia prima
para la manufactura del Cemento. La bauxita también es materia prima para la
fabricación del aluminio (Hernaiz Huerta et al., 2007b).
Figura 22. Vista de los depósitos de bauxita, pedernales (Dirección General de Minería Republica Dominicana, 2009).
50
6.7.3 L.I.G. El Hoyo de Pelempito
EL Hoyo de Pelempito situado en la Sierra Bahoruco, tiene una profundidad de 700
metros y en el centro de observación se registran temperaturas desde 25 hasta cero
grado centígrado. Este L.I.G. forma parte de dos contextos geológico estudiados en el
presente trabajo, el Karst Tropical y la Sierra de Bahoruco.
Como parte de la Sierra de Bahoruco el Hoyo del Pelempito, el cual fue siempre un
sitio misterioso para las pocas personas que oyeron hablar de él. Este singular fenómeno
natural es el resultado de varias fallas geológicas y el hundimiento de un inmenso banco
de coral emergido del océano. El hoyo tiene una forma triangular de 2.5 kilómetros de
ancho por 7 de largo. El fondo del mismo se encuentra a 348 metros sobre el nivel del
mar, en tanto que los bordes más altos de las montañas circundantes sobrepasan los
1800 metros de altura, lo que indica una depresión de más de 1500 metros de
profundidad. El fondo del hoyo tiene una superficie de 10.28 kilómetros cuadrados,
mientras que la cuenca tiene un área total de 177 kilómetros cuadrados (García, 2003).
Esta depresión se ha formado por la convergencia de dos grandes fenómenos regionales:
un extenso sistema de fallas normales que se orientan en dirección Nordeste-Sureste y
que define paredes prácticamente verticales y escalonadas en una secuencia que permite
considerar a Pelempito como Lugar de Interés Geológico, con tres fallas principales en
su extremo noreste y una falla principal en su extremo suroeste. El sistema de fallas en
cuestión se acuña hacia el noroeste y se abre en forma de abanico hacia el suroeste,
siendo el Hoyo de Pelempito el área de bifurcación de este extenso sistema de fallas que
corre a lo largo del eje de la Sierra de Bahoruco.
Un amplio proceso de erosión por disolución de las calizas eocénicas allí expuestas,
algunas de las cuales son muy susceptibles a los fenómenos de disolución cársica, por lo
que tienden a formar múltiples sumideros, a través de los cuales se infiltran las aguas
que corren por los pequeños cauces en períodos lluviosos.
La precipitación anual es de unos 1.200 milímetros, pero la humedad relativa es alta
debido a la presencia de neblinas en determinadas épocas del año. Una de las especies
vegetales prevalecientes es la hierba llamada aceitillo (Schyzachyrium gracile), y de ahí
vienen los nombres de Loma del Aceitillar y Hoyo del Aceitillar, para esta parte de la
Sierra de Bahoruco (García 2003).
51
6.8 Contexto Sierra de Yamasá
En la bifurcación hacia el este de la cordillera Central aparece la sierra de Yamasá, que
culmina en la loma de Siete Picos o Siete Cabezas y Mariana Chica, fáciles de
reconocer cuando se viaja al Cibao, mirando hacia el Norte al salir de la capital. (Fig.
25) La sierra de Yamasá, al igual que la cordillera Central, es muy antigua, y se
compone de rocas volcánicas cretácicas. Debido a las intensas lluvias que caen en esta
región montañosa, así como las elevadas temperaturas del trópico, las rocas madre se
han desintegrado, como resultado de una fuerte oxidación (Marcano, 2009).
En el inicio de la sierra de Yamasá, específicamente en las lomas Piedroso, Rancho de
Yagua, Los Siete Picos, El Pilón, Novillero y La Cuaba nacen importantes arroyos,
como son: Palmarito, Piedra, Rancho de Yagua, Culebra, Molino y Novillero. El clima
es tropical húmedo de bosque. La Vegetación originaria de bosque húmedo, sustituida
por cultivos permanentes y temporales. Se cultiva Café, cacao, pasto ganadero, frutos
menores, etc. Es el sistema montañoso de República Dominicana de mayor explotación
minera, principalmente el ferroníquel por la Falconbridge, el oro y plata por la Barrick
Gold, actualmente proyecto minero de Pueblo Viejo, y anteriormemente explotado por
la Rosario Dominicana. También existen yacimientos de hierro, cobre, mármol, etc. Los
balnearios: Ríos Yuna, Maimón y otros. La caverna de la Guácara del Comedero una de
las más ricas del área del Caribe (Marcano, 2009).
La llanura confirma en su parte norte con el macizo montañoso de la cordillera central,
las lomas de la sierra de Yamasá tienen una fracción de poca longitud de las colinas de
la plataforma cárstica de los Haitises y las terrazas aluviales altas del pie de monte de la
cordillera oriental, los suelos se han formado a expensas de varios materiales desde
calizas, tobas, tonalitas, cuarzodiorita, al extremo noreste; basaltos, tobas andesiticas y
otras rocas volcánicas hacia el extremo oriental. El grado de desarrollo de los suelos de
la sierra de Yamasá es también variado; por lo general, las rocas formadas a expensas de
calizas son pocos profundas, tienen topografía muy alomada y están agrupadas en la
asociación Santa Clara. Los suelos calcáreos que tienen topografía mas accidentada, se
han agrupado en la asociación Guanuma-Elmhurst (Stagno, et al., 1981).
52
6.8.1 L.I.G. Minas de Pueblo Viejo
El Oro en los lechos y terrazas de los ríos del país ha sido el único recurso mineral
explotado en la época precolombina. Las áreas más importantes son las de Miches en la
parte este del país, la cuenca del Río Mao (Monción) algo más al Oeste, el valle del Río
Haina en Villa Altagracia y San Francisco de Macorís en el Centro –Norte (Nelson et
al., 2001).
Pueblo Viejo, en la provincia Sánchez Ramírez (Cotuí), perteneciente a la Sierra de
Yamasá y de Monseñor Nouel (Bonao), ubicada a 100 Kms. de Santo Domingo. En el
lugar de la antigua operación de Rosario Dominicana, se comienza a desarrollar el
proyecto Pueblo viejo, reserva minera de clase mundial y uno de los más grandes
depósitos de oro no desarrollados Los depósitos de oro del Distrito de Pueblo Viejo
representan uno de los recursos de oro y plata más grandes del mundo, por lo que son de
interés especial para los geólogos de exploración (Fig. 23) (Nelson et al 2001).
Rosario Dominicana explotó los depósitos de óxido de Pueblo Viejo desde 1975 hasta
su agotamiento en 1999 y desde entonces, la mina y la planta cesaron sus operaciones.
La producción de oro de la mina de Pueblo Viejo ha sido en promedio de unas 200.000
onzas anuales desde que comenzó la operación a cielo abierto en el 1975. Durante los
años 1976 y 1981 se alcanzaron picos de más de 410 000 onzas. Sin embargo, a medida
que la reserva de óxido se agotaba gradualmente, tanto el tonelaje como la proporción
recuperada de oro caían a mediados de los años 1980. Pueblo Viejo cerró en 1993,
reabrió en 1994, operó reducidamente por varios años y cerró otra vez en 1999. Se
obtuvo una producción total, hasta 1996, de 5 335 918 onzas de oro y 24 422 758 onzas
de plata (Ruiz 1997).
El yacimiento de Pueblo Viejo es de tipo volcanogénico (VMS) y está encajado en las
rocas de la Fm (Childe, 2000). La mineralización se encuentra relacionada espacial y
temporalmente con una serie de domos volcánicos del Cretácico Inferior. En el Distrito
Pueblo Viejo ha identificado por lo menos siete centros volcánicos los cuales se
interdigitan, solapan y se encuentran interestratificados con sedimentos epiclásticos
(Nelson et al., 2001).
53
Se depositaron en conjunto más de 40 millones de onzas de oro, 240 millones de onzas
de plata, 3 millones de toneladas métricas de zinc y 0,4 millones de toneladas métricas
de cobre. Los dos depósitos principales (Moore y Monte Negro) y varios depósitos más
pequeños (Cumba, Mejita, Mejita Arriba, Banco 5, Arroyo Hondo I y II) han producido
mena desde que comenzó la mina en 1975.
En 1997, el promedio de recuperación de oro en Pueblo Viejo fue de aproximadamente
45%. La ley de corte era de 1 g/t de oro La encapsulación por sulfuros (el contenido de
sulfuros es de un 8 %), la competencia por carbón (el contenido de carbón es de 0,5 %),
el alto contenido de arsénico (2.000 ppm en promedio), la encapsulación en cuarzo
(afecta aproximadamente el 10 % del oro) y el alto contenido de cobre y zinc (lo cual
aumenta el consumo de cianuro) tienen todo un efecto adverso en la recuperación del
oro. Es difícil que se recupere la producción de oro hasta que se puedan hacer mejoras
en la planta que permitan evaluar y solucionar los problemas metalúrgicos (Nelson et al
2008).
Todas las muestras de alteración hidrotermal del yacimiento contienen más de 1 ppm de
oro. Además, la mineralización de Pueblo Viejo está enriquecida en un conjunto de
metales que incluyen además del oro, plata, cobre y zinc (López, 2010).
La inversión requerida para poner en funcionamiento la mina de pueblo viejo, que
comenzó a operar a cielo abierto, alcanza los 3.000 millones de dólares (más de 2.300
millones de euros) aproximadamente. Se estima una vida útil de 25 años y cuenta con
reservas probadas y probables de 20,4 millones de onzas de oro, 455 millones de libras
de cobre y 131,3 millones de onzas de plata (López, 2010).
54
Figura 23. Mina de Pueblo Viejo, Cotuí (Dirección General de Minería Republica Dominicana, 2010).
6.8.2 L.I.G. Minas de Ferroníquel (Falcondo, Bonao)
Los depósitos mineros más importantes en el país son las mineralizaciones
ferroniquelíferas que se encuentran en rocas ultramáficas (peridotitas), ubicadas en la
zona de Bonao y La Vega, explotados por la Falconbridge Dominicana, Falcondo inicia
sus investigaciones exploratorias en el año de 1955, correspondiente a los yacimientos
de laterítas ferroniquelíferas en la zona de Bonao; en 1962 se instalaron plantas pilotos y
continuaron las investigaciones siendo en 1972 cuando comienza la explotación
produciendo ferroníquel La Falconbridge Dominicana, de capital originalmente
canadiense, inicia sus explotaciones mineras en la provincia Monseñor Nouel, con la
finalidad de recuperar el ferroníquel contenido en la Garnierita y en la laterita
niquelífera asociada a las peridotitas serpentinizadas localizadas en la loma de la
Peguera y en la loma Caribe de Bonao (Ferreiras, 1991).
William Gabb inició en 1869 un examen geológico y topográfico del territorio
Dominicano, y en 1919, el geólogo Thomas Wyland Vaughan y otros especialistas del
servicio geológico Norteamericano produjeron un reporte titulado "Un reconocimiento
geológico de la República Dominicana" en el que realizaron un estudio de los suelos
55
lateríticos de la Fm Maimón donde se encuentran los yacimientos más grandes de
Ferroníquel de toda el área del Caribe (Vaughan, 1922).
La Falconbridge Dominicana inició su producción comercial con una planta
pirometalúrgica para producir ferroníquel. Actualmente continúa en operación, con una
producción máxima en 1977, de 32.581 toneladas de níquel y la producción mínima en
1982, fue de 5.668 toneladas de níquel. La producción media anual es de 28.000
toneladas de ferroníquel. Los ingresos totales hasta 2005 fueron de unos 5.500 millones
de US$ (4.332 millones de €).
Los mercados principales son Estados Unidos: 20 - 25%, Europa: 45 - 50%, Corea y
Japón: 25 - 30%. Las reservas minerales (2005) Probadas y Probables son de 54.4
millones de toneladas, con 1.19% Ni (Falcondo, 2005).
En buena medida, la explotación de ferroníquel en la planta Falconbridge Dominicana,
de Bonao, ha servido de soporte al desarrollo de la economía dominicana durante casi
cuatro décadas. Este aporte fue más relevante a finales de los 80 y la década de los 90,
cuando las exportaciones de ferroníquel en relación a las exportaciones totales rondaron
el 30%; en el mejor de los años, el aporte llegó a significar el 40% (BCRD, Estadísticas
Nacionales).
La empresa aquí cuenta con un personal de 1.564 empleados permanentes, 165
temporales y ~400 contratistas. Se espera que continúe sus operaciones produciendo
unas 28.000 de toneladas de níquel/año. Las inversiones de capital necesarias para
ampliar o modernizar sus operaciones son de 80M €, la vida útil de la mina se estima
en 15 años, posee un programa de exploración en curso para aumentar las reservas de
mineral y extender vida de la mina (Falcondo 2005).
6.9 Contexto Valle del Cibao
El valle del Cibao está limitado al Norte por la Cordillera Septentrional y al Sur por la
Cordillera Central (Fig. 25). Este Valle fue una Cuenca pre-arco insular, en la cual más
de 4.000 metros de sedimentos marinos se acumularon durante el Neógeno. Al final del
extremo Occidental del Valle del Cibao en la boca del Río Yaque del Norte, los suelos
son aluviones Cuaternarios. Éste es el valle más extenso e importante de República
Dominicana y de toda la isla, extendiéndose desde las bahías de Montecristi y
56
Manzanillo hasta la bahía de Samaná, con dirección noroeste-sudeste y una longitud de
225 Km., con anchuras entre 10 y 45 Km. Continúa en Haití con el nombre de llanura
del Norte. Está dividido en dos subregiones con una divisoria de agua localizada entre
Santiago y Licey al Medio (Escuder Viruete et al., 2004).
a) La parte occidental o valle del río Yaque del Norte, con un área de 2.950 Km2.
b) La parte oriental o valle del río Yuna, con un área de 3.500 km2, conocida con el
nombre de valle de La Vega Real, dado por Cristóbal Colón.
En su origen fue un canal marino, que desapareció por levantamiento de terrenos que
datan del Mioceno y por los aluviones arrastrados por los ríos Yaque del Norte y Yuna
con sus afluentes, durante el Pleistoceno. Tiene importantes líneas de fallas tanto en el
borde de la cordillera Septentrional como de la Central (Fig. 24).
Los suelos son materiales lacustres-marinos arcillosos, de aluviones fluviales y abanico
aluvionales al pié de la cordillera; formaciones de rocas sedimentarias en los bordes
montañosos (Escuder Viruete et al., 2004).
Se estrecha frente a Santiago de los Caballeros y se ensancha entre La Vega, Cotuí y
San Francisco de Macorís. Los ríos principales de la parte oriental son el Yuna, Camú
de la Vega, Jaya, Payabo, Cuaba, Licey, Cenoví, etc. Los de la parte occidental son el
Yaque del Norte, Mao, Amina, Guayubín, Chacuey, Masacre o Dajabón, etc.
Un levantamiento del terreno al este de Santiago de los Caballeros establece una
divisoria de aguas formando dos partes distintas en clima e hidrología. Así este valle
toma el nombre de los ríos que le mojan, Valle del Yuna en su parte oriental y Valle del
Yaque del Norte en la occidental, en el Valle del Yaque las lluvias son escasas y las
temperaturas altas, la vegetación característica es de plantas xerófilas, la agricultura se
desarrolla a base de canales de riego, el cultivo de arroz domina el paisaje, hay
plantaciones de caña de azúcar (ingenio Esperanza), tabaco, bananas (la Cruz de
Manzanillo) y otros frutos menores. Donde no hay canales de riego, se encuentran los
cactus y plantas de madera dura.
La región cuenta con importantes recursos naturales. Las mejores tierras agrícolas del
país están allí situadas. Los suelos creados por la aportación de los limos fluviales son
excepcionales en la mitad oriental del valle cibaeño. Los ríos son caudalosos y, en las
57
zonas de mayor pendiente, aptos para la generación de energía hidroeléctrica. También
cuenta con yacimientos mineros más grandes del área del Caribe y de gran interés para
la economía nacional, como el oro y la plata de Pueblo Viejo (Escuder Viruete et al.,
2004).
El Valle del Cibao es una cuenca rellena de materiales cenozoicos constituidos
principalmente por conglomerados y areniscas calcáreas (tipo Tabera), de edad probable
Oligoceno- Mioceno, y con potencia mínima visible de unos 200-300 m. Se presentan
en la parte central del borde sur de la cuenca. Son formaciones de permeabilidad
variable (permeabilidad por porosidad intersticial) y potencialidad de explotación
media. Los conglomerados son molasas continentales, tipo Bulla. También hay limolitas
calcáreas, y calizas detríticas (tipo Cercado-Gurabo-Mao) (INDRHI-EPTISA, 2004).
Figura 24. Valle del Cibao (http://ecoturismodominicano.com, 2009).
58
6.9.1 L.I.G. Depósitos Hidrogeológicos del Valle del Cibao
Los depósitos hidrogeológicos del valle del Cibao se encuentran en la cuenca de los ríos
Yaque del Norte, Yuna y Camu, son depósitos del cuaternarios asociados a los
principales cursos fluviales están constituidos fundamentalmente por depósitos aluviales
y terrazas fluviales, Estos materiales se consideran muy permeables por porosidad
intersticial y de elevada capacidad productiva, estando compensada su escasa potencia
(decamétrica) con su elevada superficie de afloramientos. Otros materiales que
presentan buenas características desde el punto de vista hidrogeológico aunque escasa
capacidad productiva por su reducida extensión (13.5 Km 2), son los abanicos aluviales
cuaternarios, que se desarrollan fundamentalmente en el contacto de la subunidad del
Yaque del Norte con la Cordillera Septentrional (INDRHI-EPTISA, 2004).
Igualmente, pueden presentar cierto interés hidrogeológico los depósitos de
conglomerados y areniscas del Neógeno localizados fundamentalmente en los sectores
meridional y noroccidental de la subunidad del Yaque del Norte, y en menor medida en
la zona más occidental de la subunidad del Bajo Yuna. Estos materiales presentan un
grado de permeabilidad medio por porosidad intersticial y productividad variable. Los
puntos de agua inventariados sobre estos materiales están concentrados en determinados
sectores en los que existen unas condiciones hidrogeológicas más favorables, ya que se
trata de depósitos heterogéneos que varían en el porcentaje de finos y gruesos.
Algo similar ocurre con los conglomerados, areniscas y calizas arrecifales del
Oligoceno, presentes en la zona sur de la unidad hidrogeológica, en el contacto con la
Cordillera Central. Se trata de materiales de permeabilidad variable y productividad
media, que presentan un menor grado de desarrollo con una superficie total de
afloramientos de 215 km2, buena parte de los cuales se encuentran ocupados por las
presas de Tavera y Bao. El último de los depósitos considerados como de interés
hidrogeológico son los conglomerados, arenas, molasas y calizas arrecifales del
Pleistoceno/Plioceno. Estos materiales se encuentran situados entre el borde norte de las
calizas pliocenas y el aluvial del río Yaque del Norte y en el contacto entre el sector
sureste de la Cordillera Septentrional y el Valle del Cibao. Se consideran formaciones
con un grado de productividad medio y una superficie total de afloramientos de 395
Km2. Por debajo de estos materiales se encuentran las calizas pliocenas que constituyen
un acuífero semi-confinado (INDRHI-EPTISA, 2004).
59
6.10 Contexto Valle de San Juan
La Cuenca de San Juan o Valle de San Juan está ubicada al suroeste del país, este valle
a una altura de 400 a 450 m. Es bastante semejante al Valle del Cibao, mide 90 Km. de
longitud y es el segundo más extenso del país, con un área de 1.800 Km2, está
enclavado entre la sierra de Neiba y la cordillera Central. Toma dirección noroestesudeste y continúa en Haití con el nombre de Plateau Central (Fig. 25).
Este valle era un lago antes y durante el Cuaternario, durante los últimos 50.000 años,
fue rellenado con los aluviones del río Yuna y sus afluentes. Se trata de una depresión
estructural con líneas de fallas en el Norte y el Sur. Tiene dos vertientes en Pedro Corto
(oeste de la ciudad de San Juan) que divide el valle en dos subregiones:
a) La parte oriental drenada por el río San Juan.
b) La parte occidental drenada por el río Macasía.
Más allá del cruce de la carretera Sánchez, con el ramal de Barahona, tanto en una
carretera como en la otra, se observan grandes depósitos de aluviones y aluviones
fluviales. Estos aluviones necesariamente fueron arrastrados por un gran río, que debió
ser el Yaque del Sur, cuando corría hacia la bahía de Ocoa (Hernaiz Huerta et al.,
2007b).
En la parte oriental están los ríos San Juan, Mijo, los Baos, San Martín, etc.
La
vegetación es de sabana y bosque húmedo con clima tropical húmedo de sabana y
bosque. Es la parte más fértil y explotada, tiene importante producción de arroz,
habichuelas, ganadería, etc. Los principales poblados son: San Juan de la Maguana, el
Guanito, Sabana Alta, etc. En la parte occidental están los ríos Macasía, Yabonico,
Tocino, etc. La vegetación es seca (xerófila) y el clima estepario. En el área de
Comendador, el clima es tropical húmedo de bosque, menos fértiles se produce Maní, y
frutos menores y hay ganadería. Los poblados son Comendador (antiguo Elías Piña), las
Matas de Farfán, Pedro Santana, Bánica, El Llano, Matayaya, etc (Hernaiz Huerta et al.,
2007b).
60
6.10.1 L.I.G. Unidad de Catanamatías
Al norte de la Cuenca de San Juan, Bernárdez y Soler (2004) han descrito otra
estructura característica de zonas transpresivas: la unidad de Catanamatías. Este tipo de
estructuras han sido descritas en diversos lugares (Aydin y Nur, 1985, Campagna y
Aydin, 1991; Paylor y Yin, 1993; McClay y Bonora, 2001) y también han sido
generadas con modelos analógicos por McClay y Bonora (2001).
La Sierra de Catanamatías de 30 km de largo y 13 km de ancho, presenta una forma
groseramente romboidal (ligeramente sigmoide) limitada al norte por la zona de falla de
Yacahueque, al noreste por la Falla de La Boca de Los Arroyos y al sur y sureste por la
Falla de Los Copeyes, expresión en la zona de la Zona de Falla de San Juan Los Pozos.
Este bloque topográficamente elevado está rodeado por valles o bajos topográficos
excavados sobre las fallas que lo limitan. Su estructura antiformal consiste en una serie
de pliegues y fallas de componente principal cabalgante con trazas de dirección
aproximada E-O y vergencia sur a las que acompañan otras fallas de salto en dirección
(Pérez-Estaún, et al., 2007).
Tanto la traza axial de los pliegues como el trazado de las fallas asociadas son sinuosos.
La distribución, orientación, naturaleza y coetaneidad en la formación de las estructuras,
Estos puentes dan lugar a una elevación topográfica de forma romboidal u ovoide,
limitada por fallas, que en los extremos opuestos (vértices opuestos del romboide) se
unen a la falla de desgarre que los origina y presentan unas estructuras en su interior
(pliegues y fallas) que suelen tener una cierta oblicuidad con la falla mayor
(deformación por cizalla transpresiva). La edad de esta estructura puede considerarse
Oligoceno Superior a Mioceno Inferior y Medio (Bernárdez y Soler, 2004).
En este lugar se encuentra la cueva de Catanamatías, la cual está entre las más
profundas del mundo, según mediciones mundiales hechas por el investigador francés
Eric Madelaine del Instituto Nacional Francés de Ciencias de la Investigación. Esta
cueva se encuentra situada en una de las comunidades de Las Matas de Farfán y Según
la Base de datos actual de Madelaine, la Cueva de Catanamatías está en el lugar
número 736 de 1075 cuevas más grandes catalogadas en el mundo, pues sus
dimensiones son de 380 m de profundidad y 1.000 m de Largo.
61
6.11 Contexto Hoya de Enriquillo
La Hoya de Enriquillo es una depresión de origen tectónico situada al oeste de la bahía
de Neiba, entre las sierras de Neiba y Bahoruco. Al suroeste del país, tiene un área de
1.825 Km2; continúa en territorio haitiano con el nombre de Cul-de-sac. Es una fosa o
depresión tectónica producto de una falla de hundimiento que se originó en el MiocenoOligoceno y que originó un canal marino que se extendía desde la bahía de Neiba hasta
la de Puerto Príncipe (Haití) (Fig. 25) El canal se fue secando por evaporación,
levantamiento y sedimentos en el Pleistoceno-Holoceno. La parte central se elevó
menos y quedó bajo el nivel del mar (44 m.), siendo ocupada por el lago Enriquillo
(Díaz de Neira et al., 2007).
A lo largo del Holoceno ha sufrido drásticos cambios fisiográficos, cuando el delta del
río Yaque del Sur aisló parte de un corredor marino, transformándolo en el lago que
alberga las altitudes menores de las Antillas hoy día. Actualmente, los procesos
geodinámicos activos afectan de forma importante a la región, por lo que su localización
posee un especial interés. Para su tratamiento se aplican un procedimiento cartográfico
y una metodología especialmente diseñada para este tipo de eventos naturales que
parten de la elaboración del Mapa Geomorfológico y es previa al estudio de los Riesgos
Geológicos. En particular, se constata la potencial inundabilidad de toda la depresión,
debido a la acción marina-litoral en el extremo oriental, a la dinámica fluvial en el
ámbito del abanico aluvial de baja pendiente del Yaque del Sur y al carácter lacustreendorreico en el resto de la Hoya de Enriquillo. Existen evidencias de actividad
neotectónica, especialmente en los bordes de la depresión. Los procesos erosivos, de
gravedad y aquellos otros asociados a litologías especiales, alcanzan gran intensidad en
las sierras (Díaz de Neira et al., 2007).
Las características geológicas y geomorfológicas afirman que esta depresión no es un
valle como lo llaman muchos autores (valle de Neiba) sino una hoya. Prevalecen los
suelos lacustres-marinos. Y aluvionales en la parte oriental (delta del Yaque del Sur).
La parte occidental está formada, tanto en el borde de la sierra de Neiba como la de
Bahoruco, por abanicos aluvionales o cono de deyección donde se concentran las
principales poblaciones y actividades agrícolas. Existen áreas cubiertas de rocas
calcáreas y con afloramiento de corales arrecifales, bancos de moluscos, etc., que unido
al alto índice de salinidad, dificultan un buen desarrollo agrícola. La vegetación es de
62
bosque xerófilo (seco) y clima seco estepario. Existen arroyos y surgencias que originan
pintorescos balnearios, como Las Marías (Neiba), Las Barías (La Descubierta), El
Cachón (Boca de Cachón), y la sulfurosa La Sulza (Duvergé).
En la parte occidental el río más importante es Las Damas. Esta zona tiene el lago
Enriquillo, de 265 Km2, que es el lago más grande de las Antillas, situado a unos 44 m
bajo el nivel del mar. Sus aguas son saladas; sus sales son el residuo de lo que fue, “un
canal marino” y tiene tres islas también bajo el nivel del mar: Cabritos, Chiquita o
Barbarita y la Isleta. La Cabritos mide 12 Km. de longitud y es poblada de cocodrilos
nativos del país (Crocodylus Acutus o Cocodrilo Americano) e iguanas la más
interesante es la Cyclura cornuta, recuerda a los dinosaurios (Parque Nacional). Esta
zona es la menos productiva y se explota frutos menores, vid en Galván, cebollino en
Mella, etc. En la parte oriental el río más importante es el Yaque del Sur que desagua
en la laguna Rincón o de Cabral que por los aportes de agua dulce no es muy salada,
mide 28 Km2. Esta zona es la más fértil y tiene plantaciones de caña de azúcar, plátanos,
guineos, cocos, etc. La industria más importante es Ingenio Azucarero de Barahona
(Díaz de Neira et al., 2007).
La región de la Hoya de Enriquillo está sometida a constantes acontecimientos naturales
de tipo catastrófico, como son las frecuentes avenidas producidas en respuesta a las
intensas tormentas desencadenadas en el sector montañoso y que alcanzan su máxima
expresión en el caso de los ciclones y huracanes que azotan la isla; entre sus
manifestaciones más recientes, cabe señalar el paso del huracán Georges (1998) y la
avenida de Jimaní (2004). Aunque menos frecuentes, no por ello deben olvidarse como
factor destructivo los terremotos, que en época histórica han dejado su huella, y que en
el sector litoral pueden ir acompañados de tsunamis (Díaz de Neira et al., 2007).
A pesar de que a gran escala la fisonomía actual de la Hoya de Enriquillo es el resultado
de la estructuración geológica regional, la incidencia de procesos morfogenéticos
externos marinos, fluviales y lacustres, ha contribuido especialmente a una drástica
transformación del paisaje regional. Las formas fluviales son las más extendidas,
destacando las relaciones con el río Yaque del Sur, que a lo largo del valle de San Juan
y a su paso entre las sierras de Neiba y Martín García, ha dejado diversos depósitos
junto al canal actual (Díaz de Neira et al., 2007).
63
6.11.1 L.I.G. Lago Enriquillo
El principal elemento fisiográfico de la Hoya de Enriquillo es el lago que le da nombre,
localizado en su sector central (sector occidental de la zona de estudio). Este lago
alberga las menores cotas de La Española y de todas Las Antillas. El lago Enriquillo es
el resto de un antiguo canal marino que unía las bahías de Neiba y Puerto Príncipe. Está
situado a aproximadamente 44 metros bajo el nivel del mar y pertenece a la Hoya de
Enriquillo. El nivel del lago oscila debido a la fuerte evaporación de la zona, que no se
compensa simultáneamente por la lluvia y el escurrimiento de las aguas superficiales de
la cuenca, así como debido a las lluvias de los huracanes y los desbordes de los ríos. En
1990, se encontraba a 34 m bajo el nivel del mar mientras que en 1979 llegaba a casi 46
m bajo el nivel del mar. La tendencia histórica es a disminuir debido a que las aguas que
lo alimentan están siendo usadas en la agricultura y consumo en las ciudades, mientras
que la evaporación es constante (Díaz de Neira et al., 2007).
Desde una perspectiva meramente litoestructural, son destacables la superficie
estructural horizontal que orla el lago Enriquillo, constituida por los restos del techo de
un arrecife holoceno, de la que arrancaría el posterior encajamiento lacustre, y los
resaltes asociados a los niveles más consistentes de las Formaciones Sombrerito,
Trinchera, Angostura, Arroyo Blanco y Jimaní, consistentes en líneas de capa
monoclinales, chevrons, hog backs y crestas (Díaz de Neira et al., 2007).
La profundidad del fondo del lago es variable y es mayor al norte de la Isla Cabritos,
con una cota 79 metros bajo el nivel del mar. La isla Cabritos, de más de 10 km de
longitud máxima, que en períodos de sequía llega a conectar con tierra firme, en 1979,
antes del paso del Huracán David, la profundidad al norte de Cabritos era de 19,5 m
mientras que al sur era de solamente 7,6 m. En 1980, al año del paso del Huracán
David, la máxima profundidad al norte era de 23,4 m mientras que en el lado sur era de
12,3 m.
La salinidad del Lago Enriquillo es mayor que la del mar y la variación depende
principalmente de la evaporación. En el fondo de la parte norte del lago se han
encontrado valores máximos que superan los 66 ppm, lo que hace que el lago sea
hipersalino (Díaz de Neira et al., 2007).
64
La temperatura en toda la zona es relativamente alta, oscilando entre 27 °C a 28 °C,
llegando incluso a 36 °C. La precipitación es baja, de 500 mm de media anual, ya que el
lago se encuentra en una zona seca. La precipitación se concentran en dos épocas:
Mayo-Junio y Septiembre-Octubre, actualmente debido a las constantes lluvias el lago
Enriquillo ha comenzado a crecer. La Isla Cabritos es la única isla que queda dentro del
lago, antes de la expansión actual, el lago medía aprox. 12 x 2,2 km; actualmente mide
unos 18 km² además tiene una forma alargada. Los islotes Barbarita (también conocida
localmente como "Chiquita") e Islita han desaparecido.
6.12 Contexto Sierra de Martin García
Esta sierra se encuentra al Sur-Este de la Sierra de Neiba, se extiende en dirección
Noroeste-Sudeste con una longitud de 25 Km (Fig. 25). Esta sierra se originó en el
Eoceno, formando parte de la Sierra de Neiba de la cual se separó en el OligocenoMioceno por una falla de hundimiento que a la vez varió el curso del Yaque del Sur
hacia la bahía de Neiba (antes desembocaba en la bahía de Ocoa).
Figura 25. Mapa de las cordillera, sierras y valles de la Republica Dominicana (http//ministeriodemedioambiente.com.do, 2008)
65
La Sierra de Martín García está compuesta por un enorme macizo que emergió del mar
y que se encuentra en el extremo noreste de la Bahía de Neiba, frente a la ciudad de
Barahona. La mayor parte de esta sierra está constituida por formaciones de rocas
carbonatadas con cavernas donde se evidencia la presencia de aborígenes taínos. Su
mayor altura es La Loma del Curro, con 1,343 m. No tiene ríos, nacen algunos arroyos
en las épocas de las máximas lluvias como arroyo Blanco, Mordán, etc. Respecto a su
vegetación, prevalece la xerófila con excepción de las grandes alturas con pequeño
bosque húmedo. El clima es seco estepario. El cultivo es principalmente de café, en las
altas montañas. Como riqueza del lugar se deben citar también los manantiales de aguas
termales, como el de Caona de Barahona y el de Barrero de Azua y las playas de punta
Martín García (Hernáiz Huerta et al., 2007b).
La Sierra de Martín García es un anticlinorio con doble vergencia cabalgante sobre las
cuencas de Enriquillo y Azua. Su trayectoria cambia de NO-SE en el extremo oriental
de la sierra a E-O o ENE-OSO en el extremo occidental, con una acusada inmersión
hacia el oeste. El margen meridional es un cabalgamiento que superpone las Fm. Neiba
y Sombrerito sobre las Fm. de Arroyo Blanco-Las Salinas con un salto vertical próximo
a los 3.000 m (Hernáiz Huerta et al., 2007b) (Fig. 26).
Fig. 26. Corte geológico de la Sierra de Martín García según Hernáiz Huerta et al. (2007b).
En la vertiente norte de la Sierra el límite con la cuenca de Enriquillo son varios
cabalgamientos de trazado curvo que desplazan la Fm. Sombrerito y el contacto de ésta
y su miembro superior Gajo Largo Lateralmente hacia el este, el salto es mayor, con
superposición de la Fm Sombrerito sobre la Fm Trinchera. Hacia el norte, la estructura
de la cuenca de Enriquillo es un sinclinal (Mann et al., 1999) de plano axial subvertical
o ligeramente vergente tanto al norte como al sur y una traza axial E-O alabeada que se
prolonga desde la cuenca de Azua.
La continuidad del flanco se interrumpe por el anticlinal de Quita Coraza asociado a un
cabalgamiento de vergencia sur el flanco septentrional del sinclinal de los Güiros es
cortado por el frente meridional de la Sierra de Neiba que coincide aproximadamente
66
con la terminación oriental de la falla de Enriquillo. Los nuevos datos cartográficos de
superficie combinados con los contornos estructurales del subsuelo de la cuenca
sugieren la continuidad hacia en NO del sinclinal de los Güiros con el sinclinal de
Apolinar Perdomo (Hernáiz Huerta, et al., 2007b).
6.12.1 L.I.G. Formación Trinchera en el talud de la carretera de Azua a Barahona
La Fm Trinchera se encuentra ubicada en la sierra Martin García, el corte más
característico de la Fm Trinchera es el talud de la carretera de Azua a Barahona, al SO
de la localidad de Fondo Negro (sector al este de la localidad de Quita Coraza) que a su
vez coincide con su máximo espesor (McLaughlin et al., 1991). Desde este corte, la
formación disminuye de espesor hacia el este y hacia el oeste, acuñándose en el
subsuelo del lago Enriquillo. En el citado corte de la carretera, la Fm Trinchera es una
sucesión rítmica de más de 1.500 m de margas y areniscas siliciclásticas, interpretada
como depósitos de un sistema del taicoturbidítico progradante: facies turbidíticas con
predominio margoso de leve distal en la parte inferior, facies areniscosas canalizadas y
de margen de canal en la parte media, y secuencias negativas de barras deltaicas en la
superior (Hernáiz Huerta, et al., 2007b).
En el sinclinal de Vallejuelo del interior de la Sierra de Neiba, los términos superiores
de la serie se asemejan a los descritos en la cuenca de Azua y en el sector meridional de
la cuenca de San Juan (Hernaiz Huerta, 2004), con intercalaciones de conglomerados y
areniscas con laminación paralela, hummocky, ripples de oleaje y un mayor grado de
bioturbación, indicativo de medios más someros, posiblemente una llanura deltaica. En
estas localidades, la Fm Trinchera erosiona al Mb Gajo Largo y parcialmente al Mb
Loma de la Patilla de la Fm Sombrerito. La Fm Trinchera es significativamente la
primera que incorpora grandes volúmenes de materiales del arco de isla (Fm Tireo). Su
edad se atribuye al intervalo Mioceno Superior-Plioceno Inferior (McLaughlin et al.,
1991).
67
6.13 Contexto Cuenca de Azua
Al sur del país, entre la cordillera Central y la sierra Martín García, se extiende en
dirección este-oeste con una longitud de unos 70 Km y un área de 400 Km 2 (Fig. 25).
Antes del Mioceno, este llano de Azua formaba, con el valle de San Juan, una sola fosa
de sedimentación, Los levantamientos del período Pleistoceno desviaron el río Yaque
del Sur hacia la bahía de Neiba. Así mismo establecieron una separación entre el valle
de San Juan y el llano de Azua. Viajando desde Azua a San Juan o Barahona, se notan
la división entre las dos llanuras, por cerros que se levantan para unir la sierra de Neiba
con la cordillera Central. Los aluviones de la era cuaternaria han rellenado la fosa por
depósitos aluvionales y fluviales con mucho material suelto (Díaz de Neira, 2002).
La cuenca de Azua ocupa el extremo oriental de las cuencas neógenas de La Española,
cuya historia ha seguido una marcada tendencia somerizante, evolucionando desde
condiciones marinas profundas, a comienzos del Mioceno, hasta facies continentales a
finales del Plioceno. Esta evolución fue condicionada directamente por la elevación y el
avance de la Cordillera Central hacia la cuenca de Azua, lo que provocó, además de un
ingente aporte de materiales terrígenos, una restricción del área de sedimentación, con
compartimentación de la cuenca inicial, individualizándose las cuencas de Enriquillo y
San Juan-Azua durante el Plioceno (Díaz de Neira y Sole Pont, 2002).
Dentro de este esquema general, el sector de Azua presenta diversas peculiaridades
derivadas de su posición marginal y de los procesos geodinámicos allí acontecidos
desde finales del Plioceno. Su serie neógena está integrada, de muro a techo, por las
formaciones: Sombrerito (Mioceno), no aflorante; Trinchera (Mioceno Superior)
depositada bajo influencia deltaica; Quita Coraza (Plioceno), reflejando un contexto de
bahía; Arroyo Blanco (Plioceno) sedimentada en ambientes litorales y aluviales; y
Arroyo Seco/Vía (Plioceno-Pleistoceno), generada bajo un régimen exclusivamente
continental de tipo aluvial. Los afloramientos miocenos que orlan la bahía de Ocoa,
tradicionalmente atribuidos a la Fm Sombrerito, son el resultado de una aloctonía de
varios cientos de kilómetros, por lo que deben tratarse independientemente de la serie
autóctona (Díaz de Neira y Solé Pont, 2002).
68
6.13.1 L.I.G. Salinas de Punta Vigía
Este Lugar de Interés Geológico ya ha sido catalogado en el inventario de LIGs del
mapa geológico de Azua (Díaz de Neira, 2000). Se trata de una pequeña área localizada
en el ámbito de Punta Vigía a la cual se puede acceder mediante vehículo a través de
una pista de buena calidad que parte de la playa de Monte Río, al Sur de Azua. Deben
resaltarse los bellos paisajes visibles a lo largo de la pista, en la que además son posibles
algunas observaciones destacables. Su interés principal es de tipo geomorfológico y
minero, con un interés sedimentológico subordinado; por su posible utilización se puede
catalogar como de interés económico, científico, turístico y didáctico, con un ámbito de
influencia regional. Ascendiendo por la pista existen diversas panorámicas del Llano de
Azua, con las estribaciones de la Cordillera Central al Norte y la bahía de Ocoa al Sur.
También se aprecia el carácter abrupto del litoral, con acantilados y estrechísimas
playas que con frecuencia corresponden a acumulaciones de Corales transportados. La
aproximación al litoral permite apreciar el aspecto de las calizas tableadas y en bancos
de la Fm. Sombrerito , con sus dominantes tonos blanquecinos Ya al final de la pista se
constata la gran variedad y belleza de las acumulaciones coralinas, que allí constituyen
una barrera que aísla una laguna cuya evaporación provoca el depósito salino. Las
pequeñas lomas más próximas al litoral poseen una forma aplanada debido a la acción
erosiva del mar durante el Cuaternario (Díaz de Neira, 2000).
6.13.2 L.I.G Litoral de Puerto Tortuguero
Este Lugar de Interés Geológico ya ha sido catalogado en el inventario de LIGs del
mapa geológico de Azua (Díaz de Neira, 2000). Presenta una gran variedad de depósitos
y formas litorales cuaternarios en una reducida extensión, lo que unido a su fácil acceso
a través de una pista desde el Sureste de Azua, le confieren cierta relevancia. Su interés
principal es de tipo geomorfológico, pudiendo catalogarse en función de su utilización
como de interés científico, turístico, didáctico y económico. Puerto Tortuguero se
localiza en un pequeño entrante marino que da lugar a una estrecha playa de arenas y
cantos. Está limitada al Suroeste por un saliente constituido por acumulaciones
coralinas sueltas, que al pasar al medio acuoso se relacionan con el desarrollo de
manglares. A espaldas de la playa se observa un depósito litoral ligeramente elevado
69
sobre el nivel del mar actual, constituido por gravas y arenas con abundantes estructuras
sedimentarias de medios costeros. En el sector oriental aparecen acumulaciones
arenosas de origen eólico, principalmente dunas, cuya altura oscila entre 1 y 3m. Por
último, tras todo este cortejo litoral se dispone un área lagunar, en buena parte desecado
por la alta evaporación, en la que predominan los depósitos lutítico-evaporíticos (Díaz
de Neira, 2000).
6.14 Contexto Arrecifes de Coral Fósiles y Actuales
Los estudios cuantitativos de diversidad de corales escleractínidos en la República
Dominicana comienzan con el inventario de Bonnelly de Calventi (1974). Este
inventario se limita a una profundidad de 9 m y compila 27 especies con zooxantelas y
una especie sin zooxantelas para varias localidades. Geraldes y Bonnelly de Calventi
(1978) completan este primer listado con inventarios hechos en los arrecifes de la costa
Sur hasta una profundidad de 30 m.
Estos autores registraron 43 especies con zooxantelas y a Madracis pharensis como la
única especie sin zooxantelas observada, en un inventario exhaustivo aceptado en el
2004. Las plantas y animales marinos en tres localidades de la costa SE hasta 20 m de
profundidad produjo una lista de 40 especies corales, todas con zooxantelas y ninguna
de las cuales constituye un registro nuevo para la isla (Williams et al., 1983).
En 1994 se realizó el estudio de mayor extensión geográfica hasta la fecha, muestreando
14 localidades a lo largo de la costa dominicana (Geraldes 1994). Este autor identificó
36 especies con zooxantelas para estas localidades sin ningún registro nuevo para la
República Dominicana. Los inventarios de otros grupos de nidarios y esponjas para las
áreas arrecifales han sido aun más limitados. Bardales (Williams et al., 1983) registra
24 especies de esponjas pertenecientes a 18 géneros y 26 especies de octocorales
pertenecientes a 11 géneros para tres localidades del SE dominicano. El esfuerzo más
reciente fue una evaluación de la biodiversidad marina de la República Dominicana con
comentarios sobre la distribución de organismos, habitáculos y el estado actual de los
mismos (Weil, 2006).
La República Dominicana es la isla más visitada en el Caribe y concentra las regiones
costeras que contienen amplias playas coralinas, la erosión de las playas Dominicanas
ha sido manejada a través de programas de reposición de arena y de ingeniería costera,
70
pero una estrategia a largo plazo debe incluir la protección de los arrecifes de coral, que
producen la arena y protegen las costas de la erosión estos programas de protección
deben abarcar todo el litoral costero de los arrecifes de coral en la Republica
Dominicana (Fig. 27)
Las paredes verticales sumergidas de los arrecifes fósiles elevados y consolidados
localizados en el parque nacional jaragua, están colonizadas por algas crustosas
calcáreas, corales incrustantes, zoántidos coloniales y esponjas principalmente. En Cabo
Falso, el fondo cercano a estas paredes está formado por rocas muy grandes que se han
desprendido de las paredes emergidas y que proporcionan una alta heterogeneidad
espacial, la cual permite la convivencia de un elevado número de especies sésiles de
diversos grupos, de colonias grandes de Montastraea, Colpophyllia y Diploria pero sin
una estructura arrecifal consolidada y bien desarrollada. Una descripción breve de
algunas localidades sigue a continuación: (Ottenwalder et al. 1999).
Figura 27. Localización de los Arrecifes de Coral de la Republica Dominicana (Wielgus, 2010)
71
6.14.1 L.I.G. Arrecifes de Coral en el Parque Nacional Jaragua
El Parque Nacional Jaragua está localizado en un área remota al sur-este de la República
Dominicana. La actividad humana se limita a pesquerías y minería. Las principales
formaciones arrecifales incluyen (a) arrecifes de banco (montículo) creciendo sobre la
plataforma en bandas paralelas, separadas por canales de arena y en dirección SE – NW,
entre 12 y 25 m de profundidad, (b) arrecifes de franja profundos que se desarrollan en
los bordes de la plataforma entre 10 y 45 m de profundidad, y (c) parches arrecifales y
comunidades coralinas con poca o ninguna estructura arrecifal en áreas cercanas a la
costa y plataformas someras. Las zonas marino-costeras están dominadas por bosques
de manglar, playas arenosas y riscos (paredes verticales) de arrecifes emergidos. Las
áreas someras generalmente están dominadas por praderas de fanerógamas marinas,
principalmente Thalassia testudinum y Siringodium filiforme, fondos arenosos, fondos
rocosos y/o paredes con comunidades bentónicas dominadas principalmente por
especies de corales creciendo en forma incrustante (Porites astreoides, Montastraea
faveolata, Diploria clivosa, Colpophyllia natans, etc.), una alta variedad de esponjas,
octocorales, hidrozoarios, zoántidos coloniales, y algas. Las principales formaciones
arrecifales del área son los arrecifes de banco ó montículo como se muestra a
continuación (Weil, 2006).
Dentro del Parque Natural de Jaragua se encuentra la Isla Beata donde se hallan puntos
de enorme interés biológico y geológico:
1. Playa el Coco: El área citada se caracteriza por baja visibilidad, alta
sedimentación y escalones de bajo relieve entre 10-15 m de profundidad a unos
200 m al oeste de la costa de la isla. La comunidad coralina es dispersa con una
baja abundancia y cobertura de corales y una riqueza de especies intermedia, No
hay formación arrecifal y los géneros Porites, Helioseris, Diploria, Siderastrea y
Montastraea son los más abundantes. Octocorales y esponjas son abundantes,
con una diversidad mayor pero igualmente dispersos sobre el fondo. La
cobertura de algas es alta y domina la comunidad bentónica de sustrato duro
(Weil, 2006).
 Los Carraplanes: Esta zona está formada por un arrecife de franja somero (0-10
m) de poca extensión, sobre un terraplén sedimentario de alta energía alrededor
de unos parches arrecifales fósiles emergidos. La localidad está expuesta al
oleaje y corrientes y está localizada al este de Isla Beata, en el canal entre esta la
72
isla y la costa. La comunidad arrecifal presenta dos componentes estructurales,
el arrecife principal de A. palmata que se desarrolla hacia el NW formando un
cuña que desciende con una pendiente suave terminando en áreas arenosas y
comunidades de T. testudinum, a 10 m de profundidad, y una formación densa
de M. annularis al oeste formando un pequeño parche arrecifal somero (0-2 m)
con altas densidades de Agaricia, Porites y coberturas altas de los zoántidos
coloniales Palythoa caribbaeoroum y Zoanthus sociatus. Los corales A. palmata,
M. faveolata, M. annularis, P. porites, P. astreoides y el hidrocoral M.
complanata son los principales cnidarios estructurales del arrecife principal.
Algas verdes y rojas filamentosas y algas calcáreas incrustantes dominan la
cobertura del sustrato. Manicina areolata es muy abundante en las praderas de
fanerógamas alrededor del arrecife.
 Punta Lanza: Es una pared sumergida vertical y expuesta del arrecife fósil
emergido al oeste de Isla Beata. La pared baja hasta unos 8 m de profundidad
terminando en un fondo de arena. La localidad está caracterizada por una alta
heterogeneidad espacial proporcionada por rocas calcáreas grandes que
descansan sobre el fondo arenoso y que se han desprendido del arrecife fósil
emergido. El área es de alta energía y generalmente turbia. La comunidad
bentónica sobre la pared y a los costados y huecos de las rocas está dominada
por algas verdes filamentosas e incrustantes rojas, hidrocorales y zoántidos. La
riqueza y abundancia de corales, octocorales y esponjas fue la más baja
registrada a nivel genérico y de especies Los corales crecen de un modo
incrustante con bajo relieve y algunas colonias de M. faveolata, M. cavernosa, S.
siderea y del hidrocoral Millepora tienen una alta cobertura. Colonias pequeñas
de Favia fragum son muy abundantes sobre las paredes. Colonias de tamaño
intermedio (0.5 - 1 m) de M. faveolata se observan creciendo sobre el fondo
arenoso y sobre rocas dispersas. Áreas con las mismas características
geomorfológicas a lo largo de la costa oeste de Isla Beata presentan
comunidades similares (Weil, 2006).
73
7. CONCLUSIONES
Las estrategias de protección de la Geodiversidad a nivel mundial requieren de un
inventario previo de los elementos que integran el Patrimonio Geológico Internacional,
resulta sencillo comprender la dificultad de establecer un inventario de los elementos
más sobresalientes del Patrimonio Geológico y Minero en un determinado lugar. En el
caso de la República Dominicana el Servicio Geológico Nacional, conjuntamente con el
Instituto Geológico y Minero de España, iniciaron esta labor de catalogación en el
marco de la realización de la cartografía geológica 1:50000. De esta forma, en cada
mapa 1:50000 se incluye un listado de Lugares de Interés Geológico.
En la presente memoria se propone el uso de una metodología diferente para la
catalogación del Patrimonio Geológico y Minero de República Dominicana basada en
los criterios utilizados por el Instituto Geológico y Minero de España en la confección
del Inventario de Lugares de Interés Geológico de España (García-Cortés, 2008).
Según dicha metodología, en primer lugar, se presenta un listado de los Contextos
Geológicos de República Dominicana. Estos Contextos Geológicos delimitan las áreas
de interés del Patrimonio Geológico y Minero de República Dominicana. Esta
delimitación se realiza en base a dos aspectos principales:
1. Áreas geográficas que se pueden individualizar por tener un mismo origen
geológico.
2. Aspectos geológicos concretos que tienen un valor inherente por su importancia
a nivel nacional pero que no tienen una delimitación geográfica concreta.
Los Contextos Geológicos delimitados por criterios geológico-geográficos son 11,
concretamente: Sierra de Neiba, Cordillera Central, Cordillera Septentrional, Cordillera
Oriental (Sierra del Seibo), Sierra de Bahoruco, Sierra de Yamasá, Valle del Cibao,
Valle de San Juan, Hoya de Enriquillo, Sierra de Martín García y Cuenca de Ázua.
Los Contextos Geológicos delimitados por su relevancia sin tener una delimitación
geográfica concreta son un total de 3, concretamente: el Karst Tropical, el Ámbar y los
Arrecifes de Coral Fósiles y Actuales.
Para cada Contexto Geológico se incluye información sobre algunos de los Lugares de
Interés Geológico más representativos. La catalogación de los Lugares de Interés
74
Geológico en base a los Contextos Geológicos es una metodología que permite priorizar
la elección de los Lugares de Interés Geológico en base a un marco geológico (los
contextos) y no en base a un marco geográfico (delimitación de hoja cartográfica) de
esta forma la elección de los LIGs és más racional. Así pues, el trabajo elaborado en
esta memoria se presenta como la base necesaria para una correcta catalogación de los
Lugares de Interés Geológico de República Dominicana.
75
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ANEXO 1
Este anexo se coloca para que el lector tenga opción a una amplia variedad de
referencias bibliográficas y pueda consultar cualquier inquietud acerca de la Geología y
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99
ANEXO 2
100
Según Hernáiz Huertas et al. (2007b)
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