MAPA GEOLOGICO DE REP. DOMINICANA Herausgegeben von der Bundesanstait für Geowissenschaften und Rohstoffe und den Staatlichen Geologischen Diensten in der Bundesrepublik Deutschland

Reihe B

Heft 90

Regionale Geologie Ausland

HARTMUT MOLLAT, BERNHARD M. WAGNER, PAVEL CEPEK & WOLFGANG WEISS

Mapa Geológico de la RepúblicaDominicana 1250 Texto Explicativo

.000

Hannover 2004

In Kommission: E. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandiung (Nagele u. Obermiller) JohannesstraBe 3 A, 70176 Stuttgart

GEOLOGISCHES JAHRBUCH Reihe B Regionale Geologie Ausland

Heft 90

HARTMUT MOLLAT, BERNHARD M. WAGNER, P AVEL CEPEK & WOLFGANG WEISS

Mapa Geológico de la República Dominicana 1 : 250.000 Texto Explicativo Con 26 Figuras, 1 Tabla y 7 Mapas

Herausgegeben von der Bundesanstalt für Geowissenschaften und den Staatlichen Geologischen Diensten in der Bundesrepublik Deutschland In Kommission E. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung (Nagele u. Obermiller) JohannesstraBe 3 A, D-70176 Stuttgart

Hannover 2004

Impressum Das Geologische Jahrbuch erscheint in acht fachlich unterschiedlichen Reihen (Reihen A-H, siehe Umschlag). Vor Veróffentlichung durchlaufen die einzelnen Beitrage ein Genehmigungsverfahren und werden von Fachgutachtern aus den Staatlichen Geologischen Diensten, aus Forschungseinrichtungen und der Industrie beurteilt. Für den sachlichen Inhalt sind die Autoren verantwortlich. Redaktion:

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Geol. Jb.

B 90

3-99

26 Fig.

1 Tabla

7 Mapas

Hannover 2004

Mapa Geológico de la República Dominicana 1 : 250.000 Texto Explicativo HARTMUT MOLLAT, BERNHARD M. WAGNER, PAVEL CEPEK & WOLFGANG WEISS

Geological maps, explanatory text, legends, structural geology, stratigraphy, lithofacies, geodynamics, biostratigraphy, nannofossils, foraminifera Dominican Republik, Hispaniola

Resumen: En el año 1984, los gobiernos de la República Dominicana y de la República Federal de Alemania acordaron cooperar en el sector geocientífico. Esta cooperación minera dominico-alemana fue realizada de 01/10/1984 a 31/12/1989 por la Dirección General de Minería y el Instituto Federal de Geociencias y Recursos Naturales (Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe BGR). Un resultado de esta cooperación fue la compilación de un nuevo mapa geológico general de la República Dominicana a escala 1:250.000. Como base de este mapa se usaron todas las cartas geológicas accesibles y existentes en forma de publicaciones, informes o también manuscritos. Han sido incorporados parcialmente en el borrador de este mapa en el conjunto de nuevas determinaciones paleontológicas, interpretaciones de fotografías aéreas y investigaciones de terreno. Algunas partes, como por ejemplo la Península de Samaná o la parte occidental de la Cordillera Septentrional, han sido cartografia das de nuevo. Un plano índice 1:500.000 fue elaborado para ilustrar gráfica y bibliográficamente la documentación empleada. Otro mapa a escala 1:500.000 presenta los lugares donde se recogieron muestras para determinaciones paleontológicas nanoplanctónicas y de foraminíferos. Estas determinaciones sirvieron como fundamento para introducir nuevas unidades de mapeo correspondientes al sistema estratigráfico internacional. Las formaciones tradicionales fueron mencionadas solamente para indicar litofacies típicas. Un nuevo y completo mapeo geológico no fue posible por razones de tiempo. Por ello, los autores se dan cuenta de la necesidad de efectuar nuevos trabajos extensos e intensivos para que el conocimiento de la geología de la República Dominicana llegue a un nivel satisfactorio. Sin embargo, opinan que el mapa presente con el texto explicativo serviría como base útil para tra bajos geológicos futuros en este país interesante.

Dirección de los autores: Dr. H. M OLLAT , An der Riehe 22a, 30916 Isernhagen, Alemania. B. M. WAGNER, 93/1 Sayepyin Street, Yangon-Thuwunna, Myanmar. Dr. P. CEPEK, Ackerrain 18, 30938 Burgwedel, Alemania. Dr. W. WEISS, Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Stilleweg 2, 30655 Hannover, Alemania.

[Erlauterungen zur Geologischen Karte der Dominikanischen Republik 1 : 250 000] Kurzfassung: Zwischen 1984 und 1989 fand eine Zusammenarbeit zwischen der Regierung der Dominikanischen Republik, vertreten durch die Dirección General de Minería, und der Bundesrepublik Deutschland, vertreten durch die Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR), auf dem Gebiet der Geowissenschaften im Rahmen der Technischen Zusammenarbeit statt. Ein Ergebnis dieser Zusammenarbeit war die Zusammenstellung einer Geologischen Ubersichtskarte des Landes Im MaBstab 1 : 250 000. Ais Grundlage für diese Karte dienten alie geologischen Karten, die ais Publikationen, in Berichten oder ais Manuskripte verfügbar waren. Dazu kam eine groBe Zahl paláontologischer Bestimmungen, fotogeologische Interpretationen und Begehungen im Gelánde. Einige Gebiete, wie z. B. die Samaná-Halbinsel oder die westliche Nordkordillere, wurden neu aufgenommen. Auf einer Beikarte 1 : 500 000 sind die verwendeten Unterlagen dokumentiert. Eine andere Beikarte in demselben MaBstab enthalt die Probenpunkte der palaontologischen Bestimmungen von Nannoplankton und Foraminiferen. Diese Bestimmungen erlaubten es, die Kartiereinheiten der internationalen biostratigraphischen Unterteilung anzugleichen. Die traditionellen Formationsnamen wurden nur noch zur Charakterisierung bestimmter lithofazieller Einheiten erwáhnt. Wegen der begrenzten zur Verfügung stehenden Zeit war eine Neukartierung des gesamten Landes nicht móglich. Die Autoren sind sich der Tatsache bewusst, dass noch viel Arbeit erforderlich ist, um die Kenntnis der Geologie der Dominikanischen Republik auf einen befriedigenden Stand zu bringen. Sie sind jedoch der Meinung, dass die vorliegende Karte mit den Erláuterungen eine nützliche Basis für weitere Arbeiten in diesem geologisch so interessanten Land sein wird.

índice 1

Introducción (H. MOLLAT) ....................................................................

7

2 2.1

8

2.4.2.5

Estructura geológica de la República Dominicana ............................... Resumen de la evolución geológica de la República Dominicana (H. MOLLAT) ............................................................................................ Subestructura: las rocas arcoinsulares (B. M. WAGNER) ..................... Introducción ........................................................................................ Jurásico Superior .................................................................................... Cretácico Inferior .................................................................................... Cretácico Superior inferior ................................................................. Cretácico Superior superior a Eoterciario .......................................... Supraestructura (H. MOLLAT) ................................................................. Rocas sedimentarias ............................................................................ Cretácico Superior ................................................................................. Paleoceno ............................................................................................. Eoceno..................................................................................................... Oligoceno ............................................................................................ Mioceno Inferior y Medio ................................................................... Mioceno Superior ................................................................................ Plioceno .................................................................................................. Cuaternario .......................................................................................... Rocas magmáticas ............................................................................... Rocas basálticas más antiguas de la plataforma de Baoruco-Neiba . . El porfirito de Palma Picada (Cordillera Septentrional) ................... La provincia volcánica de Valle Nuevo-Yayas de Viajama ................... Basaltos jóvenes de la fosa tectónica de San Juan ............................... Evolución tectónica................................................................................ Unidades tectónicas de la República Dominicana (H. MOLLAT) .......... La Península de Samaná ..................................................................... El arco insular cretácico y sus prefosas ................................................ La sutura de Azua-Bánica .................................................................. La plataforma de Neiba - Baoruco ......................................................... Fosas tectónicas y sistemas de fallas neógenas ................................. Modelo de la tectónica de placas (B. M. WAGNER) ................................ Introducción ........................................................................................ Evolución de la placatectónica en el Jurásico Superior y Cretácico Inferior ................................................................................... Evolución de la placatectónica en el Cretácico Superior .................... Evolución de la placatectónica del Cretácico más superior al Eoterciario .............................................................................................. Evolución de la placatectónica tarditerciaria a cuaternaria ................

3 3.1 3.2

Concepción del mapa geológico (H. MOLLAT) ..................................... La introducción de unidades bioestratigráficas ................................... Mapas índice 1 : 500.000 .......................................................................

2.2 2.2.1 2.2.2 2.2.3 2.2.4 2.2.5 2.3 2.3.1 2.3.1.1 2.3.1.2 2.3.1.3 2.3.1.4 2.3.1.5 2.3.1.6 2.3.1.7 2.3.1.8 2.3.2 2.3.2.1 2.3.2.2 2.3.2.3 2.3.2.4 2.4 2.4.1 2.4.1.1 2.4.1.2 2.4.1.3 2.4.1.4 2.4.1.5 2.4.2 2.4.2.1 2.4.2.2 2.4.2.3 2.4.2.4

8 9 9 10 11 12 15 16 16 16 17 17 20 21 23 24 26 28 28 29 29 30 31 31 31 31 33 34 35 41 41 42 42 43 47 47 47 48

3.3 3.3.1 3.3.2

Notas explicativas de la leyenda ........................................................... Introducción ........................................................................................ Descripción de las unidades de la leyenda (1 a 64) ............................

49 49 49

4 4.1 4.2 4.2.1 4.2.2 4.3 4.3.1 4.3.1.1 4.3.1.2 4.3.2 4.3.2.1 4.3.2.1.1 4.3.2.2 4.3.2.2.1 4.3.2.2.2

Micropaleontología (P. CEPEK & W. WEISS) ............................................ Introducción ........................................................................................ Métodos del tratamiento de muestras ............................................... Nanoplancton ...................................................................................... Foraminíferos ...................................................................................... Vista general de las dataciones micropaleontológicas ......................... Dataciones mediante el nanoplancton .................................................. Cretácico Superior ................................................................................. Tertiario y Cuaternario........................................................................... Dataciones mediante foraminíferos ...................................................... Cretácico Superior ................................................................................. Foraminíferos planctónicos .................................................................... Terciario ............................................................................................... Foraminíferos planctónicos ................................................................... Foraminíferos grandes ...........................................................................

81 81 81 81 81 82 82 82 82 84 84 84 85 85 87

5

Bibliografía ..........................................................................................

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1 Introducción En el año 1984, los gobiernos de la República Dominicana y de la República Federal de Alemania acordaron cooperar en el sector geocientífico. Esta cooperación minera dominico-alemana fue realizada de 01/10/1984 a 31/12/1989 por la Dirección General de Minería y el Instituto Federal de Geociencias y Recursos Naturales (Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe BGR). Un resultado importante de esta cooperación fue el comienzo de la cartografía geológica sistemática del país a escala 1 : 100.000. Las Hojas San Juan (5972) y Comendador (5872) están impresas, la impresión de la Hoja San Cristóbal (6171) está en preparación. En el transcurso de estos trabajos fueron conseguidos numerosos nuevos conocimientos lito y bioestratigráficos, que son de gran importancia para el entendimiento de la evolución geológica, tambián para otras áreas fuera de las hojas cartografiadas. Como base para la cartografía geológica de hojas adicionales, se empezó con el diseño de una leyenda general para la República Dominicana. Resultó que los mapas geológicos existentes, basadas en gran parte en la definición de unidades litológicas ("formaciones"), no, o sólo parcialmente, podían incorporarse en el con cepto de un mapa geológico basado en el principio bioestratigráfico. Por eso, se concluyó elaborar un nuevo mapa geológico general de la República Dominicana a esca la 1:250.000. Como base de este mapa se usaron todas las cartografías geológicas accesibles y existentes en forma de publicaciones, informes o también manuscritos. Han sido incorporados parcialmente en el borrador de este mapa en el conjunto de nuevas determinaciones paleontológicas, interpretaciones de fotografías aéreas y investiga ciones de terreno. Algunas partes, como por ejemplo la Península de Samaná o la parte occidental de la Cordillera Septentrional, han sido cartografiadas de nuevo. Un plano índice 1 : 500.000 fue elaborado para ilustrar gráfica y bibliográficamente la documentación empleada. Otro mapa a escala 1 : 500.000 presenta los lugares donde se recogieron muestras para determinaciones paleontológicas nanoplanctónicas y de foraminíferos. El mapa geológico fue recopilada por M. Toloczyki y I. Ramirez. H. Mollat concluyó los trabajos de campo y se ocupó de la redacción. El revisó partes de la cartografía con interpretaciones de imágenes satélites, fotografías aéreas y verificaciones en el terreno. Otras contribuciones han sido las de W. Eberle (particul armente la parte preterciaria) y de B. M. Wagner. Las investigaciones micropaleontológicas han sido realizadas por P. Cepek, F. Echevarría (nanoplancton) y W. WeiB (foraminíferos). La topografía fue adaptada por R. Artiles, M. Fernandez, C. G. Kelly, G. A. López, D. Mehlau y H. Unger. Los trabajos cartográficos han sido realizados por D. Mehlau. H. Mollat, B. M. Wagner y W. Weiss redactaron el texto explicativo. Un nuevo y completo mapeo geológico no era posible por razones de tiempo. Por ello, los autores se dan cuenta de la necesidad de efectuar nuevos trabajos extensos e intensivos para que el conocimiento de la geología de la República Dominicana llegue a un nivel satisfactorio. Sin embargo, opinan que el mapa presente serviría como base útil para trabajos geológicos futuros en este país interesante.

2 Estructura geológica de la República Dominicana 2 .1

Resu me n d e la evolució n geo ló gica d e la República Dominicana (H. M OLLAT )

La isla Hispaniola, y con ella la República Dominicana, está situada en el borde septentrional de la placa caribe que a su vez está separada de la placa norteamericana por una falla transformante con desplazamiento sinistrolateral (Fig. 1]. Según un modelo de la tectónica de placas de, entre otros, P INDELL (1994), se está a favor de que las rocas arcoinsulares de Hispaniola han sido formadas en la región del actual puente terrestre centroamericano, migrando en su posición actual en el transcurso del Cretácico y Terciario.

Fig. 1: Esbozo de la posición tectónica de la República Dominicana. (CV - Valle de Cibao, PT - Puerto Rico Trench, MT - Muertos Trough, BE - Beata Ridge, SD - Sto. Domingo, PAP - Port au Prince]

Las rocas arcoinsulares cretácicas constituyen la subestructura de la isla Hispaniola. Superpuestas están rocas de recubrimiento, formadas esencialmen te de los productos de la meteorización de las rocas magmáticas subyacentes durante el Terciario y Cuaternario. Este complejo linda en el suroeste con una plataforma de sedimentos carbonáticos terciarios. Las rocas arcoinsulares forman también la espina dorsal morfológica de la isla: las Cordilleras Central y Oriental. Además, las rocas arcoinsulares se encuentran en el

complejo San Juan y en algunas de las ventanas erosivas de la Cordillera Septentrional. Muy probablemente, las rocas metamórficas, denominadas esquistos de Maimón-Amina, pertenecen también a esta unidad. Rocas características son lavas andesíticas y basálticas, tobas y aglomerados de gran espesor. En la parte superior aumenta la proporción de sedimentos. Intercalaciones tectónicas de gabros, piroxenitas, ultramafitas etc. muestran que también rocas de fondos oceánicos intervienen en estas series. A finales del Cretácico Superior hicieron intrusión magmas de composición predominante tonalítica que, según conocimientos actuales, subyacen a ex tensas áreas del arco insular. Después de esta fase intrusiva comenzó un levantamiento del complejo magmáti co y con ello la sedimentación de los productos de su erosión. En la zona litoral, que termina parcialmente en acantilados y en plataformas continentales estrechas, se encuentran calizas arrecifales y sedimentos clásticos (molasa), y en el talud conti nental sedimentos del tipo flysch. En una plataforma suroccidental se formaron secuencias carbonáticas de gran espesor bajo condiciones estables. En todas las demás áreas, la sedimentación tuvo lugar en un dominio tectónicamente inestable, resultan do parcialmente en rápidos cambios de facies laterales y verticales. La sedimentación de calizas litorales continuó hasta el Cuaternario y llevó a la formación de plataformas carbonatadas en las costas y en Los Haitises, en la parte oriental del país. Un evento placatectónico importante fue la colisión eoterciaria de Hispaniola con la plataforma de Bahama que resultó en considerables esfuerzos tectónicos del ar co insular. A partir del Terciario disminuyó la actividad magmática. En la Cordillera Septentrional, por ejemplo, se conocen porfiritos oligocenos y derrames basálticos submarinos hasta el Mioceno y, en el suroeste del país, vulcanitas alcalinas intracontinentales a partir del Plioceno Superior. 2.2

Subestructura: las rocas arcoinsulares (B. M. W AGNER ) 2.2.1 Introducción

La subestructura de la República Dominicana consiste esencialmente en un arco insular cretácico a eoceno. Este consta, en las Cordilleras Central, Oriental y Septentrional, de rocas volcánicas y intrusivas, y rocas ofiolíticas y metamórficas asociadas. Rocas arcoinsulares de la misma edad están posiblemente presente debajo del recubrimiento sedimentario en el norte de Haití. La posible continuación, debajo de la Península Baoruco, de rocas oceánicas cretácicas que forman la base magmática de Haití meridional aún no está definitivamente aclarada. La evolución geológica de Hispaniola y del arco de las Antillas está directamente vinculada con el desarrollo histórico de los movimientos de la placa norteamericana (NOAM) y los de la placa suramericana (SOAM). Una reconstrucción de la tectónica de placas está incluida en el capítulo 2.4.2. Para el mejor entendimiento de la des cripción de la evolución subestructural de la República Dominicana, los acontecimientos siguientes son importantes:

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1. A través de la deriva noroccidental de la NOAM en el Jurásico Superior se forma ron el Atlántico central, el Golfo de México y el Protocaribe. 2. Al principio del Cretácico Inferior se inició la deriva occidental de la NOAM y SOAM. En los bordes occidentales de ambas placas se verificó la subducción de la placa pacífica y la formación del arco de las Antillas. En el área de la actual República Dominicana se depositaron las rocas arcoinsulares de las Formaciones Duarte y Tireo Inferior, y en el Cretácico Superior inferior las de la Formación Tireo Superior. 3. En el período del Santoniano al Campaniano Inferior, una fase compresiva resultó en la imbricación de escamas ofiolíticas en la secuencia arcoinsular. 4. En el Campaniano Medio, la deriva suroccidental del arco insular cambió de direc ción por la de nororiental. Esto evidentemente provocó una fase distensiva que facilitaba la intrusión de grandes masas tonalíticas. En el transcurso de la deriva nororiental se abrió otra cuenca, una cuenca intra-arcoinsular, entre las actuales Cordilleras Central y Oriental. 5. En el Eoceno finalmente se produjo la colisión entre Hispaniola y la plataforma de Bahama, acompañada de una fase compresiva con plegamientos, cabalgamientos y discordancias. El arco insular de Hispaniola central y oriental consiste en un complejo hetero géneo de vulcanitas, respectivamente tobas ultramáficas a acidas, rocas ofiolíticas de procedencia y edades diferentes, rocas intrusivas intermedias a acidas y rocas metamórñcas (52) 1. Las relaciones originales de las secuencias magmáticas han sido borradas, sobre todo en la Cordillera Central, por fuertes removilizaciones tectónicas, así como por eventos metamórficos y fenómenos asimilativos a través de las intrusiones tonalíticas más jóvenes. Dataciones bioestratigráficas y radiométricas de las rocas arcoinsulares están todavía muy incompletas. Además, la gran parte de las dataciones radiométricas consiste en determinaciones K/Ar que, debido a contenidos menores en potasio o alteraciones térmicas, no pueden ser interpretadas de forma decisiva. Sin embargo, los datos existentes permiten hacerse una idea bastante fiable sobre el origen de la subestruc tura de la República Dominicana.

2.2.2 Jurásico Superior A la hora de la compilación de los mapas geológicos, la existencia de corteza oceánica jurásica en la base del arco insular sólo podía suponerse a través de recon strucciones placatectónicas. Sólo recientemente se comprobaron radiolarios del Jurásico Superior en lechos de pedernal (chertj asociados a rocas basálticas en el borde septentrional, intensamente tectonizado, de la Cordillera Central (MONTGOMERY et al. 1994). Según estos autores, lavas almohadilladas del complejo ofiolítico de

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Los números gruesos se refieren a los números ordinales de la leyenda (cap. 3.3.2). Ahí se encuentran informaciones suplementarias con respecto a las unidades citadas.

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Puerto Plata en la costa septentrional son muy probablemente también de la edad del Jurásico Superior. Estos afloramientos aún no están indicadas en el mapa geológico. En analogía a rocas equivalentes no metamórficas en Cuba (Sierra de los Órganos], las partes inferiores de la serie de los esquistos y mármoles de Samaná (54, 55) pertenecen posiblemente también al Jurásico Superior. Estas rocas se formaron como sedimentos litorales a través de la apertura del Atlántico.

2.2.3 Cretácico Inferior La evolución volcánica arcoinsular empezó en la Cordillera Central con la extrusión de lavas ultramáficas a mañeas que se distinguen a menudo por altos contenidos en Mg, respectivamente Ti, siendo así geoquímicamente parecidas tanto a basaltos oceánicos insulares (OIT), como a basaltos arcoinsulares. Esta serie de rocas se denomina aquí Formación Duarte. Tanto la alta cantidad en lavas picríticas (cerca de 60 a 70 %), como el carácter subalcalino y el orden de cristalisación Ol>Cpx>Plag, indican la fusión y diferencia ción del material original bajo presiones H 2O que corresponden a profundidades no tan grandes. Esto indica distintamente que, petrológicamente, las vulcanitas de la Formación Duarte deben asignarse al ambiente arcoinsular. Por lo tanto, esta forma ción no representa una plataforma oceánica, en la que se había desarrollado más tarde un arco insular. Las vulcanitas de la Formación Duarte forman indudablemente la base de la Formación Tireo (véase abajo). Amplias partes de estas dos unidades de rocas han sido metamorfizadas juntas, y en parte asimiladas, durante la intrusión tonalítica posterior (véase abajo). El grado del metamorfismo térmico varia entre facies corneana con hornblenda en el contacto de la tonalita, y rocas ligeramente o no meta morfizadas, con altos contenidos en gas, a distancias más grandes del contacto. Un metamorfismo relicto, anterior a la intrusión tonalítica, no es reconocible. Por lo tanto, la Formación Duarte fue definida de nuevo. Según los conocimientos actuales ya no es sostenible la definición de BOWIN (1966), quien había unido las partes metamórficas de la Formación Duarte, de la Formación Tireo y también parte de los esquistos de Maimón-Amina (véase abajo) como unidad regionalmetamórfica independiente que fue alterado parcial y posteriormente por meta morfismo de contacto. En las Cordilleras Oriental y Septentrional, equivalentes estratigráficos a la Formación Duarte todavía son desconocidos. Hasta ahora, la edad de la Formación Duarte aún no se podía determinar directamente. Dataciones radiométricas comprendidas entre 123 y 127 m.a. (KESLER et al. 1977) han sido realizadas en rocas ofiolíticas que evidentemente han sido incorpora das en la Formación Duarte por imbricación posterior. Por su posición estratigráfica en el yacente de la Formación Tireo, las vulcanitas de la Formación Duarte tienen muy probablemente la edad del Cretácico Inferior (véase abajo).

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El próximo piso volcánico más alto del arco insular de Hispaniola está compuesto de las vulcanitas básicas, intermedias y acidas de la Formación Tireo Inferior. En la Cordillera Central, esta formación está constituida por riolitas, dacitas, andesitas, tobas acidas a intermedias, tufitas y basaltos subordinados con un espesor total de 100 a 700 m aproximadamente. Lechos y lentejones de rocas ultramáfícas en las secuen cias intermedias a acidas de la Formación Tireo Inferior sugieren su supuesta afinidad genética con la Formación Duarte. En la Cordillera Oriental (KESLER et al. 1991b), la Formación Los Ranchos, con un espesor cerca de los 3.000 m, puede equipararse litológicamente a la Formación Tireo Inferior. Sin embargo, esta formación tiene una cantidad más alta en basalto, presenta una distinta bimodalidad y está caracterizada por la espilitización de las rocas basálticas. En el piso superior de la Formación Los Ranchos, una fase subaérea de la evolución volcánica está documentada por la alta p r o p o r c i ó n e n s e d i m e n t o s c l á s t i c o s c o n fó s i l e s v e g e t a l e s . E s t a fa s e termina con un complejo maar-diatrema que contiene el yacimiento de oro de Pueblo Viejo. En la Cordillera Septentrional, lavas andesíticas y basaltos almohadillados y espilitizados, descritos en la Formación Los Canos (DRAPER et al. 1994], pueden correlacionarse posible y parcialmente con las Formaciones Los Ranchos y Tireo Inferior. La edad de la Formación Tireo Inferior aún no está suficientemente asegurada. En la Cordillera Central, su correlación con la Formación Los Ranchos está apoyada, temporal y genéticamente, por las litologías semejantes, la datación apt -albiense, si bien un poco cuestionable, de un lecho de caliza en el techo de la serie y por su posición estratigráficamente subyacente a la Formación Tireo Superior que tiene la edad del Cretácico Superior. Según dataciones de hojas vegetales fósiles, la Formación Los Ranchos tiene la edad del Cretácico Inferior (SMILEY 1982). Las vulcanitas básales en la parte oriental de la Cordillera Oriental pertenecen muy probablemente también al Cretácico Inferior porque están superpuestos por calizas del tipo Hatillo (50) que llevan una fauna apt-albiense (BOURDON 1985).

2.2.4 Cretácico Superior inferior En el Cretácico Superior inferior continuó el vulcanismo arcoinsular. En la Cordillera Central se depositó la Formación Tireo Superior con tobas y tufitas básicas a intermedias, predominantemente calco-alcalinas, y lavas básicas subordinadas, con un espesor total de varios mil metros (Fig. 2). Numerosos lechos de tobas de lapilli oxidados, de color rojo violáceo, y bombas volcánicas documentan el carácter parcialmente subaéreo de esta secuencia. En las áreas de Restauración y Las Canitas se describen afloramientos de lavas intermedias a acidas en el suprayacente de tobas básicas (LEWIS et al. 1991). Sin embargo, la cuestión si se trate de una capa normal o tectónica aún no está aclarada. En la Cordillera Septentrional, una parte de las hialoclastitas y tobas de la Formación Los Canos, así como tobas y lavas básicas amigdaloides de la región de Pedro Carcía (DRAPER et al. 1994), pueden posiblemente asignarse también a esta fase extrusiva. En la Cordillera Oriental deben de ser consideradas como equivalentes las tobas básicas, sedimentos submarinos volcano -detríticos, basaltos potásicos y andesitas, y lechos de calizas pelágicas (47) de la Formación Las

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Fig. 2: Paisaje en las rocas volcánicas de la Formación Tireo al norte de San Juan. Lagunas y de las Unidades El Seibo (52) y El Oro (49, BOURDON 1985). Numerosas determinaciones paleontológicas (LEWIS et al. 1991; este trabajo) de las intercalaciones sedimentarias en tobas y tufitas resultaron en edades de Cenomaniano Superior a Coniaciano para esta secuencia de vulcanitas. El nanoplancton de sedimentos de encima de las vulcanitas dio la edad del Campaniano. Al cabo de la actividad volcánica, las secuencias de rocas arcoinsulares han sido deformadas en el transcurso de una fase compresiva que resultó también en el emplazamiento tectónico de rocas ofiolíticas intrusivas en la Cordillera Central. Estas últimas están predominantemente compuestas de piroxenitas (63), gabros (59), noritas (62) y ultrabasitas subordinadas (64). El período de esta fase compresiva, del Santoniano al Campaniano Inferior, está fijado por un lado por el emplazamiento tectónico de las ofiolitas en las vulcanitas de la Formación Tireo, y por otro lado por la migmatitización y metamorfización de los cuerpos ofiolíticos por la intrusión de tonalitas ya no comprimidas (véase abajo). En el mismo período se inició también la formación de metamorfitas de alta presión, por ejemplo esquistos glaucofánicos, que están asociados a las ofiolitas en el margen septentrional de Hispaniola. De eso puede deducirse una relación directa entre la fase compresiva y la neoformación de la zona de subducción en el noreste del arco de las Antillas. En el Campaniano Medio, una masa grande de rocas tonalíticas (44) hizo intrusión en el arco insular. Esto posiblemente se debía a una fase de distensión provocada por la deriva nororiental del arco de las Antillas. Según observaciones de terreno durante la cartografía geológica de vista general y la de la Hoja San Cristóbal,

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la intrusión tonalítica no debe verse como intrusiones individuales aisladas, sino como una intrusión única que subyace a la mayor parte tanto de la Cordillera Central, como la de la Cordillera Oriental. Durante el emplazamiento de las tonalitas, las vulcanitas y ofiolitas suprayacentes han sido ya asimiladas y migmatitizadas, ya sólo térmicamente alteradas. Los planos de contacto entre las tonalitas y las

Fig. 3: Vista sobre el valle de Constanza (Cordillera Central) hacia el norte. En el primer plano rocas volcánicas de la Formación Tireo, en el fondo un masivo de tonalita.

vulcanitas y ofiolitas son en su major parte horizontal a subhorizontal. Por eso, la distribución actual de las tonalitas en el mapa geológico está determinada por el nivel de erosión o por tectónica vertical (Fig. 3). En la Cordillera Central, la intrusión tonalítica está seguida, a poca distancia temporal, por una intrusión granítica (43) que se detuvo en poca profundidad. Aparte de los afloramientos al noroeste de San Cristóbal, esta intrusión se nota en la parte meridional de la cordillera por diques de granodiorita, de color rojizo y de grano fino a pegmatítico, y por fenómenos de metasomatismo y cizallamiento en las tonalitas suprayacentes. A esta intrusión granítica pueden atribuirse diques aplíticos que cortan a menudo también las rocas tonalíticas de las demás zonas de la cordillera (LEWIS 1982). Las existentes dataciones de la tonalita, con los métodos K/Ar y 40Ar/39Ar, tienen su punto mediano cerca de los 82 ± 5 m.a. (BOWIN 1975, KESLER et al. 1991c). Sin embargo, la envergadura de los datos, con 33 a 103 m.a., está muy amplia. Esto puede explicarse, por una parte, por pérdidas en Ar tras recalentamientos posteriores tanto por la intrusión granítica, como la de diques basálticos (véase abajo). Por otra

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parte, las tonalitas podían haber recibido cantidades excesivas de Ar a través de la asimilación de fragmentos de rocas más antiguas. La misma problemática es válida para las vulcanitas de las Cordilleras Central y Oriental, donde se puede contar con pérdidas en Ar a través de fases de mineralización y metamorfismo térmico posteriores. Una determinación U/Pb en zircones de la tonalita de Los Cacaos (BRUNO 1990) dio la edad de enfriamiento de 80±2 m.a. (Campaniano Inferior). Esta edad parece ser representativa, puesto que tanto cantos rodados de tonalita, como los de granitos posterio res aparecen por primera vez en los sedimentos del Campaniano Superior de la cuen ca flysch en el área contigua suroccidental.

2.2.5 Cretácico Superior superior a Eoterciario En el Cretácico más superior y en el Eoterciario, la fase distensiva continuó en el arco insular y se abrieron nuevos espacios de sedimentación entre la Cordillera Central en el suroeste y las Cordilleras Septentrional y Oriental en el noreste. En esta época se formó la Formación Siete Cabezas (52) que consta predominantemente de basaltos y tobas basálticas oscuras, con grauvacas y esquistos silíceos adicionales (BOWIN 1966). Muy probablemente, los basaltos oscuros se formaron como corteza oceánica en una cuenca intra-arcoinsular que se desarrolló en esta época en la región actual de los esquistos de Maimón-Amina (véase abajo). La exacta edad de la Formación Siete Cabezas todavía no está fija. Las determinaciones paleontológicas, citadas en la literatura (MANN et al. 1991), no son de intercalaciones sedimentarias en rocas basálticas. Determinaciones K/Ar en basaltos con bajos contenidos en potasio y de un dique de gabro, respectivamente diorita, dieron edades entre Cenomaniano y Eoceno Inferior (BOISSON 1985) que se interpretan con dificultad. La intrusión de diques básicas, con la edad máxima del Campaniano Superior y parcialmente de carácter boninítico (HARTMANN 1990), también está relacionada con la fase distensiva. La intrusión de los diques puede atribuirse directamente a la aper tura de la cuenca intra-arcoinsular, puesto que la generación de boninitas en el ambiente arcoinsular está generalmente vinculada con la formación de cuencas marginales (W ILSON 1989). Los diques basálticos cortan las rocas tonalíticas y volcánicas y intruyeron hasta los horizontes más inferiores de los sedimentos del Campaniano Superior de la cuenca flysch. Según la evolución geológica, el emplaza miento de los diques posiblemente tuvo lugar en el período del Maastrichtiano al Paleoceno. Esta suposición está apoyada por los datos K/Ar de diques en la Cordillera Oriental. La existencia de metasedimentos en el complejo de esquistos de Maimón-Amina sugiere la formación de una cuenca en la cual han sido depositados los productos de erosión de la Cordillera Central, en equivalencia a la cuenca flysch en el borde suroc cidental del arco insular. Cantos rodados de tonalita en estas rocas muestran que la cuenca se formó después del Campaniano Inferior. Sólo recientemente se localizaron al noroeste de Santo Domingo tufitas, argilitas, areniscas y esquistos silíceos ("Formación Bermejo") que son de la edad del Campaniano Superior y superpuestos a

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las tobas de la Formación Tireo Superior (Tavares, I. & WAGNER, B.M. 1995). Estos sedimentos probablemente deben considerarse como el equivalente no metamórfico a los citados metasedimentos de Maimón-Amina. Finalmente, en el área de la ya mencionada cuenca intra-arcoinsular, se encuentran afloramientos aislados de clastitas eoterciarias (la "Formación Los Bonitos" de BOWIN) como restos de una cuenca desplomada. En el norte de Hispaniola, la reactivación del vulcanismo arcoinsular, en el período del Cretácico Superior superior al Eoterciario, es reconocible sólo en unos pocos lugares. Posibles testigos de esta fase ígnea son tobas dacíticas cerca de Imbert en la Cordillera Septentrional (DRAPER et al. 1994), así como un cuerpo basáltico en el yacente de calizas eocenas al este de Dajabón (57). En el Eoceno Medio, la fase distensiva, predominante hasta entonces, fue reemplazada por una fase comprensiva que duró hasta el Eoceno Superior. Con este período coincidía muy probablemente el metamorfismo regional de los esquistos de Maimón-Amina (53), las rocas madre de los cuales han sido indudablemente las vulcanitas arcoinsulares contiguas, sedimentos del Campaniano Superior y partes de la corteza básica oceánica de la cuenca intra-arcoinsular. Esta compresión provocó posiblemente también el emplazamiento tectónico de las ultrabasitas y gabros intrusivos que están asociados a los esquistos y muy probablemente procedentes del fondo de la cuenca intra-arcoinsular. Dioritas piroxénicas (61, BOWIN 1966) en el área de los esquistos de MaimónAmina y en el borde suroccidental de la Cordillera Oriental representan posible mente la fase intrusiva más reciente (posteocena). En el mapa geológico, las dioritas han sido trazadas como intrusiones y diques individuales. Sin embargo, a profundi dad forman cuerpos largos y coherentes (común, pers., S. BROUWER). Anfibolitas y otras metamorfitas de la facies anfibolítica (52) ocurren en la base de noritas augitíferas al suroeste de Santiago en el borde septentrional, intensamente tectonizado, de la Cordillera Central y al sur de Bonao. Tanto la edad como el origen de esos cuerpos aún no están definitivamente aclarados.

2 . 3 Supraestructura (H. M OLLAT ) 2.3.1 Rocas sedimentarias 2.3.1.1 Cretácico Superior

Las actividades volcánicas arcoinsulares disminuyeron paulatiname nte en el transcurso del Cretácico Superior. Con eso, se inició la erosión reforzada y aumenta ron las intercalaciones de sedimentos clásticos y calizas (47) 1 . En el sureste de la 1

Los números gruesos se refieren a los números ordinales de la leyenda ( cap. 3.3.2). Ahí se encuentran informaciones suplementarias con respecto a las unidades citadas.

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Cordillera Central se formó una fosa ñysch (35, "Ocoa") y en el borde septentrional del arco insular se halla un pequeño afloramiento de flysch al este de Miches. Hallazgos de sedimentos litorales se encuentran al noroeste de Baní. Se trata de areniscas, mar gas, conglomerados y calizas (48) con una ñora de nanoplancton del Campaniano Superior. La sedimentación marina de agua poco profunda de margas y bancos de calcarenita (23, facies Sombrerito), muy extensa en el Oligoceno y Mioceno, está preservada ya localmente en el Campaniano (DO 685) 2. La edad del Campaniano ha sido determinada también en el borde meridional de la Cordillera Oriental en margas, directamente encima de las vulcanitas (DO 583). En el borde meridional de la Cordillera Oriental se encuentra un conglomerado (46) con matriz parcialmente calcárea (Don Juan). Este ha sido clasificado como del Maastrichtiano y representa la más moderna formación cretácica.

2.3.1.2 Paleoceno

Hasta ahora, sedimentos paleocenos se conocen sólo en unas pocas localidades de la República Dominicana (42). Los sedimentos son calcáreos a margosos y se encuentran en la margen septentrional de la Cordillera Central (tipo Loma Caballero), en el borde meridional de la misma cordillera al noroeste de Baní, y en la Cordillera Oriental en la Loma El Peñón, al sureste de Seibo. Otra ocurrencia paleocena ha sido comprobada también en la zona flysch entre Baní y Bánica.

2.3.1.3 Eoceno

En el Eoceno se puede distinguir entre la facies litoral, la facies flysch y la facies de plataforma carbonatada. La facies litoral (39) se extiende al noroeste de San Cristóbal. Empieza con calizas del Eoceno Inferior (41) y sigue hasta el Eoceno Superior con areniscas, margas y conglomerados (37, 38). Al norte de la Cordillera Central se desarrollaron calizas (cerca de Dajabón) y secuencias volcanosedimentarias (40) asociadas a calizas (al oeste de Cotui). Una facies semejante es conocida en la Cordillera Oriental. La fosa flysch, que se había formado ya en el Cretácico Superior en el área al sur de la Cordillera Central, siguió rellenándose en el Eoceno (tipo Ocoa), dejando al parecer un hiato entre el Paleoceno y Eoceno Medio (Fig. 4). Aparte de turbiditas se depositaron también calizas pelágicas potentes (Sierra los Números). En el flysch del área de Baní-Ocoa hay numerosas intercalaciones de olistolitos de caliza (Fig. 5). Otra fosa flysch se formó al norte de la Cordillera Central, lo que es hoy la Cordillera Septentrional (tipo Altamira) (Fig. 6). En las turbiditas y clastitas hay intercalaciones de conglomerados y calizas, en las cuales se comprobó el Eoceno Inferior. 2

Los números "DO" se refieren a las muestras paleontológicas (véase Tabla de las muestras paleontológicas).

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Fig. 4: Flysch al margen meridional de la Cordillera Central cerca de Cocoa

Fig. 5: Olistostroma y olistolitos en el flysch en la carretera de Ocoa

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Fig. 6: Flysch en la Cordillera Septentrional central al oeste de Altamira

Fig. 7: Calizas en la Sierra de Neiba (facies Neiba).

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Fig. 8: Acumulación de foraminíferos con Lepidocyclina y Heterostegina en calizas de la facies Neiba, cerca de El Aguacate (Oligoceno, DO 650)

A partir del Eoceno se formó, al sur de la Cordillera Central, una plataforma carbonatada (Sierra de Neiba, Sierra Baoruco etc.) que estaba separada de la fosa flysch de Ocoa por un estrecho marítimo. La plataforma consta sobre todo de las calizas claras estratificadas de Neiba (34) que llevan lechos de pedernal (Fig. 7, 8). A partir del Eoceno Medio se desarrolló, en el sur de la península de Baoruco, una facies de calizas neríticas porosas en el tectónicamente estable bloque de Pedernales (36).

2.3.1.4 Oligoceno

Nota preliminar: en las columnas estratigráficas del mapa geológico, el Oligoceno está todavía subdividido en inferior, medio y superior. En el presente texto, todas las edades oligocenas han sido adaptadas a la subdivisión doble moderna en Oligoceno Inferior y Superior. El antiguo Oligoceno Medio corresponde actualmente al Oligoceno Inferior superior. En el Oligoceno seguían existiendo los mismos dominios de facies que se habían desarrollado en el Eoceno. La facies litoral al noroeste de San Cristóbal está constituida predominantemente por margas y conglomerados (31). En el límite al Mioceno se encuentran interstraficaciones de calizas de derrubios arrecifales (29). En el borde septentrional de la Cordillera Central se depositaron los sedimentos clásticos del Grupo Tabera con conglomerados potentes (32). Al principio del Oligoceno Superior se inició, en los bordes meridional y septentrional de la Cordillera Central, la

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sedimentación de margas y bancos de calcarenita (23, facies Sombrerito) en un ambiente marino de agua somera. En las fosas al sur y al norte de la Cordillera Central, la formación de flysch continuó en el Oligoceno predominantemente con turbiditas y clastitas (flysch de Ocoa, flysch de Altamira). En la Cordillera Septentrional, la sedimentación clástica de la facies de Luperón (28) comenzó probablemente en el Oligoceno Inferior. En la plataforma marina en el sur se depositaron, también en el Oligoceno, las calizas de la facies Neiba. En la Sierra de Baoruco, las calizas fueron reemplazadas, al principio del Oligoceno Superior, por una serie de margas carbonatadas (27). En el sur, la sedimentación de calizas de agua poco profunda continuó en el bloque de Pedernales. Hasta ahora no se conocen sedimentos oligocenos en la Cordillera Oriental. 2.3.1.5 Mioceno Inferior y Medio

La formación de flysch terminó al principio del Mioceno. Con el continuo descenso de la profundidad de agua, los sedimentos se depositaron en facies litoral y localmente hasta facies de plataforma y continental. Finalmente se inició la formación de molasa marina. Una facies litoral clástica de los principios del Mioceno se conoce sólo en pocas localidades. A estas pertenecen las calizas arrecifales y conglomerados de Fort Resolue cerca de San Cristóbal (25). En los bordes septentrional y meridional de la Cordillera Central se desarrollaron conglomerados litorales a fluviales. Estos se depositaron probablemente en el Mioceno Medio (conglomerado de Bulla, conglomerados de cerca de Padre las Casas y al sureste de Constanza, 11). En cambio, una facies de agua poco profunda con margas y calcarenitas turbidíticas está extensamente distribuida (Fig. 9, 10). En analogía a los resultados cartográ ficos de la Hoja San Juan, hemos denominado esta facies facies Sombrerito (23). Su riqueza en fósiles nanoplanctónicos y foraminíferos es una fuente importante para la reconstrucción del desarrollo de facies durante el Mioceno. En un pequeño aflora miento, al norte de Baní, la facies Sombrerito ya empezó en el Campaniano y en los bordes de la Cordillera Central, como ya se ha expuesto, al principio del Oligoceno Superior. Esta facies se formó en el Mioceno Inferior a Medio en un amplio espacio sedimentario que se extendió según sus contornos actuales, en el sur, desde la fron tera haitiana hasta San Cristóbal, y que cubrió, en el norte, la parte occidental de la Cordillera Central hasta La Isabela. Hacia el sur, esta facies no rebasa la depresión de Enriquillo. Una facies equivalente es la parte clástica de las margas carbonatadas al sur de La Salina (Mioceno Medio, "Formación Rio Arriba"). En la Cordillera Septentrional se conocen, aparte de la facies Sombrerito, una facies arenosa del Mioceno Inferior (28, cerca de Luperón) y una facies margosa -arenosa desde el Mioceno Medio (21, Villa Trina). En la punta oriental de la Península de Samaná (22), las calizas neríticas, de color crema, han sido datadas con foraminí feros como del Mioceno Medio inferior. Con el Mioceno Medio, una molasa marina con areniscas y margas estratificadas (20, facies Trinchera) empezó a formarse en el borde meridional de la fosa tectónica

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Fig. 9: Margas y bancos de caliza calcarenítica de la facies Sombrerito (Mioceno Superior) al norte de Villa Vasquez (Cordillera Septentrional)

Fig. 10: La Loma del Morro, al norte de Monte Cristi. Margas y calizas en la facies Sombrerito (Mioceno).

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de San Juan y al oeste de San Cristóbal. Sin embargo, la extensión mayor de esta facies ocurre en el Mioceno Superior (véase allí). En el suroeste, la sedimentación de caliza en la plataforma marina de NeibaBaoruco se redujo gradualmente en el transcurso del Mioceno. Al norte de la fosa tectónica de Enriquillo, cerca de Neiba, la facies de Neiba continuó hasta el límite Mioceno Inferior-Medio. En la Sierra Baoruco, al sur, esta facies fue reemplazada por una facies de calizas margosas ya desde el Oligoceno Superior. Al norte, en la Sierra de Neiba y hasta el borde septentrional del Valle de San Juan, la facies de Neiba fue sustuida por la facies de Sombrerito a partir del Oligoceno Superior. Ambas ámbitos de facies se tocan al norte de Neiba. Al lado de la carretera de Neiba a Los Guineos, las calizas de Neiba del Mioceno Inferior están seguidas, hacia arriba, por margas carbonatadas concordantes del Mioceno Medio que contienen vulcanitas submarinas (33) y, sobre estas, por margas y calcarenitas de la facies Sombrerito. En la península de Baoruco, la sedimentación de calizas margosas y margas calcáreas continuó como mínimo hasta el límite Mioceno Medio-Superior. En el bloque de Pedernales, la sedimentación de potentes calizas de algas, de color rosado y del ambiente de agua poco profunda (26), parece haber empezado en el tránsito Oligoceno-Mioceno. En la Cordillera Oriental, sedimentos del Mioceno Inferior a Medio son desconocidos.

2.3.1.6 Mioceno Superior

Generalmente, los sedimentos del Mioceno Superior han sido depositados en aguas poco profundas. En las márgenes de la Cordillera Central predominan sedimentos clásticos. En el sur, una molasa marina potente (20, facies Trinchera) con areniscas y margas estratificadas (cuenca de San Juan, área al norte de la Sierra Martín García) siguió, en el Mioceno Superior superior (zona de nanoplancton NN 11), a la facies Sombrerito que todavía llega hasta el Mioceno Superior. Fue descrita hasta ahora como Formaciones Trinchera, Fondo Negro, Quita Coraza etc. En la cuenca de San Cristóbal predomina una facies de margas con intercalaciones de conglomerados. En el norte, la formación de los conglomerados de Bulla (11, Fig. 11) continuó y cerca de la costa se depositaron sedimentos clásticos (19, "Formaciones Cercado, Gurabo"). Al final occidental de la Cordillera Septentrional actual, cerca de Monte Cristi Villa Vasquez, un delta se formó a partir del Mioceno Superior (18), el área madre del cual era la Cordillera Central. Más mar adentro, el delta pasa a las margas y calcarenitas de la facies Sombrerito. En el este se depositaron margas potentes con banquitos de arenisca ("Villa Trina"). Cerca de Puerto Plata, la formación de calizas de derrubios arrecifales empezó en el Mioceno Superior (14, Loma Isabel de Torres). En la plataforma en el suroeste, el Mioceno Superior está representado por una molasa marina. Al sur de la fosa tectónica de Enriquillo se conoce sólo un aflora miento de margas arenosas de esta época (DO 649). Una excepción representa el

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Fig. 11: Conglomerado Bulla cerca de Gurabo. Margen septentrional de la Cordillera Central.

bloque de Pedernales, sobre el cual la deposición de calizas de color rojizo siguió hasta el Plioceno. En la Cordillera Oriental no se conocen sedimentos del Mioceno Superior. Se acepta generalmente que la sedimentación de las margas y calizas de la "Formación Cevicos" no empezaba antes del Plioceno (véase allí).

2.3.1.7 Plioceno

La profundidad marítima siguió reduciéndose en el Plioceno. Por eso se encuentran predominantemente sedimentos que han sido depositados en la zona mareal cerca de la costa, o también en el ambiente continental. Estos sedimentos, por natu raleza, apenas contienen fósiles guía y la regla son faunas y floras resedimentadas. Por eso, estos sedimentos han sido clasificados, según la literatura, varias veces como demasiado antiguos. La facies continental está caracterizada por potentes gravas fluviales poco clasificadas que ya están cortadas por valles más recientes en niveles morfológicamente más altos. A estos depósitos se han dado nombres locales (11, p.ej. "Formaciones Arroyo Seco, Las Matas") en función de la naturaleza de los cantos y con eso, en función del área fuente.

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La facies clástica litoral está designada en el mapa como molasa marina de facies litoral (16). Esta contiene un horizonte característico de caliza detrítica con lechos de ostras (facies Arroyo Blanco). A éste están asociados arenas y conglomerados finos (Fig. 12). Esta facies se extiende sobre todo en la cuenca de San Juan, en la Hoya de Enriquillo y en la cuenca de Azua. En la Península de Samaná, el conglomerado de Sánchez (24), cuya edad estratigráfica aún no está asegurada, se formó probablemente

Fig. 12: Vista hacia el norte de la fosa San Juan sobre calizas de la facies Arroyo Blanco. Al fondo siguen calizas de la facies Neiba (Loma los Copeyes), la zona de flysch y la Cordillera Central.

también en esa época. En la región de la Hoya de Enriquillo se produjeron cuencas de evaporación con depósitos de yeso y sal (17, facies Angostura). Los depósitos en el Valle del Cibao ("Formación Mao" etc.) son comparables con la facies clástica litoral. Con el desarrollo de calizas en la parte más super ior, estos depósitos representan la transición a la facies carbonática, que está descrita a conti nuación. Una facies carbonática litoral se encuentra, extensamente distribuida, en las partes periféricas del país (14). En esta facies se incluyen tanto las plataformas carbonatadas a lo largo de la costa meridional, como Los Haitises al este de Cotui ("Formación Cevicos"; Fig. 13) y las placas carbonáticas en la Península de Samaná y en la Cordillera Septentrional ("Formación Villa Trina"). Con la excepción de la Loma Isabel de Torres, cerca de Puerto Plata (véase 2.3.1.6), no se puede decir con certitud, por falta de fósiles característios, si la sedimentación de esas calizas empezó ya en la sección más superior del Mioceno Superior o más tarde en el Plioceno. Para el mapa

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Fig. 13: Paisaje de "Haitises" (karst cónico) en calizas pliócenas cerca de Las Lomitas.

se eligió la presentación uniforme como Plio-Pleistoceno. La secuencia estratigráfica empieza en parte con margas calcáreas, de color amarillento (15), que son ricas en moluscos, gasterópodos y briozoos. En la Cordillera Oriental, las margas contienen intercalaciones de vetas de carbón y ámbar. Hacia arriba siguen calizas de derrubios arrecifales que pueden alcanzar un espesor de varios cientos de metros. En éstas se desarrollaba un típico karst cónico en Los Haitises, al este de Cotui, y en la Península de Samaná. En la parte occidental de la Cordillera Septentrional, el delta al este de Monte Cristi se mantuvo en el Plioceno.

2.3.1.8 Cuaternario

En el Cuaternario se formaron sedimentos parcialmente marinos en las costas. Está generalmente aceptado, por ejemplo, que la sedimentación de la plataforma carbona tada en la costa meridional, al este de Nizao, continuó hasta el Pleistoceno. Arrecifes de briozoos en el borde del lago Enriquillo demuestran que una ingresión marina llegó hasta la Hoya de Enriquillo (9, Fig. 14; 15). Un depósito particular es el olistostroma de San Marcos (10) cerca de Puerto Plata. Se trata de una enorme masa submarina deslizada, con matriz arcillosa, cuya formación se desencadenó probablemente por el ascenso muy rápido joven de la Cordillera Septentrional. Muy modernos son depósi -

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Fig. 14: Derrubios arrecifales del Cuaternario al margen meridional del Lago Enriquillo.

tos maréales (2) que se encuentran en áreas donde zonas de subsidencia recientes alcanzan la costa actual (fosa tectónica de Cibao, cuenca de Enriquillo , cuenca de Azua). Sedimentos límnicos (8) ocupan el subsuelo actual de la Hoya de Enriquillo. Se formaron después del úlitimo retroceso del mar. El levantamiento de la isla Hispaniola provocó, también en el Cuaternario, una erosión fuerte y la acumulación de masas de derrubios enormes. De allí, se encuentran terrazas fluviales potentes (5) en diferentes niveles de altitud y abanicos aluvia les (4, 6) de varias generaciones.

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Fig. 15: Derrubios arrecifales del Cuaternario al margen septentrional del Lago Enriquillo con dibujos incisos indígenos.

2.3.2 Rocas magmáticas 2.3.2.1 Rocas basálticas más antiguas de la plataforma de Neiba-Baoruco

En la plataforma de Neiba-Baoruco se conocen afloramientos de basaltos efusivos submarinos (33). Se encuentran desde las Sierras de Baoruco y Neiba hasta el borde septentrional del Valle de San Juan. Se trata de lavas, aglomerados y tobas. La datación como Cretacio, que hubo hasta ahora, está basada en dos dataciones radiométricos de basaltos de cerca de Ciénaga que dieron edades de 74,2 ± 3,7 y 105 ± 10 m.a. con el método K/Ar (BELLON et al.). Se debería tratar de basaltos del fondo oceánico que constituyeron la base de la placa de Baoruco y que han sido considerados como equivalentes a los afloramientos basálticos cretácicos de Haití meridional. No compartimos esta opinión porque resultó que la mayoría de los afloramientos basálticos verificados son intercalaciones singenáticas en los sedimentos terciarios siguientes:

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1. En el borde septentrional del Valle de San Juan, al oeste de la Presa de Sabaneta: base del Oligoceno Superior (DO 526). Yacente: calizas de la facies de Neiba. Suprayacente: facies de las margas y calcarenitas. 2. En la Sierra de Neiba (Loma Monte Bonito): intercalación concordante bajo calizas tabulares que deben clasificarse como Mioceno Inferior a Medio. 3. Perfil de la carretera Neiba — Los Guineos: intercalación en margas carbonatadas del Mioceno Medio. Los afloramientos de la Sierra de Baoruco son parcialmente de acceso difícil y además tectónicamente falladas. Las vulcanitas de cerca de Polo se encuentran tectó nicamente en una posición sinclinal, junto con margas carbonatadas del Mioceno. El afloramiento al oeste de Los Patos está superpuesta por margas carbonatadas del Oligoceno Superior (NP 24-25). Los afloramientos extensos al sur de Barahona, cerca de Ciénaga, están situados junto a una falla periférica mayor, paralela a la costa y en continuación de la falla periférica oriental de Beata Ridge. Las rocas han sido intensamente deformadas y alteradas. Según las condiciones geológicas, los basaltos tienen la edad terciaria, com prendida entre Eoceno y Mioceno Medio. La interpretación de las dataciones radio métricas como cretácicas no puede sostenerse, tratándose de muestras de los basaltos intensamente alterados de cerca de Ciénaga que contienen además, como lo notó ya HEUBECK (1988), tenores de potasio muy bajos.

2.3.2.2 El porfirito de Palma Picada (Cordillera Septentrional)

Un complejo intrusivo de quimismo intermedio se encuentra en la Cordillera Septentrional entre Jicomé Arriba y El Mamey (30). Se trata de cúpulas de andesita porfirítica y de brechas magmáticas parcialmente alteradas por procesos hidroterma les. El complejo está en conjunto intensamente cizallado. Hay contactos intrusivos con las rocas flysch de la facies de Altamira. Por eso, estas rocas intrusivas son posiblemente de la edad del Oligoceno Superior.

2.3.2.3 La provincia volcánica de Valle Nuevo - Yayas de Viajama

Hace sólo poco tiempo que se conocen un gran número de vulcanitas en el área del Valle Nuevo (Constanza) - Yayas de Viajama (13). Se trata principalmente de domos, lavas y piroclastitas de traquiandesita, latita con biotita y hornblenda , latiandesita con hornblenda, andesita con augita y basaltos olivínicos y basaltos alcalinos subordinados. Los domos están parcialmente relacionados con sistemas de fallas en direcciones NW-SE y ENE-WSW. Dataciones radiométricas K/Ar dieron edades de cerca de 2,8 a 0,3 m.a.

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2.3.2.4 Basaltos jóvenes de la fosa tectónica de San Juan

En el Valle San Juan se encuentran cúpulas y coladas basálticas con la edad del Holoceno (12). Se trata de lavas y piroclastitas de basaltos alcalinos, ricos en olivino. Basándose en análisis químicos, GARCÍA & HARMS (1988) distinguen refritas fonolíticas (basanitas), foiditas tefríticas y basaltos foidíticos. Existen dos dataciones radiométri cas, no publicadas, con el método K/Ar: Loma los Frailes (al este de Guanito) 1,71 ± 0,2 m.a. y Arroyo Loro (cerca de Punta Cana) 0,81 ± 0,2 m.a.

31 2.4 Evolución tectónica 2.4.1 Unidades tectónicas de la República Dominicana (H. MOLLAT) (véase mapa 7) Según la literatura publicada hasta ahora, la clasificación tectónica del país sig ue sobre todo criterios geomorfológicos, descuidando el hecho que la morfología actual está dominada por las fosas tectónicas tardineógenas y áreas elevadas correspon dientes. Con eso, el conjunto geológico preneógeno queda omitido fácilmente. Como consecuencia se distinguen aquí las unidades siguientes: • La Península de Samaná • El arco insular cretácico y sus prefosas (Cordilleras Central, Oriental y Septentrional con sus cuencas sedimentarias correspondientes) • La plataforma de Neiba-Baoruco (Sierras de Neiba, de Baoruco) • Fosas tectónicas y sistemas de fallas neógenas (Las fosas tectónicas de Cibao, San Juan-Azua y Enriquillo).

2.4.1.1 La Península de Samaná

La Península de Samaná, con secuencias potentes de esquistos micáceos y már moles, parece a un cuerpo geológico ajeno (véase la dicusión de edad cap. 3.3.2 No. 56). Con límites tectónicos, la península tiene el carácter de una meseta tectóni ca (horst). La falla en el borde meridional se une hacia el oeste con la falla periférica septentrional de la fosa tectónica de Cibao (véase allí). Los esquistos glaucofánicos, al final oriental de la península, muestran que las rocas han sido expuestas temporal mente a profundidades más grandes. Datos radiométricos (véase JOYCE 1991; LEWIS & DRAPER 1990) favorecen el comienzo del metamorfismo de hundimiento, (o sea de presión alta), en el Santoniano a Campaniano Inferior y un enfriamiento de la serie en el Eoceno Superior. Las más antiguas capas de cobertera sobre los mármoles son calizas del Mioceno Medio.

2.4.1.2 El arco insular cretácico y sus prefosas En

este capítulo se resumen: • Las rocas arcoinsulares: - series potentes de rocas efusivas submarinas y subaéreas, - rocas plutónicas con ultramafitas, gabros y piroxenitas, - tonalitas y granitos subordinados en las Cordilleras Central, Oriental y Septentrional, • las prefosas sedimentarias: - productos de erosión arcoinsular, es decir sedimentos flysch, sedimentos de plataforma continental, sedimentos de molasa y sedimentos litorales

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en la zona Bánica-San Cristóbal en el sur, en el borde septentrional de la Cordillera Central, en grandes partes de la Cordilla Septentrional y en las regiones periferias de la Cordillera Oriental. Las secuencias arcoinsulares están divididas por una geosutura importante en una parte suroccidental y otra nororiental. A esta sutura puede seguirse desde Dajabón en el oeste, y pasando por Monción, hasta La Vega al este. Ahí gira al sureste y desaparece al norte de Santo Domingo bajo sedimentos cuaternarios. Este elemento tectónico se denomina aquí sutura de Dajabón-Santo Domingo. Se caracteriza por — zonas de fallas paralelas de carácter falla inversa, con empujes generalmente hacia fuera, en la dirección de las vulcanitas arcoinsulares, — imbricación de cuerpos ultramáficos, — rocas asociadas del metamorfismo regional (esquistos de Amina, Maimón] y — afloramientos de basaltos oceánicos (Formación Siete Cabezas). La sutura probablemente representa el resto, tectónicamente reducido, de una cuenca intra-arcoinsular (véase cap. 2.4.2.4), que separa la Cordillera Central actual de las Cordilleras Oriental y Septentrional. El plan de deformación dentro de las rocas arcoinsulares todavía es desconocido en gran parte. Cartas detalladas (Rio San Juan, San Cristóbal) muestran un sistema complicado de fallas y cabalgamientos. Esquistosidades u orientaciones minerales preferentes pueden observarse frecuentemente. Un metamorfismo regional está presente pero, aparte de la Península de Samaná, limitado al área de la sutura de Dajabón-Santo Domingo y alcanzando sólo ocasionalmente la facies de las anfibolitas. Las intrusiones tonalíticas han producido normalmente un intenso metamorfismo térmico, cuya zona a menudo es ancha a causa de contactos subhorizontales. El vulcanismo arcoinsular terminó esencialmente al final del Santoniano. Indicaciones de períodos de levantamiento, o bien de erosión, pueden deducirse de las capas de cobertera sedimentaria de la Cordillera Central que se desarrollaban regionalmente de distinta forma. Hiatos distintos pueden observarse particularmente después del Cretácico Superior. El Paleoceno, por ejemplo, queda suprimido entera o parcialmente junto a la Cordillera Central (La Vega, Loma Caballero, Dajabón, Los Banitos, San Cristóbal) y falta enteramente en la Cordillera Oriental (Loma el Peñón). En el borde septentrional de la Cordillera Central faltan el Eoceno (Tabera) y partes del Oligoceno (Monción) y Mioceno (conglomerado de Bulla, facies Cercado, Gurabo, Mao etc.). En la Cordillera Oriental, trayectos largos de rocas arcoinsulares cretácicas están directamente superpuestas por rocas del Plioceno. Varios hiatos pueden obser varse también en el Terciario. Discordancias son comunes en el Eoceno y Oligoceno Inferior (Baní), así como antes del Mioceno Superior (p.ej. fosa tectónica de San Juan). Pese a la diferencia regional en el carácter de las discordancias y basándose en la evolución de las capas de cobertera, desde la formación del flysch (Campaniano Superior a Oligoceno Superior), vía la molasa marina, hasta la molasa continental (Mioceno Inferior a Plioceno), se puede concluir que la Cordillera Central se levantó repetidas veces entre el Eoceno y el Plioceno. Con eso, los distintos tipos de facies y sus inicios correspondientes migraron continuamente fuera del arco insular, rejuveneciéndose bioestratigráfica y progresivamente en esta dirección.

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En la prefosa meridional del arco insular y con contacto fallado, una cuenca flysch sucede hacia arriba a las rocas arcoinsulares. El flysch está intensamente imbricado y linda, en el sur, con el borde septentrional de la plataforma de Neiba-Baoruco (véase 2.4.1.3) con un melange tectónico (58) que debe interpretarse como la traza de una zona de subducción, o sea colisión. El bloque de caliza arrecifal de la Loma Nalga de Maco debe verse como resto de la facies litoral entre flysch y arco insular. Otra fosa flysch se desarrolló en el Eoceno a Oligoceno ¿Inferior? al norte de la Cordillera Central (facies Altamira). El flysch está plegado en pliegues anchos ondu lados con ejes dirigidos aproximadamente este-oeste. El límite meridional de la fosa está cubierto de sedimentos neógenos. Todavía se conoce poco sobre el tipo y la edad del plegamiento y de la imbrica ción en la Cordillera Central. En la Cordillera Oriental, el plegamiento comprende el Cretácico Superior, el Paleoceno y el Eoceno, con ejes en direcciones iguales, que son entre otras noroeste-sureste. El plegamiento en el borde meridional del arco insular está caracterizado por compresiones fuertes que han sido provocadas por los movimientos contra el bloque de Neiba — Baoruco (véase abajo).

2.4.1.3 La sutura de Azua-Bánica

La sutura de Azua-Bánica separa las rocas arcoinsulares de la Cordillera Central y las de su fosa flysch en el noreste de las rocas de la plataforma de Neiba -Baoruco en el suroeste. Esta sutura representa una zona ancha de fallas que ha sido cartografiada en detalle hasta ahora sólo en la Hoja San Juan. En la sutura se enfrentan bruscamente la facies flysch (Cretácico Superior a Oligoceno) del arco insular y la facies de las calizas y margas (Eoceno a Oligoceno) de la plataforma de Neiba-Baoruco (Fig. 16). Este contraste de facies indica espacios diferentes de deposición, apoyando la inter pretación de la plataforma de Neiba-Baoruco como subplaca independiente que fue parcialmente subducida tras su colisión con el arco insular al final del Paleógeno. En las bien cartografiadas zonas de imbricación del flysch de Baní occidental pue den reconocerse prismas de acreción. El bajocorrimiento de la zona flysch hacia el arco insular está evidentemente también relacionado con la subducción. El estrecho marítimo entre las dos subplacas debía estar cerrado al final del Oligoceno, puesto que los derrubios de erosión transgresaron, al principio del Mioceno, desde las zonas flysch y arcoinsular hasta la plataforma de Neiba-Baoruco. Además, en las zonas de imbricación cerca de Bani falta el Mioceno. Evidentemente, la subducción cambió más tarde en colisión. Los movimientos deben de haber continuado hasta tiempos modernos, porque capas de la molasa continental pliocena, con buzamientos altos, se encuentran en el borde meridional del melange. Estas zonas imbricadas continúan al sur de Hispaniola hasta la fosa de Muertos que hasta hoy sigue siendo una zona de seísmos activos.

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Fig. 16: La prega de Sabaneta al margen septentrional de la fosa de San Juan. En el primer plano calizas y margas de la facies Sombrerito. Al otro lado de la presa siguen rocas mixtas de la zona de melange, flysch y rocas volcánicas de la Cordillera Central. 2.4.1.4 La plataforma de Neiba-Baoruco

La plataforma de Neiba-Baoruco puede dividirse en una parte septentrional plegada y una parte meridional no plegada (bloque de Pedernales), con la línea de separación siguiendo una zona de fallas, aproximadamente entre El Aguaca te y Enriquillo y cruzando la dolina profunda de Pelempito (Fig. 17). La parte septentrional abarca las montañas cerca del Alto de los Copeyes al noroeste de San Juan, las Sierras Neiba, Martín García y Baoruco y consta de sedimentos de plataforma eocenos a oligocenos que contrastan, con respecto al ámbito de deposición, como ya mencionado, con los de la fosa flysch en el norte. Característicos son pliegues con amplitudes largas y vergencias meridionales, sobre todo en la parte septen trional. Según los ejes curvilíneos, el plegamiento debe ser considerado como plegamiento de deslizamiento. Los núcleos de los anticlinales constan, por regla general, de calizas duras de la facies Neiba, mientras que los sinclinales, que están compuestos del material más blando de la facies Sombrerito, a menudo han sido tectónicamente exprimidos o reducidos. A veces, los flancos meridionales de los anticlinales han sido cabalgados sobre los sinclinales adyacentes. En el mapa geoló gico se han presentado sólo los ejes de los anticlines por razones de claridad. El plegamiento comprendió, con direcciones de ejes iguales, todas las capas desde el Eoceno hasta el Plioceno, incluida la molasa litoral. Actualmente no se puede deter minar si el plegamiento se verificó continuamente o en varias fases. La parte

Fig. 17: Vista del escarpamento de las calizas blancas al NE de Pedernales hacia el norte a los anticlinales de calizas de la Sierra Baoruco (facies Neiba).

meridional de la plataforma está formada por el llamado bloque de Pedernales. Evidentamente se trata de un bloque estable, con límites tectónicos y sedimentación uniforme de calizas marinas de agua poco profunda de edad eocena a miocena. Los estratos no son plegados y tienen buzamientos ligeros hacia el suroeste. La posición tectónica estable resultó en la formación de depósitos de bauxita (Fig. 18 -20).

2.4.1.5 Fosas tectónicas y sistemas de fallas neógenas

Varias fosas tectónicas y zonas de subsidencia tardineógenas atraviesan el país en direcciones aproximadas de WNW-ESE. Pasan en la dirección más o menos paralela a la de la falla de la trinchera de Puerto Rico que separa, al norte de Hispaniola, la placa caribe de la placa norteamericana. Parecen en parte a cuencas de desgarre (pulí apart basins) en cuyas fallas periféricas tuvieron lugar desplazamientos verticales y también sinistrolaterales grandes. La fosa tectónica de Cibao se extiende desde Monte Cristi en el noroeste hasta la costa oriental cerca de Samaná y Miches. El límite septentrional está formado por las fallas periféricas de la Cordillera Septentrional y la Península de Samaná. Una falla paralela importante ("Camu Fault") se extiende en arco de La Isabela a Puerto Plata. El límite suroriental de la fosa tectónica es la falla periférica sep tentrional de Los Haitises de Cevicos. Más hacia el oeste, la Cordillera Central parece bucear bajo el

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Fig. 18: Mina de bauxita abandonada NE Pedernales ("Mercedes"). Pilares restantes de calizas neríticas kársticas (Oligoceno).

Fig. 19: Acumulaciones de bauxita en calizas neríticas del Mioceno en la carretera al este de Pedernales.

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Fig. 20: La plataforma de calizas del Mioceno y Oligoceno de Pedernales. En la costa instalaciones para el embarque de bauxita.

Neógeno de Dajabón-La Vega sin salto vertical reconocible, lo que lleva a pensar en una monofosa en esta región (váase también EDGAR 1991 Fig. 10). Según los afloramientos que se conocen en sus bordes, la formación de la fosa no empezó antes del Mioceno Superior. Los sondeos Villa Isabel 1 (cerca de 22 km al sureste de Monte Cristi) y Licey 1.3 (cerca de 13 km al sureste de Santiago) penetraron cada uno cerca de 200 m de Cuaternario y más de 3.000 m de Plioceno ("Formación Mao"). Seísmos pequeños, así como la existencia de zonas maréales en las costas junto a Monte Cristi y Sánchez, muestran que los movimientos están siguiendo hasta hoy (Fig. 21). La fosa tectónica de San Juan se extiende aproximadamente desde Comendador en el oeste hasta Villarpando en el este (Fig. 12). Hacia el sureste, hasta la costa cerca de Azua, la fosa se disipa en sistemas de fallas que están dirigidos nor-sur, noroeste—sureste y suroeste—noreste y acompañados de pequeñas fosas tectónicas. En estes sistemas de fallas radica el vulcanismo plioceno a cuaternario. El borde septentrional de la fosa ha sido removilizado por la tectónica compresiva contra la Cordillera Central y por eso no es claramente definible. El borde meridional consiste en fallas paralelas, en las cuales se han producido saltos verticales y probablemente también horizontales con sentidos sinistrolaterales. Hacia el oeste, y muy parecido al borde meridional de la fosa tectónica de Cibao, las fallas pasan a flexuras. Por esto, la parte occidental de la fosa, hasta la frontera con Haití, debería llamarse depresión en vez de fosa. El relleno de la fosa consta predominantemente de derrubios continentales plio cenos (Facies Arroyo Seco) que tienen un espesor de más de 1.000 m en el sondeo Candelón 1. La subsidencia de la fosa probablemente no empezó ante s del Mioceno más superior.

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Fig. 21: Vista del margen NE de la Cordillera Central sobre la presa de Rincón y la fosa de Cibao (Valle de la Vega Real) hacia el NE. En el fondo la Cordillera Septentrional.

La fosa tectónica de Enriquillo forma la hondonada del lago de Enriquillo y está delimitada en el norte y sur por fallas normales y además por una precordillera de molasa litoral plegada (Fig. 22; 23). Los pliegues se produjeron probablemente durante la subsidencia de la fosa. La tendencia de desplazamiento sinistrolateral de la falla periférica meridional puede deducirse de las direcciones de las capas del Cerro de la Escoba al norte de La Salina. La subsidencia continuada de la fosa, desde el Plioceno, está indicada por idénticos depósitos marinos de agua poco profunda del Mioceno Medio al norte y sur de la fosa, un hiato en el Mioceno Superior y por un Plioceno potente con sequencias salinas (1.800 m de espesor en el sondeo Charco Largo). La ingresión marina en el Cuaternario y depósitos límnicos y maréales en la costa documentan movimientos continuos hasta tiempos modernos, cuando el acceso directo al Golfo de Ocoa ha sido cerrado por levantamientos costeros. La evolución bioestratigráfica y la de la litofacies en el norte y sur de la fosa se corresponden tanto, que no existen razones ningunas de asignar las Sierras de Neiba y Baoruco a unidades o terrenos diferentes. Como movimiento compensatorio al lo de la subsidencia de las fosas tectónicas, se inició en el Plioceno una fase ascendiente importante, en el transcurso de la cual se elevaron sobre todo las Cordilleras Septentrional y Central y la Sierra de Baoruco (Fig. 24). En la Cordillera Septentrional, la base de sedimentos pliocenos fue elevada hasta 500 m sobre el nivel del mar. El deslizamiento del gran olistostroma de San Marcos, cerca de Puerto Plata, ha sido la consecuencia de la morfología accidentada de la costa. La Cordillera Central llega con el Pico Duarte a una altitud de 3.175 m

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Fig. 22: Vista sobre la fosa de Enriquillo hacia el norte. En el primer plano calizas margosas debajo de Puerto Escondido. En el fondo calizas de la Sierra de Neiba.

Fig. 23: Vista del este de la fosa de Enriquillo sobre el cono de dejección de La Descubierta.

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Fig. 24: Terrazas de abrasión jóvenes sobre calizas del Mioceno al este de Cabo Rojo. El nivel más alto alcanza 200 m s.n.d.m.

sobre el nivel del mar. Aquí, la erosión denudó anchas zonas hasta el nivel de las tonalitas. Esto indica también que los levantamientos más importantes o currieron en el sur. En el sur, el techo de las tonalitas llega a cerca de los 900 m, y en el norte sólo a 140 m sobre el nivel del mar. Debido a los fuertes levantamientos y erosiones, el Mioceno de la Sierra de Baoruco (2.367 m) está preservado sólo en sinclinales marginales. Entre los demás accidentes tectónicos destaca la zona de fallas que delimita el borde oriental de la península de Baoruco. Esta zona debe ser considerada como continuación de la falla de Beata este (Beata East Fault] que a su vez representa el límite oriental de la cresta de Beata (Beata Ridge). El impacto de la falla se refleja en la fracturación, parcialmente muy intensa, de las capas a lo largo de la costa. Aparte de movimientos verticales había probablemente también largos movimientos horizontales. En la Loma de la Vigia, al sur de Azua, calizas de plataforma y rocas de la molasa marina están superpuestas por una masa tectónica cabalgada de caliza de agua poco profunda que se conoce en otros sitios sólo en la punta meridional del bloque de Pedernales. A esta unidad tectónica pertenecen también las montañas de caliza de la llanura de Azua que han sido intensamente fracturadas y probablemente transpor tadas al noreste y luego obducidas por este sistema de fallas después del Mioceno. Dentro de la plataforma carbonatada pliocena, al sureste de Higuey, está formándose un joven sistema de fracturas, morfológicamente muy significante. Este sistema está asociado a una zona de fosas tectónicas que son dirigidas más o menos noroe stesureste.

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En las costas de la República Dominicana predominan actualmente tendencias de levantamientos (Fig. 25). Tendencias de subsidencia pueden observarse particular mente donde fosas tectónicas modernos, incluidas las zonas de subsidencia conti guas, acaban en el mar.

Fig. 25: Costa de levantamiento reciente al Cabo Rojo.

2.4.2 Modelo de la tectónica de placas (B. M. WAGNER) 2.4.2.1 Introducción

La evolución histórica del arco de las Antillas está vinculada por naturaleza con el registro de los movimientos de la placa norteamericana (NOAM) y los de la suramericana (SOAM). Las reconstrucciones placatectónicas de los últimos años (Ross & SCOTESE 1988; STEPHAN et al., 1989; PINDELL 1994), junto con las investigaciones paleomagnéticas sobre la deriva aparente de polos (apparent polar wander path, APW) y los movimientos correspondientes de la NOAM (MAY, BECK & BUTLER 1989), abren, sin embargo, nuevas posibilidades para reconstruir la historia de los movimientos en el dominio caribe. Mediante los resultados de las investigaciones de estos autores será resumida a continuación la evolución placatectónica de la isla de Hispaniola.

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2.4.2.2 Evolución de la placatectónica en el lurásico Superior y Cretácico Inferior En

esta época, los movimientos de placa siguientes tuvieron lugar: -

A través de una deriva de la NOAM hacia el noroeste, el Atlántico central se formó en el Jurásico Superior; entre Norte y Suramérica se originaron el Golfo de México y el Protocaribe. - Con el cambio de la deriva de la NOAM hacia el oeste, al principio del Cretácico Inferior, la actividad subductiva se inició en los bordes occidentales de Norte y Suramérica. Con eso, el arco de las Antillas se formó en la parte occidental del Protocaribe entre la NOAM y la SOAM (Fig. 26a). En la base del arco insular, corteza oceánica de edad jurásica se conoce sólo como restos escasos, en forma de lechos de pedernal (chert) y rocas basálticas, en el borde septentrional, intensamente tectonizado, de la Cordillera Central y en forma de lavas almohadilladas en el complejo ofiolítico de Puerto Plata en la costa septentrional. Las rocas arcoinsulares del Cretácico Inferior están representadas en la Cordillera Central por las Formaciones Duarte y Tireo Inferior, y en la Cordillera Oriental por la Formación Los Ranchos. El espesor distintamente más grande de la Formación Los Ranchos frente a la de la Formación Tireo Inferior indica que, en esta época, el eje mayor del vulcanismo estaba situado en la Cordillera Oriental.

2.4.2.3 Evolución de la placatectónica en el Cretácico Superior

-

En el Cretácico Superior continuó el vulcanismo arcoinsular. En el Cretácico Superior superior, la NOAM cambió de deriva occidental a la de suroccidental, mientras que la SOAM conservó su deriva occidental. Con esto se blocaba probablemente la zona subductiva del margen suroccidental de las Antillas y una nueva zona subductiva, con buzamientos surorientales, se formó en el borde nororiental del arco insular. Como consecuencia se inició una deriva hacia el noreste del arco de las Antillas. Al mismo tiempo se regeneró la zona subductiva pacífica en el oeste y se originó el actual arco insular de Centroamérica meridional (Fig. 26b). Durante el Cretácico Superior inferior, la Formación Tireo Superior se desarrolló en la Cordillera Central y las series volcanógenas de la Cordillera Oriental se depositaron en el flanco submarino nororiental del arco insular. En contraste al vulcanismo del Cretácico Inferior, el eje mayor de esta fase extrusiva debe verse ahora en la zona de los depósitos de tobas potentes, parcialmente subaéreos, de la Cordillera Central. Esto indica que la zona de subducción se encontró en estos tiempos todavía al lado suroccidental del arco insular. Al final del vulcanismo arcoinsular, más o menos entre el Santoniano y el Campaniano Inferior, una fase compresiva tuvo lugar en la isla Hispaniola, en el transcurso de la cual las series volcánicas fueron deformadas y las rocas ofiolíticas

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intrusivas tectónicamente emplazadas en la Cordillera Central. Con esta misma fase tectónica puede relacionarse la neoformación de la zona subductiva en el borde nororiental de Hispaniola, como señalado por la existencia de rocas ofiolíticas y metamorfitas de alta presión asociadas (esquistos glaucofaníferos, etc.) en la Cordillera Septentrional y en la Península de Samaná. Los datos radiométricos existentes (véase JOYCE 1991; LEWIS & DRAPER 1990) sugieren el inicio del metamorfismo de hundimiento en el Santoniano a Campaniano Inferior. El origen de la fase compresiva estaba posiblemente relacionado con el ya mencionado cambio de la deriva occidental de la NOAM en la de suroccidental. En el Campaniano Medio, la fase de compresión fue seguida por una de distensión que presumiblemente fue provocada por una deriva nororiental del arco de las Antillas. Esta fase estaba acompañada de la intrusión de rocas tonalíticas y subor dinadamente también graníticas. En las zonas de contacto, las vulcanitas y ofiolitas han sido parcialmente asimiladas, migmatitizadas y metamorfizadas. En las Cordilleras Central y Oriental, las series de rocas más lejanas de las intrusiones tonalíticas han sido alteradas térmicamente. Las dataciones radiométricas varían considerablemente, pero tienen un valor mediano de cerca de 82 m.a. (Campaniano Inferior) para la edad de enfriamiento. Cantos rodados de tonalita ocurren por primera vez en los sedimentos del Campaniano Superior en la cuenca flysch adyacente en el suroeste.

2.4.2.4 Evolución de la placatectónica del Cretácico más superior al Eoterciario

-

La deriva nororiental del arco insular continuó. Con eso se prolongó también la fase extensiva del Campaniano Superior que fue terminada en el Eoceno por la colisión con la plataforma de Bahama en la región de las Antillas Grandes. - Al final del Oligoceno, la subplaca de la plataforma de Neiba-Baoruco colisionó con el arco insular. - Con el cambio de la deriva suroccidental de la NOAM en la de occidental y la conservación de la deriva occidental de la SOAM, se inició la migración del arco de las Antillas Menores hacia el este. En el Campaniano Superior, la fase distensiva provocó la formación de cuencas sedimentarias entre la Cordillera Central en el suroeste y las Cordilleras Septentrional y Oriental en el noreste (Fig. 26c). A esta fase se debe muy probablemente la intrusi ón de numerosos diques básicos y en parte boniníticos. En este período, en el que se observa también la subsidencia del arco insular, se generó en el área actual de los esquistos de Maimon-Ámina una cuenca intra-arcoinsular con corteza oceánica (entre otras rocas las ultrabasitas y basaltos de la Formación Siete Cabezas). Esta cuenca es comparable con la cuenca Yukatán entre Cuba y la Cresta de Cayman (Cayman Ridge) en el oeste y en el este con la cuenca oceánica entre la Cresta de Aves (Aves Ridge) y las Antillas Menores.

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Las tobas dacíticas de la Formación Imbert pueden indicar la reactivación del vulcanismo arcoinsular provocado por la actuación subductiva durante la deriva nororiental del arco de las Antillas. En el Eoceno Medio, la colisión del arco de las Antillas con la plataforma de Bahama tuvo lugar en el área de Hispaniola (Fig. 26d). Este evento tectónico, probablemente el más impresionante en el registro geológico de Hispaniola, causó los ple gamientos y la discordancia pronunciada en la cuenca flysch de Ocoa, el colapso de la cuenca de San Cristóbal, deformaciones y fallas inversas en el área de las Cordilleras Central y Oriental, así como el cizallamiento de la cuenca pre-arco septentrional y el emplazamiento tectónico de las series ofiolíticas y metamórficas en la costa septentrional. En esta fase ocurrió muy probablemente también — la cerradura de la cuenca intra-arcoinsular, — el metamorfismo regional que produjo los esquistos de Maimón-Amina, — el cabalgamiento de los basaltos de la Formación Siete Cabezas sobre las vulcanitas arcoinsulares, — el emplazamiento tectónico de ultrabasitas y gabros del fondo de la cuenca intra-arcoinsular y por fin — el ascenso y enfriamiento de las metamorfitas de alta presión de la Península de Samaná. Después de la colisión medio-eocena, y durante otra fase intrusiva, hicieron intrusión dioritas en el área de los esquistos de Maimón-Amina, respectivamente en el borde suroccidental de la Cordillera Oriental. En el Oligoceno (Fig. 26e), la plataforma de Neiba-Baoruco, veniendo del suroeste, hizo contacto con el arco insular. La base de esta subplaca está compuesta de basaltos oceánicos cretácicos que afloran en el sur de Haiti. La combinación bajocorrimiento y tectónica compresiva indica que la subducción de la plataforma bajo el arco insular precidió a la colisión. La base cretácica en la Sierra de Neiba es desconocida; sin embargo, al lado haitiano, en la Presqu'ile de Nord-Ouest, existen aflamientos solitarios de vulcanitas del Cretácico Superior que, semejante a las vulcanitas arcoinsulares de la Cordillera Central, han sido intruidas por plutonitas acidas (véase DRAPER et al., 1994). De ahí es posible que, parecido a Jamaica, el norte y noroeste de Haiti ha sido una parte inde pendiente del arco de las Antillas que colisionó con Hispaniola nororiental en el Mioceno (Fig. 26f).

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2.4.2.5 Evolución de la placateotónica tarditerciaria a cuaternaria

-

La migración oriental del arco de las Antillas Menores continuó hasta actualmente. - La colisión de la plataforma de Baoruco con el arco de la Cordillera Central siguió hasta el pasado más moderno. En el transcurso de esta migración se formó la gran falla transformante sinistrolateral de la trinchera de Puerto Rico (Puerto Rico Trench transform fault) que separa actualmente la NOAM de la placa caribe en el borde septentrional de Hispaniola (Fig. 26g). Al principio del Mioceno fue establecida la unión entre la plataforma de NeibaBaoruco y el arco insular. La colisión continuó hasta tiempos más modernos. La sutura de la colisión se extiende hasta la fosa de Muertos. A partir del Plioceno se hundieron las zonas de las fosas tectónicas de Hispaniola, cuyas fallas periféricas están dirigidas aproximadamente paralelas a la trinchera de Puerto Rico y caracterizadas por movimientos verticales y parcialmente también sini strolaterales horizontales.

3 Concepción del mapa geológico (H. MOLLAT) 3 .1

La i n tr o d u c c i ó n d e u n i d a d e s b i o e s tr a t i g ráfi c a s

El más conocido mapa geológico de la República Dominicana de tiempos más modernos fue publicado en 1969 por R. ZOPPIS DE SENA en su "Atlas Geológico y Mineralógico de la República Dominicana" a escala 1 : 250.000. Menos conocidas son otras dos obras cartográficas, un atlas geológico 1 : 250.000 (1983), editado por el Instituto Nacional de Recursos Hidráulicos (INDHRI) y un diseño cartográfico 1 ~ 400.000 de R. Rodríguez Torres (Edición preliminar, 1985). En el año 1991, MANN et al. publicaron mapas en negro y blanco a escalas variadas de partes del país. La presentación de unidades geológicas en estos mapas está fundada en el con cepto de formaciones. En eso, se trata de unidades litológicas que han sido definidas y denominadas según localidades tipo, como por ejemplo la Formación Sombrerito. Basadas en unas determinaciones de fósiles, que a menudo han sido efectuadas hace mucho tiempo y parcialmente con macrofósiles, se habían creadas ideas fijas sobre la edad de tales formaciones. Con eso, unidades litológicas han sido equiparadas a las bioestratigráficas en el uso del idioma geológico. En el atlas de ZOPPIS, la Formación Sombrerito (Oce) de la Hoja Neiba (HOJA 1871), por ejemplo, ha sido agrupada al Oligoceno. En los últimos años, numerosas determinaciones paleontológicas de nanoplancton y también de foraminíferos han demonstrado que, debido a las inestabilidades tectó -

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nicas frecuentes, se debe contar con considerables cambios de facies lateral es y verticales en los sedimentos terciarios de la República Dominicana. Esto se aclarará con el ejemplo de la ya citada Formación Sombrerito. La formación consta esencialmente de margas blandas con intercalaciones de calcarenitas turbitíticas. El aflora miento más antiguo de esta facies ha sido comprobada en el Cretácico (Campaniano) al norte de Baní. En los bordes de la Cordillera Central, esta facies empezó al principio del Oligoceno Superior (borde septentrional, junto a Monción; borde meridional, al oeste de la Presa de Sabaneta). Lo más larga la distancia a la Cordillera Central, lo más tarde empezó la Formación Sombrerito: -

en el Mioceno Inferior: cuenca de San Juan, cerca de San Cristóbal (aquí con conglomerados potentes), - en el Mioceno Medio: borde meridional de la cuenca de San Juan; Cordillera Septentrional, - en el Mioceno Medio superior: borde meridional de la Sierra de Neiba. Al oeste de San Cristóbal, esta facies termina en el Mioceno Medio más inferior. Al sur de la Cordillera Central la facies llega mayormente hasta el Mioceno Superior. En la Cordillera Septentrional la facies continua hasta el límite superior del Mioceno (Monte Cristi). Otro ejemplo, entre muchos más, son las calizas neríticas de plataforma en el suroeste ("calizas de Neiba"). ZOPPIS las ha agrupado al Eoceno. Según determinaciones paleontológicas nuevas en la Sierra de Baoruco, las calizas se extienden desde el Eoceno hasta el límite entre el Oligoceno Inferior y Superior, y al norte de Neiba hasta el límite superior del Mioceno Inferior. Estos resultados muestran que las formaciones representan en realidad facies lito lógicas, cuyas edades bioestratigráficas pueden ser muy diferentes. En el presente mapa geológico, la edad bioestratigráfica de la unidad geológica está dada por el color de fondo, mientras que la composición litológica puede verse en las signaturas en color y además con símbolos en negro. Todavía no todas las unidades litológicas podían ser agrupadas bioestratigráficamente de forma satisfactoria; pero en conjunt o ha salido un imagen geológico, en lo cual puede verse la evolución de facies dentro de determinados períodos geológicos del territorio entero de la República Dominicana.

3.2

Mapas índice 1 : 5 0 0 . 0 0 0

Las informaciones geológicas que existen sobre la República Dominicana, en forma de mapas y manuscritos, están distribuidas sobre todo el país a intervalos incoherentes y a menudo difícilmente accesibles. Por eso, les parecía útil a los autores de presentar en una carta índice a escala 1 : 500.000 todos los mapas geológicos que se utilizaron para la compilación del mapa presente. En eso, se consideraron todos los mapas publicados, así como mapas manuscritos de informes. En el sector correspondiente del mapa índice está notado el nombre del autor y los datos b ibliográficos pertenecientes se encuentran en la parte inferior.

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Otro mapa índice a escala 1 : 500.000 contiene los lugares donde se recogieron las muestras para dataciones micropaleontólogas.

3.3

No tas exp licativas d e la leyend a 3.3.1 Introducción

Debido a las distintas condiciones sedimentarias en las diferentes partes del país, resultó extremamente difícil de recopilar una leyenda convencional para todo el área del mapa. Nos decidimos pues de concebir columnas de leyenda para siete regiones parciales de la República Dominicana que tienen geológicamente una estructura uni forme: A. Bloque de Pedernales B. Sierra de Baoruco C. Sierra de Neiba D. Cordillera Central y su borde meridional E. Borde septentrional de la Cordillera Central F. Cordillera Septentrional G. Cordillera Oriental y Península de Samaná. Estas regiones están presentadas en un mapa índice pequeño (Regiones relacionadas a las columnas de la leyenda), para que se encuentre más fácilmente la columna de leyenda de cada región correspondiente. La columna de leyenda no representa un corte geológico. Los campos de las columnas son equivalentes a las casillas normales y dispuestos de abajo arriba en la secuencia del estratigráficamente más antiguo al más moderno. La división bioestra tigráfica está indicada en los margenes a la izquierda y derecha de la leyenda. Cada campo de leyenda contiene un símbolo geológico que está repetido delante del texto explicativo, así como en los campos correspondientes del mapa mismo. El símbolo indica la edad (p.ej. tmim = Tercario, Mioceno Medio] y después de un apóstrofo sigue una notación litológica (p.ej. 'c = caliza). La letra pequeña significa el tipo de roca, la letra grande el conjunto de rocas (p.ej. 'Fl = flysch). La delimitación de campos de leyenda contiguos con lineas de rayas significa que hay transiciones graduales temporales o litológicas, o que el límite temporal no es cierto. Una leyenda de estilo tradicional ha sido añadida para el Cuaternario y para rocas de edad desconocida.

3.3.2 Descripción de las unidades de la leyenda (1 a 64) A continuación serán explicadas las unidades litológicas que están presentadas en el mapa. Para mejorar la claridad de las descripciones, se usó el esquema siguiente: N° ord.: las unidades litológicas tienen números ordinales seguidos. En el texto se refiere a este número si se compara la unidad con otra(s). La edad indicada corresponde a la del símbolo en el mapa.

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Unidad litológica: cada unidad presentada en el mapa está carcterizada por una descripción litológica breve que se usa también en referencias internas cruzadas. Denominaciones anteriores: con esas, nombres importantes de formaciones u otras denominaciones conocidas de la literatura han sido recopiladas para esta unidad litológica (p.ej. Formación Hatillo, F. Caliza Media Cara etc.). Símbolos: esta línea contiene los símbolos pertenecientes a esta unidad y las columnas de leyenda en las cuales se encuentran estos símbolos; por ejemplo, las calizas margosas (N°. 27) de la Sierra de Baoruco (columna B) son del Oligoceno Superior al Mioceno Medio (tols-tmim'cm), mientras que el afloramiento pequeño al norte de Neiba (columna C) es del Mioceno Medio (tmi m'crn). Afloramientos principales: aparte de las afloramientos mayores, se han señalado también afloramientos pequeños, pero geológicamente importantes. Espesor: indicada según la literatura. Edad bioestratigráfica: la edad de sedimentos está discutida según los datos bioestratigráficos existentes hasta ahora. En eso, se consideraron también las enver gaduras diferentes en los distintos dominios de facies. La edad de magmatitas está indicada según dataciones radiométricas y condiciones de emplazamiento en el conjunto geológico. Para rocas de edad desconocida se entra en una discusión de edad. Notas: bajo esta rúbrica se dan detalles particulares en algunos casos. Literatura: aquí se refiere a la bibliografía (cap. 5).

51 D e pós it os c uat e r na ri os N° ord. 01 Unidad litológica: Símbolo: Litología: Notas:

depósitos aluviales. Edad: Holoceno. qh'a arcillas, arenas, gravas. depósitos los más recientes del fondo de valles; terrazas bajas.

N° ord. 02 Unidad litológica: Símbolo: Litología: Notas:

marismas. Edad: Holoceno. qh'mr arenas finas y limos. estos sedimentos maréales se encuentran en la costa en zonas de subsidencia actuales; finales occidental y oriental de la fosa tectónica de Cibao (desembocaduras de los rios Yuna y Yaque del Norte), final oriental de la fosa tectónica de Enriquillo (desembocadura del Rio Yaque del Sur), Llano de Azua (Puerto Viejo).

N° ord. 03 Unidad litológica: Símbolo: Litología: Notas:

N° ord. 04 Unidad litológica: Símbolo: Litología: N° ord. 05 Unidad litológica: Símbolo: Litología:

Cuaternario, indiferenciado.

q gravas poligénicas, arenas, limos etc. depósitos fluviales indiferenciados, así como formaciones de taludes de derrubios, abanicos de derrubios, etc.

conos de deyección. q'ab arenas fluviales y gravas poligénicas en conos de deyección.

depósitos fluviales, terrazas. q'f gravas poligénicas y arenas en forma de terrazas fluviales.

N° ord. 06 Unidad litológica: conglomerados en cuencas intramontanas. Símbolo: q'cg Litología: conglomerados poligénicos y gravas con intercalaciones de abanicos de derrubios (talus). Afloramientos principales: Cordillera Septentrional oriental. Literatura: EBERLE et alii 1980.

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N° ord. 07 Unidad litológica: dunas. Símbolo: q'd Litología: arenas finas de origen eólico. Afloramientos principales: costa meridional (al sur de Azua; Las Calderas). Nc ord. 08 Unidad litológica: depósitos lacustres. Símbolo: q'lac Afloramientos principales: Hoya de Enriquillo Litología: arcillas, limos y arenas finas, ricas en lechos de moluscos con conchas delgadas. N° ord. 09 Unidad litológica: depósitos marinos (Fig. 14; 15). Denominación anterior: en parte Formación Jimani. Símbolo: q'c Afloramientos principales: Hoya de Enriquillo. Litología: calizas de derrubios arrecifales, arrecifes de briozoos, margas, arenisca. Yacente: molasa marina (N°. 16). Techo: depósitos lacustres (N°. 08). Espesor: cerca de 125 m (DE LEÓN), hasta 300 m (LUNAS) Edad bioestratigráfica: Cuaternario comprobado por nanoplancton (NN 19-NN 21, DO 287); el comienzo en el Plioceno Superior no está paleontológicamente comprobado. Literatura: LLINAS 1972; DE LEÓN 1989; CEPEK 1985-89. N° ord. 10 Unidad litológica: olistostroma San Marcos. Denominación anterior: Olistostroma San Marcos. Símbolo: q'Ols Afloramientos principales: el único afloramiento junto a Puerto Plata (Cordillera Septentrional). Litología: matriz arcillosa con olistolitos poligénicos, predominantemente de magmatitas, además calizas. Condiciones de deposición: relleno de un cañón submarino y por eso deposición discordante sobre y al lado de unidades de rocas diferentes. Edad bioestratigráfica: el material está derivado en su mayoría de magmatitas arcoinsulares cretácicas (No. 52, 59—61, 64); en componentes sedimentarios se comprobó el Eoceno y el Mioceno Medio; el emplazamiento del olistostroma se verificó en el Cuaternario. Notas: la agrupación estratigráñca del olistostroma varia según los autores diferentes; se suponía, por ejemplo, que la facies de las margas y areniscas ("Villa Trina") de la Loma Isabel de Torres está superpuesta al olistostroma; sin

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embargo, esta montaña formó sólo una parte del muro lateral del cañón; estas condiciones de deposición, así como la superficie fresca del olistostroma, casi sin disección fluvial y depósitos recientes, son particularmente notables en las fotos aéreas; por eso, el emplazamiento del olistostroma está puesto en el Cuaternario; evidentemente, el emplazamiento está relacionado con el levantamiento rápido de la Cordillera Septentrional después del Plioceno Inferior que resultó, en la costa, en pendientes morfológicamente muy accidentados. N AGLE 1972; Literatura:

BOURGOIS 1980.

Rocas precuaternarias N° ord. 11 Unidad litológica:

molasa continental (tipo Arroyo Seco). Edad: Mioceno a Pleistoceno. Denominaciones anteriores: Formación Arroyo Seco, F. Las Matas, F. Via, F. Bulla, F. Arroyo Loro Símbolos: en columnas C,D,E,F tpl—qp'Mc y además en columnas D,E tng'Mc Afloramientos principales: Valle San Juan, cuencas de Azua y Enriquillo, Valle del Cibao; bordes septentrional y meridional de la Cordillera Central (Fig. 11). Litología: conglomerados gruesos a finos, mal clasificados, con arenas y limos subordinados; ocasionalmente horizontes de suelo. Ámbito de deposición: continental con escasas influencias marinas. Yacente: se puede anticipar la deposición discordante sobre todas las capas anteriores; deposición concordante sobre la molasa litoral (N°. 16). Espesor: variable, en el Valle de San Juan hasta un máximo de 1.000 m. Edad bioestratigráfica: (Mioceno)-Plio-Pleistoceno; en las zonas de facies continental se debe contar con la resedimentación de todos los microfósiles marinos; la edad predominante del Plioceno Superior a Pleistoceno está deducida del conjunto geológico; en los bordes septentrional y meridional de la Cordillera Central, la formación de estos conglomerados se inició más temprano (conglomerado de Bulla, conglomerados al sur de Constanza y al norte de Padre Las Casas); en el mapa están presentados bajo el Neógeno. Notas: estos sedimentos se distinguen de los de las terrazas más modernas por su disección fluvial significante y la ausencia de superficies de terraza; influencias marinas son conocidas tanto en el conglomerado de Bulla (transición a la fazies litoral N°.19), como también en los afloramientos

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cerca de Castillo (DO 312) y al norte de Guayubin (DO 574). Literatura: ANTONINI 1979; PALMER 1979; MARCANO 1980; GARCÍA & HARMS 1988; HARMS 1989; CEPEK 1985-89; CEPEK & WEISS 1991. N° ord. 12 Unidad litológica: cúpulas y coladas de basalto. Edad: Cuaternario. Denominación anterior: Formación Bandera. Símbolo: en columna D q'b Afloramientos principales: Valle San Juan. Litología: lavas y piroclastitas de basaltos alcalinos ricos en olivino. Yacente: molasa continental (N°. 11.) Espesor: de las coladas de lava al máximo cerca de 200 m. Edad: existen dos determinaciones radiométricas con el método K/Ar, Loma los Frailes (al este de Guanito) 1,71 ± 0,2 m.a., Arroyo Loro (cerca de Punta Cana) 0,81 ± 0,2 m.a. Literatura: DIGEMIN 1984, GARCÍA & HARMS 1988. N° ord. 13 Unidad litológica:

provincia volcánica de Valle Nuevo - Yayas de Viajama. Edad: Plio-Pleistoceno. Símbolo: en columna D tpl—qp'and. Afloramientos principales: Valle Nuevo (Constanza), Yayas de Viajama Litología: cúpulas, lavas y piroclastitas de traquiandesita, lauta con biotita y hornblenda, latitandesita con hornblenda, andesita con augita; basaltos olivínicos y basaltos alcalinos subordinados. Roca encajante: flysch (N°. 35), molasa marina (N°. 20), molasa litoral (N°. 16) y molasa continental (N°. 11). Edad: las dataciónes radiométricas (K/Ar) varían entre cerca de 2,8 y 0,3 m.a. Literatura: DIRECCIÓN GENERAL DE MINERÍA 1984; VESPUCCI 1982. N° ord. 14 Unidad litológica: calizas litorales. Edad: Mioceno Superior a Pleistoceno. Denominaciones anteriores: Formación Villa Trina, F. Cevicos. Símbolos: en columnas D,F,G tpl—qp'c en columna E tpl'c en columna F tmis'c; tpl—qp'c Afloramientos principales: Cordillera Septentrional, Península de Samaná, Los Haitises de la Cordillera Oriental, plataforma carbonatada de Santo Domingo/Higuey, Valle del Cibao. Litología: en general calizas de derrubios arrecifales. Ámbito de deposición: marino, litoral; karstificación intensa cerca de

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la costa (Sto. Domingo); en parte formación de típico karst cónico (Fig. 13). Yacente: margas (N°. 15, 21), arenas y margas (N° 19); deposición discordante sobre rocas arcoinsulares N°. 52 (Cordillera Oriental), sobre esquistos y mármoles N°. 54, 55 (Península de Samaná). por medio cerca Espesor: de 100 a 200 m; en la Loma de Sisiviera (Cordillera Septentrional) cerca de 450 m; al suroeste de Sto. Domingo más de 400 m (HEUBECK). Mioceno Superior - Plioceno Edad bioestratigráfica: (¿Pleistoceno?); el nano-plancton está caracterizado por estar intensamente retra-bajado y por eso no es seguro si las calizas empiezen ya en el Mioceno Superior; el nanoplancton de las margas subyacentes (N°. 15) no da más informaciones definitivas; las calizas de Loma Isabel de Torres, cerca de Puerto Plata, son de la misma facies y empiezan en el Mioceno Superior; para el mapa se acepta que las calizas pertenecen al PlioPleistoceno. Notas: en el sureste, entre Sto. Domingo y Nizao, aumenta la fracción clástica. Literatura: CEPEK 1982; EBERLE et al. 1980; HEUBECK & MANN 1991. N° ord. 15 Unidad litológica: margas bajo calizas arrecifales jóvenes. Edad: Plioceno. Denominaciones anteriores: Formación Cevicos (en parte), F. Yanigua Símbolos: en columnas D,G tpl'm Afloramientos principales: borde meridional de Los Haitises en la Cordillera Oriental; al sur de San Cristóbal. Litología: margas de color amarillo a ocre, ricas en macrofósiles (briozoos, bivalvos, gasterópodos, etc.), ya arenosas, ya calcáreas; en el este con arcillas y vetitas de carbón y ámbar. Ámbito de deposición: marino, litoral; en el este además límnicofluvial. Yacente: deposición concordante sobre molasa marina (N°. 20); discordantemente sobre rocas magmáticas arcoinsulares (N°. 52). Suprayacente: calizas de la facies litoral (N°. 14) como máximo hasta cerca de 100 m. Espesor: (¿Mioceno el más superior?) — Plioceno; debido a la facies Edad bioestratigráfica: litoral, el nanoplancton ha sido intensamente retrabajado, pero probablemente no está más antiguo que el Mioceno Superior superior (NN 11); puesto que NN 11 ha sido determinado también en la molasa marina (N°. 20) subyacente, esta unidad fue clasificada como pliocena. Literatura: BROUWER & BROUWER 1982; HEUBECK 1988; CEPEK 1985-89. Nc ord. 16 Unidad litológica: molasa marina, facies litoral (tipo Arroyo Blanco). Edad: Plioceno. Denominaciones anteriores: Formación Arroyo Blanco, F. Las Salinas, F. Jimani en parte, etc.

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Símbolo: en columnas D,E,F tpl'Ml. Afloramientos principales: Valle San Juan, cuencas de Azua y Enriquillo. Litología: areniscas y arenas, conglomerados, margas subordinadas, calizas de derrubios arrecifales con lechos ostreros en la parte inferior; estas calizas a menudo forman crestas marcadas (Fig. 12). Ámbito de deposición: marino, litoral; influencias continentales. Yacente: concordantemente sobre molasa marina (N°. 20). Suprayacente: molasa continental (N°. 11); interdigitación lateral con calizas litorales (N°. 14) y margas (N°. 15) litorales. Valle San Juan cerca de 200 a 350 m; Hoya de Enriquillo más de 700 m. Espesor: (¿Mioceno el más superior?) - Plioceno; el nanoplancton ha Edad bioestratigráfica: sido intensamente retrabajado; aunque paleontológicamente no comprobado, no se puede excluir el comienzo eventual en el Mioceno más superior; la edad pliocena parece más justificada porque el yacente (molasa marina, N°. 20) entre Barahona y Azua, donde éste es muy potente, empieza en el nivel NN 11 (DO 677). GARCÍA & HARMS 1988; DE LEÓN 1983; Literatura: LLINAS 1972; CEPEK 1985-89. N° ord. 17 Unidad litológica:

facies salina de la molasa litoral (tipo Angostura). Edad: Plioceno. Denominaciones anteriores: Formación Angostura, F. las Salinas, F. Cerro de Sal, F. Cerro de Yeso, F. Agua Salada etc. Símbolos: en columnas B,C,D tpl'Ml-ev Afloramientos principales: Hoya de Enriquillo. Litología: arcillas coloradas y limos con lechos de yeso y sal de roca; el espesor de lechos individuales de yeso hasta 2 m, la de los de sal de roca hasta 80 cm. Ámbito de deposición: cuencas litorales cerradas. Yacente: no aflorando. Suprayacente: interdigitaciónes laterales y verticales con molasa litoral (N°. 16); la facies salina forma la base de la molasa litoral (núcleo del anticlinal de la Loma de Sal y Yeso; sondeo Charco Largo 1). al menos cerca de 1.400 m. Espesor: (¿Mioceno el más superior?) - Plioceno; debido al ambiente Edad bioestratigráfica: depositario litoral, el nanoplancton ha sido retrabajado y no es característico (compárese con N°. 16); el yacente no aflora y no está claramente definido en los sondeos existentes; aunque no se puede excluir que esta serie salina haya empezado ya en el Mioceno más superior, muy probablemente debe de ser clasificada como pliocena. LLINAS 1972; DE Literatura: LEÓN 1989; CEPEK 1985-89.

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N° ord. 18 Unidad litológica:

sedimentos deltaicos de la Cordillera Septentrional occidental. Edad: Mioceno Superior a Plioceno. Denominación anterior: Formación Cercado. Símbolo: en columna F tmis-tpl'D Afloramientos principales: Cordillera Septentrional occidental. Litología: conglomerados poligénicos, areniscas, margas con calcarenitas. Ámbito de deposición: delta litoral. Yacente y suprayacente: no aflorando. Suprayacente: no indicada Edad bioestratigráfica: Mioceno Superior superior a Plioceno Inferior (NN 11 a NN 15, hasta NN 16 incierto). Notas: puesto que los cantos rodados de los conglomerados vienen derivados de la Cordillera Central, con el tamaño de grano decreciendo generalmente del sur al norte, la Cordillera Central parece haber sido el área madre principal. Literatura: CEPEK 1985-89. N° ord. 19 Unidad litológica: molasa neógena de Dajabón - Santiago. Edad: Neógeno. Denominaciones anteriores: Formación Cercado, F. Gurabo, F. Mao, F. Baitoa. Símbolo: en columna E tng'l+ar Afloramientos principales: borde meridional del Valle del Cibao, entre Dajabón y Santiago de los Caballeros. Litología: conglomerados, arenas, areniscas y limolitas, calcarenitas, calizas de derrubios arrecifales. Ámbito de deposición: litoral a marino de agua poco profunda. Yacente: concordantemente sobre sedimentos clásticos de agua poco profunda del tipo Tabera (N°. 32), y sobre molasa continental (N°. W, conglomeiado de Bulla); discoidantemente sobre p.ej. N°. 44, 52, 53. Espesor: al menos cerca de 1.400 m. Edad bioestratigráfica: Mioceno Superior a Plioceno según SAUNDERS. Notas: parece tratarse parcialmente del equivalente de la molasa marina (N°. 20) y molasa litoral (N°. 16) en el sur. Literatura: ANTONINI 1979; SAUNDERS et alii, 1986; 1990. N° ord. 20 Unidad litológica:

molasa marina (tipo Trinchera). Edad: Mioceno Medio a Superior Denominaciones anteriores: Formación Trinchera, F. Fondo Negro, F. Quita Coraza, F. Bao, F. Florentino etc. Símbolos: en columna D tmira.s'Mm tmis'Mm Afloramientos principales: Valle San Juan, cuencas de Enriquillo-Azua, San Cristóbal.

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Litología:

Espesor: Edad bioestratigráfica:

Literatura:

areniscas estratificadas, margas, conglomerados; localmente lentejones de calizas de derrubios arrecifales. Ámbito de deposición: marino de agua poco profunda. Yacente: concordantemente, en parte probablemente con hiato, sobre la facies de las margas y calcarenitas (N°. 23) y posiblemente sobre calizas margosas N°. 27 (véase DO 649). Suprayacente: molasa litoral (N°. 16). Valle San Juan 1.500 a 1.600 m. Mioceno Medio a Superior; esta facies empieza en el Mioceno Medio inferior (zona de nanoplancton ¿NN4? NN5) al oeste de San Cristóbal (DO 625) y en el área de la fosa tectónica de San Juan hasta Elias Pina (DO 411, 413-15, 498); posiblemente existe un hiato hacia arriba, ya que NN7 a NN10 no podían comprobarse hasta ahora; la facies termina en el Mioceno Superior (NN11); en las demás áreas, esta facies empieza y termina en el Mioceno Superior superior (NNll). GARCÍA & HARMS 1988; CEPEK 1985-89; CEPEK & WEISS 1991.

N° ord. 21 Unidad litológica:

facies de las margas y areniscas (tipo Villa Trina). Edad: Mioceno Medio a Superior, en parte F. Villa Trina, en columna F tmim_s 'm Cordillera Septentrional media y Denominación anterior: oriental, en la base conglomerados poligónicos; sobre Símbolo: Afloramientos principales éstos, margas con banquitos delgados de calcarenita. Ámbito de deposición: marino, de agua poco profunda. Litología: Yacente: en el oeste con discordancia sobre la facies de las margas y calcarenitas (N°. 23), en el este discordantemente sobre flysch (N°. 35). Suprayacente: calizas litorales (N°. 14). no indicada. Mioceno Medio a Superior, zonas de nanoplancton NN4-NN11. NAGLE 1966; EBERLE et alii, 1980; CEPEK Espesor: 1985-89. Edad bioestratigráfica: Literatura: N° ord. 22 Unidad litológica: en columna G tmim'c Símbolo: Afloramientos principales: al final oriental de la Península de Samaná. Litología: calizas más antiguas de Samaná. Edad: Mioceno Medio. calizas compactas de color crema. Ámbito de deposición: nerítico. Yacente: con discordancia sobre esquistos y mármoles (N°. 55). Suprayacente: no aflorando. Espesor: al máximo cerca de 200 m. Edad bioestratigráfica: Mioceno Medio; el Mioceno Medio superior fue comprobado con Paraspiroglypeus chawnerí (DO 549). Literatura: GEOMIN 1984; CEPEK & WEISS 1991.

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N° ord. 23 Unidad litológica:

facies de las margas y calcarenitas (tipo Sombrerito). Edad: Cretácico Superior a Plioceno. Denominaciones anteriores: Formación Sombrerito, F. Vallejuelo, F. Las Coloradas, F. Lemba, F. Monción. Símbolos: en columna C tmim.s'+car (6) véase abajo en columna D ks'm+car (1) en columna D tol'm+car (2) en columna D tols-tmim'm+car (4) en columna D tmirtmim'm+car (5] en columna E tolm'm+car (3) en columna F tmi-tpl'm+car (6) en columna D tmi¡'cg (facies de los conglomerados) (7) Afloramientos principales: Valle San Juan, Sierra de Neiba, San Cristóbal, Monción, Cordillera Septentrional occidental (Fig. 10). margas blandas con Litología: intercalaciones de bancos de calcarenitas turbidíticas (Fig. 9) que contienen parcialmente cantidades altas en caliza (Sierra de Neiba); al norte de la Cordillera Central, las calizas están caracterizadas por lechos con cantos rodados; en el borde septentrional del Valle de San Juan y al oeste de San Cristóbal hay intercalaciones de conglomerados potentes predominantemente en las partes básales (Mioceno Inferior). Ámbito de deposición: plataforma marina nerítica; en los conglomerados cerca de San Juan pueden observarse localmente influencias continentales. Yacente: en el sur concordantemente sobre calizas de la facies Neiba (N°. 34), sobre margas con conglomerados del Oligoceno (N°. 31) y calizas del Mioceno Inferior (N°. 25); en el norte concordantemente (posiblemente con hiato) sobre flysch de la facies Altamira (N°. 35); cerca de Monción, discordantemente sobre esquistos de Amina (N°. 53). Suprayacente: en el sur, transición a la molasa marina (N°. 20); en el norte, discordancia con margas y areniscas de la facies Villa Trina (N°. 21). en el sur y en el centro del Potencia: Valle de San Juan cerca de 1.000 m; en el norte conglomerados con cerca de 1.800 m; en la Cordillera Septentrional al menos 600 m. Cretácico Superior a Mioceno; esta facies puede clasificarse bien, sobre todo por su riqueza en nanoplancton; en las regiones diferentes del Edad bioestratigráfica: país, esta facies se encuentra dentro de distintos margenes bioestratigráficos: 1. El afloramiento más antiguo, al norte de Baní (DO 685), tiene la edad del Campaniano (CC 22), y límites tectónicos. 2. (¿Eoceno?-) Oligoceno: Loma de los Ranchos, al noroeste de Baní; facies arenosa con ligera discordan cia angular sobre flysch (N°. 35).

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Literatura:

3. Oligoceno Inferior superior a Oligoceno Superior: cerca de Monción (NP 24, P 21); discordantemente sobre esquistos Amina (N°. 53) etc.; nanoplancton y forminíferos en margas y calcarenitas junto a Pananao Abajo (DO 696). 4. Oligoceno Superior a Mioceno Medio: en el Valle de San Juan; en el norte, junto a la Presa de Sabaneta, la facies empieza en el tránsito Oligoceno Inferior—Superior (zona de nanoplancton NP 24), en el sur no antes del Mioceno Inferior (NN 3). Yacente: calizas de la facies Neiba (N°. 34). Suprayacente: molasa marina (N°. 20). 5. Oligoceno Superior (NP 24, DO 690) o del Mioceno Inferior superior al Mioceno Medio más inferior (NN 4): al oeste de San Cristóbal. Yacente: calizas de Fort Resolue (No. 25, Mioceno Inferior) y conglomera dos (véase abajo 7). Suprayacente: molasa marina (N°. 20). 6. Mioceno Inferior superior a Mioceno Superior (NN 4 a NN 11): Cordillera Septentrional; el Plioceno no es cierto; también falta hasta ahora la prueba para NN 7 a NN 10. Yacente: flysch (N°. 35). Suprayacente: mar gas y areniscas de la facies Villa Trina (Ñ°. 21). Mioceno Medio a Superior: Sierra de Neiba meridio nal junto a Galvan - Vicente Noble (columna C, símbolo tmim.s'm+car). Yacente y suprayacente como 4. 7. Facies de los conglomerados, Mioceno Inferior: borde septentrional del Valle de San Juan (allí llega posiblemente hasta el Mioceno Medio); al oeste de San Cristóbal sobre caliza de derrubios arrecifales de Fort Resolue (N°. 25) y bajo la facies Sombrerito (véase arriba 5.). GARCÍA & HARMS 1989; CEPEK 1985-89; CEPEK & WEISS 1991.

N° ord. 24 Unidad litológica: conglomerado litoral tipo Sánchez. Edad: Mioceno Inferior. Denominación anterior: Conglomerado Samaná. Símbolo: en columna G tmi¡'cg Afloramientos principales: costa meridional de la Península de Samaná. Litología: conglomerados gruesos, generalmente poco clasificados; componentes son sobre todo mármoles y esquistos adjacentes; matriz arenosa y no consolidada, calcárea y compacto sólo a partir de cerca de 5 km al oeste de Sánchez hacia el oeste. Ámbito de deposición: marino, litoral. Yacente: no aflorando. Suprayacente: posiblemente calizas litorales (N°. 14).

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Espesor: Edad bioestratigráfica: Literatura: N° ord. 25 Unidad litológica: Símbolo: Afloramiento: Litología:

Espesor: Edad bioestratigráfica: Literatura:

no indicada. debido al ambiente litoral, no se conocen fósiles marinos guía; LLINAS señala la edad estimada de Mioceno Superior a Plioceno. LLINAS 1982.

caliza de derrubios arrecifales de Fort Resolue. Edad: Mioceno Inferior. en columna D tmi¡'c Cerro Fort Resolue, al oeste de San Cristóbal. calizas de derrubios arrecifales. Ámbito de deposición: marino, litoral. Yacente: margas y conglomerados del Oligoceno (N°. 29). Suprayacente: conglomerados de la facies Sombrerito (N°. 23-7). no indicada. Mioceno Inferior (DO 627, 629). CEPEK 1985-89; CEPEK & WEISS 1991.

N° ord. 26 Unidad litológica:

calizas más modernas de agua poco profunda de la plataforma de Pedernales. Edad: Mioceno Caliza Pedernales, en columna A tmi'c Denominación anterior: punta meridional de la península de Baoruco; como Símbolo: Afloramientos principales bloque tectónico en la cuenca de Azua. calizas de color rosado con estratificación gruesa, frecuentemente karstificadas, con bolsadas y lechos de bau-xita; a esta Litología: unidad pertenecen también las calizas blancas porosas al sur de Azua. Ámbito de deposición: marino, de agua somera. Yacente: concordantemente sobre calizas más antiguas de la plataforma de Pedernales (N°. 36). Suprayacente: Cuaternario. 225 m (DE LEÓN). Mioceno - Plioceno; Mioceno Inferior está comprobado (zonas de foraminíferos N5—N6, DO 641); una muestra al Espesor: norte de Pedernales dio la edad del Plioceno Medio (N 20; Edad bioestratigráfica: DO 644); no existen dataciones de fósiles en las variedades blancas al sur de Azua. DE LEÓN 1989; CEPEK 1985-89; CEPEK & WEISS 1991. Literatura: N° ord. 27 Unidad litológica:

calizas margosas de la Sierra de Baoruco. Edad: Oligoceno Superior a Mioceno Medio. Denominaciones anteriores: Formación Lemba, F. Arroyo Arriba, F. Sombrerito. Símbolos: en columna B tols-tmim'cm en columna C tmim'cm

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Afloramientos principales: Sierra de Baoruco; un afloramiento pequeño, pero importante con respecto a la geología regional se encuentra en la carretera de Neiba a Los Guineos. Litología: calizas margosas a margas calcáreas de color blanco a amarillento, bien estratificadas; con lechos de pedernal; ocasionalmente intercalaciones clásticas, p.ej. areniscas de color amarillento ("Formación Rio Arriba"). Ámbito de deposición: marino, nerítico. Yacente: superpuestas concordantemente a calizas de la facies Neiba (N°. 34). Suprayacente: en la Sierra de Baoruco se conoce sólo un afloramiento de margas arenosas (DO 649, carretera de Duvergé a Puerto Escondido, Mioceno Superior); al norte de Neiba, margas y calcarenitas de la facies Sombrerito (N°. 23). Espesor: Sierra de Baoruco 800 a 1.500 m (DE LEÓN). las muestras más Edad bioestratigráfica: antiguas de esta facies han sido datadas cerca al tránsito Oligoceno Inferior-Superior con las zonas de nanoplancton NP24-NP25 (DO 598, 600); determinaciones de foraminíferos en las calizas de Neiba del yacente corresponden a esta edad; las muestras más jóvenes llegan a la base del Mioceno Superior (NN9; N15), quizá hasta la parte inferior del Mioceno Superior; las calizas margosas al norte de Neiba pertenecen al Mioceno Medio inferior. Literatura: DE LEÓN 1989; LUNAS 1972; CEPEK 1985-89; CEPEK& WEISS 1991. N° ord. 28 Unidad litológica:

clastitas (tipo Luperón). Edad: Oligoceno Superior a Mioceno Inferior. Formación Luperón. en columna F tolstmi¡'ar Cordillera Septentrional, al este de Luperón. Denominación anterior: conglomerados básales con material arcoinsular cretácico; Símbolo: Afloramientos principales areniscas con arcillitas, margas y calizas subordinadas; ocasionalmente lechos finos de yeso y hidróxidos de Litología: hierro. Ámbito de deposición: marino, litoral, eventualmente también subaéreo. Yacente: con discordancia sobre rocas arcoinsulares cretácicas (N°. 52). Suprayacente: margas discordantes de la facies de Villa Trina (N°. 21). cerca de 1.000 m (NAGLE). edades del Oligoceno Inferior (P 20, DO 55/2), Oligoceno Superior (N 3) y Mioceno Inferior (NN2-3; N 4-6; DO 40) Potencia: han sido comprobadas; con eso, la envergadura bioestratiEdad bioestratigráfica: gráfica debe estar aproximadamente fijada; el margen indicado en el mapa debe modificarse por la nueva datación P 20.

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Literatura:

NAGLE 1979; EBERLE et alii 1980; BOURGOIS et alii 1980; CEPEK 1985-89; CEPEK & WEISS 1991.

N° ord. 29 Unidad litológica:

caliza de derrubios arrecifales de Mancha (Rio Nizao). Edad: Oligoceno Superior, en columna D tol s'c Mancha, cerca de Las Barias, Rio Nizao. calizas de Símbolo: Afloramientos principales derrubios arrecifales. Ámbito de deposición: marino, litoral. Yacente y suprayacente: margas, conglomerados y Litología: calcarenitas del Oligoceno Superior (N°. 31). no indicada. Oligoceno Superior. IFP 1985; CEPEK & WEISS 1991. margas arenosas potentes con intercalaciones de congloEspesor: merados gruesos a más finos; en la parte superior, hacia el Edad bioestratigráfica: Mioceno, hay bancos de calcarenitas y calizas de derruLiteratura: bios arrecifales. Ámbito de deposición: marino, litoral. Yacente: areniscas y margas alternadas eocenas (N°. 38). N° ord. 30 cuerpos intrusivos intermedios en la Cordillera Oligoceno Superior, porfirito de Palma Picada, en columna F tol s'and domos y diques de porfirito intermedio, alterado; roca encajante: flysch (N°. 35) con contactos en parte intrusivos, en parte tectónicos. por los contactos intrusivos con el flysch, la edad es presumiblemente del Oligoceno Superior; contactos Edad: intrusivos inequívocos con rocas más jóvenes son desco nocidos. Literatura: EBERLE et alii 1980. N° ord. 31 Unidad litológica: facies de las margas y conglomerados. Edad: Oligoceno. Símbolo: en columna D tol'm+cg Afloramientos principales: Rio Nizao - Cambita, San Cristóbal. Unidad litológica: Septentrional. Edad: Denominación anterior: Símbolo: Litología: Litología:

Espesor: Eadad bioestratigráfica:

Literatura:

Suprayacente: calizas de derrubios arrecifales (N°. 25) y facies de las margas y calcarenitas (N°. 23) del Mioceno Inferior, no indicada dataciones de foraminíferos y nanoplancton (Oligoceno ¿Inferior superior? a Oligoceno Superior); la parte del techo está fijada por calizas de derrubios arrecifales (N°. 29, 25). BOWIN 1966; LUNAS 1972; CEPEK 1985-89; CEPEK & WEISS 1991.

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No ord. 32 Unidad litológica:

sedimentos clásticos (tipo Tavera). Edad: Oligoceno Medio a Superior. Denominaciones anteriores: Formación Tabera, F. Velazquitos, F. Janico, F. Represa, Conglomerado Inoa etc.. Símbolos: en columna E tolm.s'ar tolm.s'cg Afloramientos principales: borde septentrional de la Cordillera Central entre Monción y La Vega. Litología: conglomerado basal, margas y areniscas, conglomerados, calizas subordinadas. Ámbito de deposición: marino, litoral. Yacente: rocas arcoinsulares (N°. 52), "esquistos de Amina" (No. 53). Suprayacente: sedimentos clásticos neógenos (N°. 19). Espesor: conglomerado de Inoa cerca de 600 m, conglomerado de Represa cerca de 2.400 m, parte superior de la serie de margas y areniscas cerca de 760 m; no hay indicaciones del espesor para la parte inferior de la serie de margas y areniscas ("F. Velazquitos"). Edad bioestratigráfica: Oligoceno según PALMER y DOLAN et al. Literatura: PALMER 1979; GROETSCH 1983; DOLAN et al. 1991. N° ord. 33 Unidad litológica:

rocas basálticas efusivas submarinas. Edad: Paleógeno a Mioceno Medio. Denominaciones anteriores: Complejo ígneo; Formación Dumisseau (Haiti). Símbolos: en columna B tpg'v en columna C tpg-tmi¡'v en columna D tol s 'v Afloramientos principales: Sierra de Baoruco, Sierra de Neiba, borde septentrional del Valle de San Juan. Litología: lavas basálticas, aglomerados y tobas, lavas almohadilladas. Ámbito de deposición: submarino. Yacente y Suprayacente: intercalaciones singenéticas en sedimentos del Eoceno al Mioceno Medio (calizas de la facies de Neiba, N°. 34; calizas margosas, N°. 27; facies de las margas y calcarenitas, N°. 23). Espesor: no indicada. Edad: según el conjunto geológico y las determinaciones paleontológicas de las capas del yacente y suprayacente, se trata de intercalaciones singenéticas del Eoceno al Mioceno Medio; no se acepta la clasificación anterior como cretácica (véase la discusión del cap. 2.3.2.1). Literatura: DE LEON 1989; BELLON et alii, 1985; GARCIA & HARMS 1988; HEUBECK 1988.

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N° ord. 34 Unidad litológica:

facies de las calizas con pedernal (tipo Neiba). Edad: Eoceno a Mioceno Inferior. Denominaciones anteriores: Formación Neiba, F. Plaisance, F. Cercadillos etc. Símbolos: en columna B teo-tolm'c en columna C teo-tmi¡'c en columna D teo-tmis'c en columna D teo-tol'c Afloramientos principales: Sierra de Baoruco, Sierra de Neiba, Sierra Martín García, borde septentrional del Valle de San Juan Litología: calizas claras estratificadas a masivas con lechos y nodulos de pedernal. Ámbito de deposición: plataforma marina, nerítica. Yacente: desconocido. Suprayacente: facies de las calizas margosas (N°. 27) en la Sierra de Baoruco, facies de las margas y calcarenitas (N°. 23) en las demás áreas. Espesor: en la Sierra de Baoruco cerca de 2.000 m; en el norte y sur del Valle de San Juan más de 1.000 m; en la Sierra de Neiba más de 1.200 m. Edad bioestratigráfica: puesto que el yacente no aflora, el comienzo de esta sedi mentación de plataforma no está exactamente definible; COOPER menciona una muestra del centro de la Sierra de Martín García, que ha sido determinada por lámina delgada como paleocena; existen numerosas dataciones del Eoceno Medio al Oligoceno; en un lugar de la Sierra de Baoruco (DO 600), el límite superior de esta facies podía fijarse en el tránsito Oligoceno Inferior-Superior (NP 24—25); la misma edad resultó para el borde septentrional del Valle de San Juan; en la Sierra de Neiba misma, la facies de Neiba llega en algunos lugares hasta el límite superior del Mioceno Inferior (DO 109, 385, 658 etc.). Notas: en la Sierra de Neiba meridional y en la Sierra Martín García, la facies de las margas y calcarenitas (facies Sombrerito) es muy calcárea; por eso, la delimitación hacia la facies de Neiba era difícil y no ha sido efectuada en todas las partes de los mapas (COOPER, DE LEÓN); en consecuencia, las dos unidades de estas áreas han sido unidas (N°. 34 + 23) bajo el símbolo teo-tmis'c. Literatura: DE LEÓN 1989; GARCÍA & HARMS 1988; HARMS 1989; COOPER 1982; BREUNER 1985; CEPEK 1985-89; CEPEK & WEISS 1991. N° ord. 35 Unidad litológica:

flysch y series flyschoides. Edad: Cretácico Superior a Oligoceno. Denominaciones anteriores: Formación Ocoa, F. Altamira, en parte F. Mamey, Flysch "La Mina".

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Símbolos:

en columna D ks-tol'Fl en columna D teo-tol'Fl en columna F teo-tolm'Fl en columna G ks'Fl Afloramientos principales: borde meridional de la Cordillera Central entre Bánica y Baní; Cordillera Septentrional (Fig. 4; 6). Litología: areniscas turbidíticas, margas, arcillitas margosas, calizas arenosas subordinadas; entre San Juan y la Sierra Los Números hay intercalaciones potentes de calizas estratificadas de color blanquecino a violáceo; se encuentran también intercalaciones de lechos de conglomerados parcialmente gruesos y numerosos lechos de olistolitos (particularmente al oeste de Baní) (Fig. 5). Ámbito de deposición: marino batial. Yacente: con discordancia sobre magmatitas y sedimentos arcoinsulares del Cretácico Superior (N°. 52). Suprayacente: en el sur, contacto tectónico hacia el antepaís; en la Cordillera Septentrional con hiato o discordancia superpuestas por la facies de las margas y calcarenitas (N°. 23), la facies de las margas y areniscas (N°. 21, "Villa Trina"), y la facies de calizas litorales (N°. 14). Espesor: al norte del Valle de San Juan más de 1.000 m (JICA & MMAJ); además sin indicaciones. Edad bioestratigráfica: en el borde meridional de la Cordillera Central, la sedimentación de flysch, comprobada por dataciones entre Bánica y Ocoa, empezó en el Cretácico Superior (lo más tarde en el Campaniano Superior, zona de nanoplancton CC22); ocasionalmente se comprobó el Paleoceno (DO 319; IFP perfil Los Números); el Eoceno Inferior parece faltar y por eso hay que contar con lagunas; entre Padre las Casas y Baní, el flysch tiene generalmente edades eocenas a oligocenas; también en el Oligoceno Inferior parecen existir hiatos; los olistolitos de caliza al oeste de Baní deben de ser derivados de la facies litoral y tienen edades paleocenas, eocenas y oligocenas; en la Cordillera Septentrional, las más antiguas dataciones, del Eoceno Inferior (DO 72), han sido encontradas en intercalaciones de caliza en flysch; la mayoría de las dataciones están comprendidas entre el Eoceno Medio y el Oligoceno Superior; en el Oligoceno Inferior parecen existir hiatos; lagunas en el Oligoceno Superior, indicadas en la leyenda del mapa, no han sido confirmadas en determinaciones nuevas; en el borde septentrional de la Cordillera Oriental, el flysch tiene la edad del Cretácico Superior (La Mina). Notas: en la Cordillera Septentrional, sedimentos con ámbar y lechos delgados de lignita, que ocurren localmente en la parte superior de las rocas flysch, indican formación en

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Literatura:

agua poco profunda; de allí existen dataciones del Mioceno Inferior a Medio (DO 20, 24); se trata posiblemente de equivalentes al N°. 21. Heubeck 1988; GARCÍA & HARMS 1988; HARMS 1989 EBERLE et alii, 1980; BOURGOIS 1982; REDMOND 1982; JICA & MMAJ 1984; BOURDON 1985; CEPEK 1985-89; DOLAN et al. 1991; CEPEK & WEISS 1991.

N° ord. 36 Unidad litológica:

calizas más antiguas de agua poco profunda de la plataforma de Pedernales. Edad: Eoceno a Oligoceno. Caliza aceitillar. en columna A teo-tol'c parte meridional de la Denominación anterior: Sierra de Baoruco. calizas blancas, compactas a Símbolo: Afloramientos principales porosas, estratificadas a masivas; con formaciones de bolsadas y lechos de bauxi-ta. Ámbito de deposición: Litología: marino, de agua poco profunda. Yacente: desconocido. Suprayacente: calizas de agua poco profunda más modernas (N°. 26). 600 a 700 m (DE LEÓN). dataciones más antiguas que del Eoceno Medio son desconocidas; el Oligoceno Inferior aún no ha sido comproEspesor: bado micropaleontológicamente; las estratigráficamente Edad bioestratigráfica: más superiores niveles de esta facies son del Oligoceno Superior; como las muestras estratigráficamente más inferiores de las calizas rosas suprayacentes (N°. 26) dieron la edad del Mioceno Inferior, se puede concluir que la facies de las calizas blancas termina cerca del límite Oligoceno-Mioceno. DE LEÓN 1989; CEPEK 1980-89; CEPEK & WEISS 1991. Literatura: N° ord. 37 Unidad litológica: Denominación anterior: Símbolo: Afloramientos principales: Litología:

Espesor: Edad bioestratigráfica: Literatura:

conglomerados eocenos. Flysch de Ocoa. en columnas D,G teo'cg zona imbricada al norte de Bani; Cordillera Oriental, conglomerados poligénicos gruesos a finos con intercalaciones de areniscas. Ámbito de deposición: marino, litoral. Yacente (junto a Baní): sedimentos eocenos (N°. 38). Suprayacente: facies de las margas y conglomerados (Oligoceno, N°. 31). cerca de 200 a 500 m. no existen dataciones de fósiles; la edad ha sido deducida del conjunto geológico. BOURDON 1985.

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N° ord. 38 Unidad litológica: Denominación anterior: Símbolo: Afloramientos principales: Litología: Espesor: Edad bioestratigráfica:

sedimentos arenosos eocenos. Flysch de Ocoa. en columna D teo'ar zona imbricada al norte de Baní. margas arenosas, areniscas. Ámbito de deposición: marino. Yacente: calizas litorales del Eoceno Inferior (N°. 39). Suprayacente: conglomerados eocenos (N°. 37). no indicada. las muestras investigadas de cerca de La Colonia (DO 352—363) han sido datadas como del Eoceno Superior inferior (zona de nanoplancton NP18); esta edad corresponde a los resultados del IFP (Coupe de la Colonia). CEPEK 1985-89; IFP 1985.

Literatura: N° ord. 39 Unidad litológica: calizas litorales del Eoceno Inferior. Símbolo: en columna D teo¡'c Afloramientos principales: al norte de San Cristóbal. calizas detríticas estratificadas, también calizas blancas litográficas (La Colonia). Ámbito de deposición: marino, litoral. Yacente: con discordancia sobre magmatitas y sedimentos arcoinsulares (N°. 52). Suprayacente: sedimentos arenosos eocenos (N°. 38). 230 m (BOWIN). según las determinaciones del perfil de la carretera Cambita — Garambito — La Colonia, la sedimentación de caliza empieza probablemente en el Eoceno Inferior (BOWIN, IFP, CEPEK) y termina en el Eoceno Medio con una transición a sedimentos arenosos; BOWIN menciona otra datación del Eoceno Inferior al oeste de Hato Damas (p. 50, muestra 1190). WAGNER et alii 1990, en prep., BOWIN 1966; IFP 1985; CEPEK 1985-89. Litología: N° ord. 40 Unidad litológica: series volcanosedimentarias Espesor: eocenas. Edad bioestratigráfica: Denominación anterior: parte de la Formación Loma Caballero. Símbolos: en columnas E,G teo'v-s Afloramientos principales: borde septentrional de la Cordillera Central, al oeste de Cotui; Cordillera Oriental, Loma El Peñón. Litología: tobas, grauvacas, lentejones delgados de caliza. Ámbito de deposición: marino. Yacente: cerca de Cotui, juntas con calizas de algas Literatura: potentes del Paleoceno-Eoceno (N°. 41) discordantemente sobre magmatitas y sedimentos arcoinsulares (N°. 52); en la Loma El Peñón, calizas del Eoceno

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Espesor: Edad bioestratigráfica:

Medio. Suprayacente: desconocido, no indicada. no existen dataciones; la clasificación resultó del conjunto geológico. BOWIN 1966; BÜURDON 1985.

N° ord. 41 Unidad litológica: Denominación anterior: Símbolos:

calizas eocenas. parte de la Formación Loma Caballero. en columna E teo'c tpa-teo'c en columna G teo m'c Literatura: borde septentrional de la Cordillera Central, al oeste de Cotui; Dajabón; Cordillera Oriental, Loma El Peñón, al oeste de Cotui calizas de algas; en Dajabón calizas de Afloramientos principales derrubios arrecifales. Ámbito de deposición: marino, agua poco profunda. Yacente: cerca de Cotui, juntas con las series volcanosedimentarias con discordancia sobre rocas Litología: arcoinsulares (N°. 52); en la Cordillera Oriental, calizas del Paleoceno Superior (N°. 42). Suprayacente: series volcanosedimentarias eocenas (N°. 40); en Dajabón no aflora el conjunto sedimentario, no indicada. al oeste de Cotui (Loma Caballero), Paleoceno Superior a Eoceno; en Dajabón, Eoceno Medio (DO 693); en la Cordillera Oriental, Eoceno Medio; junto a La Montería, una datación del Paleoceno (DO 620). las calizas al oeste Espesor: de Cotui (Loma Caballero) empiezan ya en el Paleoceno Edad bioestratigráfica: Superior; su ámbito de deposición debe considerarse en el conjunto de las calizas paleocenas (No. 42). BOWIN 1966; BOURDON 1985. Notas:

Literatura: N° ord. 42 Unidad litológica: calizas paleocenas. Símbolos: en columnas D, G tpa'c Afloramientos principales: zona de imbricación al norte de Baní; Cordillera Oriental, Loma El Peñón. Litología: Bani, calizas estratificadas con intercalaciones de margas; Cordillera Oriental, caliza. Ámbito de deposición: marino, nerítico. Yacente: con discordancia sobre rocas arcoinsulares (N°. 52). Suprayacente: Baní, flysch, respectivamente conglomerados eocenos (N°. 35, 37). no indicada. Espesor: Baní (junto a Los Ranchitas), Paleoceno Superior (DO 608, Edad bioestratigráfica: 728); Cordillera Oriental, Paleoceno Superior.

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Notas: Literatura:

véase las notas bajo N°. 41. BOURDON 1985; CEPEK 1985-89.

N° ord. 43 Unidad litológica: granito. Edad: Cretácico Superior a Paleógeno. Símbolo: en columnas D,F,G ks-tpg'gr. Afloramientos principales: montañas al noroeste de San Cristóbal (Rio Nizao); afloramientos pequeños en las Cordilleras Septentrional y Oriental. Litología: las rocas son de grano medio a grueso, de color amarillo rojizo a pardo rojizo y en general fuertemente cizalladas; están compuestas de cuarzo, plagioclasa (principalmente albita), feldespato alcalino, biotita, clorita y moscovita subordinada; el color rojizo de los feldespatos está producido por hidróxidos de hierro; con respecto a los valores normativos, se trata de granitos de feldespato alcalino a granodioritas; en el techo de la intrusión se encuentran diques graníticos principalmente en forma aplítica, menos frecuentemente en forma pegmatítica; rocas encajantes: contactos intrusivos y tectónicos hacia tonalita (N°. 44); numerosos diques basálticos. Edad: dataciones radiométricas no existen; según el contexto geológico, los granitos son posiblemente el producto de la diferenciación tardimagmática de los magmas tonalíticas; véase la discusión de la edad del N°. 44. Literatura: BOURDON 1985. N° ord. 44 Unidad litológica: tonalita. Edad: Cretácico Superior a Paleógeno. Símbolo: en columnas D,F,G ks-tpg'to. Afloramientos principales: Cordilleras Central y Oriental, subordinadamente en la Cordillera Septentrional. Litología: el término tonalita comprende una sucesión plutónica compleja que consta principalmente de rocas cuarzodioríticas a tonalíticas; la envergadura litológica varia entre dioritas, cuarzodioritas y tonalitas, hasta granodioritas y granitos; donde la documentación existente lo permitía, los granitos (N°. 43) han sido representados individualmente en el mapa; variedades porfiríticas son conocidas de unos pocos lugares; xenolitos de anfibolitas compactas y esquistos básicos pueden observarse frecuentemente; se trata del ciclo intrusivo tonalítico de la fase tardiformativa arcoinsular. Petrografía: las tonalitas son de grano medio a grueso, con la textura típica de rocas plutónicas, a menudo con fábrica orientada; una esquistosidad está presente con frecuencia; los constituyentes claros son cuarzo y plagioclasa, el último frecuentemente caolini-

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Edad:

Notas: Literatura:

zada; los elementos oscuros son hornblenda con titanomagnetita, biotita y moscovita subordinadas y con clorita y epidota secundarias; los contactos son intrusivos en magmatitas y sedimentos arcoinsulares (N°. 52); el metamorfismo de contacto ha sido intenso, con formación de corneanas y migmatitas de contacto (intrusiones lit-parlit); estas rocas termometamórficas encajantes han sido incluidas hasta ahora, entre otras, en la Formación Duarte. una recogida sistemática de muestras para dataciones radiométricas está pendiente; existen algunas determinaciones individuales, la majoría de las cuales con el método K/Ar; las edades están comprendidas entre 112 y 71 m.a.; una datación U/Pb en zircones dio la edad intrusiva de 80+2 años; hasta ahora, se desconocen contactos intrusivos con rocas más jóvenes que del Cretácico; tampoco sedimentos del Cretácico Superior han sido intruidas por las tonalitas; cantos rodados de tonalita se encuentran en un conglomerado del Campaniano Superior junto a El Recodo; generalmente se acepta la intrusión tonalítica en la sección superior del Cretácico Superior (Campaniano); debido a la clasificación todavía incierta, el símbolo del Cretácico a Paleógeno ha sido elegido para el mapa. mientras tanto, las cuarzodioritas (k s-tpg'rd), que han sido mantenidas por separado en el mapa, han sido asignadas a las rocas arcoinsulares (véase N°. 45). BOWIN 1966; BOURDON 1985; PALMERS 1979; KESLER 1991C.

N° ord. 45 Unidad litológica: riolita, riodacita. Edad: Cretácico Superior a Paleógeno. Símbolo: en columna D ks-tpg'rd Afloramientos principales: Valle Nuevo al sur de Constanza; Cordillera Central meridional junto a San Juan. Litología: Valle Nuevo, lavas y tobas de composición riolítica; textura porfirítica con fenocristales de plagioclasa en matriz fina de cuarzo; cerca de San Juan, porfiritos con fenocristales de cuarzo y plagioclasa en una matriz microcristalina muy alterada. Rocas encajantes: magmatitas y sedimentos arcoinsulares (No. 52). Edad: del Valle Nuevo existen dos dataciones radiométricas con el método K/Ar: 85,1 + 4,3 y 71,5 + 3,6 m.a.; en el mapa, estas rocas han sido atribuidas todavía al ciclo intrusivo tonalítico; entretanto, estas rocas han sido agrupadas a las magmatitas arcoinsulares cretácicas (B. M. Wagner) y pertenecen muy probablemente al Cretácico Inferior según una datación de fósiles en Ja Hoja San Cristóbal (DO 763). Literatura: GARCÍA & HARMS 1988; CEPEK 1985-89.

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N° ord. 46 Unidad litológica: Denominación anterior: Símbolo: Afloramientos principales: Litología:

Espesor: Edad bioestratigráfica:

conglomerados del Cretácico Superior, parte de la Formación Don Juan, en columnas D,G ks'cg. zona de imbricación al noroeste de Baní; borde meridional de la Cordillera Oriental. Baní, conglomerados gruesos poligénicos; Cordillera Oriental, conglomerados gruesos poligénicos, en parte con cemento calcáreo. Ámbito de deposición: marino, litoral. Yacente: magmatitas y sedimentos arcoinsulares (N°. 52). Suprayacente: una superposición concordante es desconocida, no indicada. la edad del conglomerado de Don Juan de la Cordillera Oriental está aceptada como Maastrichtiano; BowiN señala la edad del Campaniano a Maastrichtiano; dataciones propias resultaron en Campaniano (¿Superior?, DO 615-619). CEPEK 1985-89.

Literatura: N° ord. 47 Unidad litológica: calizas del Cretácico Superior Denominaciones anteriores: por ejemplo Caliza Las Canas Símbolo: en columnas E,G ks'c. Afloramientos principales: borde septentrional de la Cordillera Central (Cotui, Monción); Cordillera Oriental. Litología: calizas con estratificación delgada a flaser, también con estratificación gruesa y de color gris; intercalaciones de bancos de marga. Ámbito de deposición: marino. Yacente y Suprayacente: concordantemente sobre, y también como intercalaciones dentro de la parte estratigráficamente más superior de las magmatitas y sedimentos arcoinsulares (N°. 52). no indicada. Espesor: al oeste de Cotui, Cretácico Superior, posiblemente Edad bioestratigráfica: Maastrichtiano (B OWIN ); en la Cordillera Oriental, Turoniano Superior a Senoniano Inferior (BOURDON); determinaciones propias resultaron en Campaniano (DO 583, 605, 607). Literatura: BOURDON 1985; CEPEK 1985-89. N° ord. 48 Unidad litológica: sedimentos arenosos del Cretácico Superior. Símbolo: en columna D ks'ar. Afloramientos principales: Bani - San Cristóbal. Litología: margas arenosas y areniscas. Ámbito de deposición: marino litoral. Yacente: magmatitas y sedimentos arcoinsula-

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Espesor: Edad bioestratigráfica: Notas:

Literatura:

res (N°. 52). Suprayacente: en parte conglomerados del Cretácico Superior (N°. 46). no indicada. Campaniano Superior fue determinado (CEPEK & WEISS). esta facies clástica no se distingue siempre inequívocadamente de rocas atribuidas al flysch (N°. 35); hay que contar con transiciones graduales a distancias progresivas de la costa. CEPEK 1985-89; CEPEK & WEISS 1991.

N° ord. 49 Unidad litológica: series volcanosedimentarias del Cretácico Superior. Denominación anterior: Unité el Oro. Símbolo: en columna G ks'v-s. Afloramientos principales: Cordillera Oriental septentrional. Litología: tobas, aglomerados y conglomerados. Ámbito de deposición: marino. Yacente y suprayacente: esta unidad está delimitada tectónicamente. Espesor: no indicada. Edad bioestratigráfica: Coniaciano Inferior. Notas: esta unidad ha sido representada según el mapa geológico de BOURDON y es equivalente a la de las magmatitas y sedimentos arcoinsulares (N°. 52). Literatura: BOURDON 1985. N° ord. 50 Unidad litológica: calizas del Cretácico Inferior. Denominaciones anteriores: Caliza Hatillo, C. Media Cara. Símbolo: en columnas E,G k¡'c Afloramientos principales: borde septentrional de la Cordillera Central (Hatillo); Cordillera Oriental. Litología: en Hatillo calizas grises, duras, compactas y recristalizadas. Ámbito de deposición: marino, litoral. Yacente: series volcanosedimentarias cretácicas (N°. 52). Espesor: no indicada. Edad bioestratigráfica: Aptiano—Albiano. Literatura: BOWIN 1966; BROUWER & BROUWER 1982. N° ord. 51 Unidad litológica: calizas cretácicas. Símbolo: en columnas D,E,G k'c Afloramientos principales: bordes septentrional y meridional de la Cordillera Central; Constanza; Cordillera Oriental. Litología: calizas grises, masivas a estratificadas, recristalizadas. Ámbito de deposición: marino. Yacente y suprayacente: como intercalaciones en las magmatitas y sedimentos arcoinsulares; en parte tectónicamente delimitadas.

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Edad bioestratigráfica:

Literatura:

se trata de equivalentes litológicos a las calizas N°. 37 y 40 que, debido a la recristalización intensa, no podían suministrar fósiles determinables; la edad cretácica está deducida del conjunto geológico. BOURDON 1985; BROUWER & BROUWER 1982.

N° ord. 52 Unidad litológica: magmatitas y sedimentos arcoinsulares. Edad: Cretácico. Denominaciones anteriores: en la Cordillera Central, Formación Tireo, F. Los Ranchos, F. Siete Cabezas, F. Peravillo, F. Las Lagunas, en parte F. Duarte; en la Cordillera Oriental, Unité El Seibo; en la Cordillera Septentrional, F. Los Canos, F. Imbert, Complejo Rio San Juan. Símbolos: en columnas D,E,F,G k'mg en columnas D,E k'mg-esv (facies de los esquistos verdes) k'mg-anf (facies de las anfibolitas) Afloramientos principales: Cordilleras Central, Septentrional y Oriental; rocas de metamorfismo regional en los bordes septentrional y nororiental de la Cordillera Central, al sur de Bonao; entre las Cordilleras Central y Oriental las rocas son de asociación oceánica y ocurren juntas con ultrabasitas (No. 64) y esquistos de Maimón—Amina (N°. 53). Litología y metamorfismo general (véase también cap. 2.2): se trata de secuencias extraordinariamente potentes de rocas volcánicas a volcanosedimentarias del tipo arcoinsular; por la composición compleja de estas rocas, el acceso difícil, sobre todo en la Cordillera Central, y por limitadas condiciones de afloramiento sólo existen cartografías incompletas y no uniformes de esas regiones; por eso, estas secuencias han sido representadas en el mapa como rocas volcanosedimentarías indiferenciadas; las rocas plutónicas han sido diferenciadas tanto como fue posible (gabros, piroxenitas, ultramafitas etc., N°. 59 a 64). Estas rocas han sido alteradas por metamorfismos ya dinámico, ya térmico y en parte por los dos; el metamorfismo dinámico apenas pasa ocasionalmente la subfacies de prehnita y pumpelita de la facies de esquistos verdes; sólo al sur de Janico y Bonao alcanza la facies de las anfibolitas; la deformación dinámica de las rocas podía haberse verificado durante diferentes fases de la formación del arco insular, hasta la del cabalgamiento tectónico más reciente sobre el antepaís meridional. El metamorfismo de contacto se debe esencialmente a la intrusión de las tonalitas, granitos y riodacitas (N°. 43 a 45) que resultó en la formación de corneanas y migmatitas de contacto; por eso, la formación de estas rocas termometamórficas tuvo lugar

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en su mayoría en el tránsito Cretácico—Terciario (véase la discusión de edad del N°. 44). Vulcanitas arcoinsulares y series volcanosedimentarias (de abajo arriba): 1. Vulcanitas ultrabásicas a básicas termometamórficas; caracterizadas por fenocristales de olivino y piroxeno cloritizados o vesículas rellenas de plagioclasa y epidota; con distancias progresivas a la tonalita aumenta la fracción en vidrio volcánico descompuesto; las esquistosidades están limitadas a ultramafitas sin plagiocla sa o zonas de cizallamiento; el metamorfismo varia entre la facies de corneana con albita y epidota y la facies de corneana con anfíbol; al este de San José de Ocoa, se encuentran en la misma posición estratigráfica basaltos vesiculares no metamorficos que están ocasio nalmente almohadillados. 2. Vulcanitas intermedias a acidas, tobas y tuntas, en parte termometamórficas; riolitas, riodacitas, dacitas, andesitas y basaltos subordinados; tuntas con lechos de are nisca; en la parte basal, lechos y lentejones de lavas ultramáficas, genéticamente relacionadas con las ultra mafitas básales; en el techo de estas series se encuen tran lechos de conglomerados, areniscas, areniscas y margas alternadas y calizas en el área de Cotui (F. Los Ranchos) y al norte de Baní. 3. Tobas y tuntas básicas a intermedias, lavas basálticas y traquíticas subordinadas (Cordillera Oriental); tobas de ceniza, tobas de lapilli a aglomerados, tobas vitreas, tobas cristalinas, tobas litoclásticas con componentes intermedios a ácidos; en la parte superior aumentan intercalaciones de calizas, arenas tobáceas, arcillitas arenosas, margas y notablemente las de tobas con cali zas ic^as de iextuia oibicnlar. Yacente-, posiblemente rocas del fondo oceánico. Suprayacente: con discordan cia., sedimentas del Camnaniana Superior y con hiato sedimentos maastríchtienses y eoterciaríos. Rocas de metamorfismo regional: vulcanitas básicas, parcialmente con intercalacio nes de sedimentos (cuarzitas), principalmente de facies de los esquistos verdes; al sur de Janico y Bonao de facies de las anfibolitas; el origen de estas rocas aún no está aclarado; la formación de las metamorfitas en los bordes septentrional y nororiental de la Cordillera Central está posiblemente relacionada con la de los esquistos de Maimón—Amina.

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Rocas de asociación oceánica: manto basáltico con techo de sedimentos de afinidad oceánica (F. Siete Cabezas, F. Peravillo); su origen está posiblemente relacionado con la formación de una cuenca intra-arcoinsular en el Cretácico Superior. Edad bioestratigráfica:

Literatura:

mediante intercalaciones de rocas sedimentarias, la edad de la serie volcanosedimentaria puede agruparse localmente al Jurásico más superior, pero fundamentalmente al Cretácico. Jurásico Superior: pedernales han sido descritos por MONTGOMERY. Cretácico Inferior: calizas del tipo Hatillo etc. (N°. 50, Apt-Albiano); calizas al norte de Baní (DO 763, Apt-Albiano). Cretácico Superior: calizas del tipo Las Canas (N°. 47); calizas turon-senonienses de la Unité El Oro (véase N°. 47); al sur de El Seibo, nanoplancton del Campaniano Inferior ha sido determinado en margas del techo inmediato de la serie volcanosedimentaria (DO 583); tanto las calizas del Campaniano Superior al norte de Baní, como los sedimentos del Maastrichtiano están sin influencias volcánicas (conglomerados N°. 46; calcarenita en la Cordillera Oriental); con eso, la formación de la parte volcánica del arco insular se habrá terminado en el transcurso del Campaniano. BOWIN 1966; BOURDON 1985; BROUWER & BROUWER 1980; DGM-BGR 1984, 1984-88a, b, 1991; JICA & MMAJ 1984; KESSLER 1977, 1991; LEWIS et al.1991; MONTGOMERY et al. 1994; CEPEK 1985-89; CEPEK & WEISS 1991.

Rocas de edad d e s c o n o c i d a N° ord. 53 Unidad litológica: esquistos volcano-sedimentarios (tipo Maimón, Amina). Denominaciones anteriores: Formación Amina, F. Maimón. Símbolo: esq, v-s Afloramientos principales: bordes septentrional y oriental de la Cordillera Centr al entre Dajabón y Santo Domingo. Litología: rocas de metamorfismo regional derivadas de tobas y tuntas básicas, riolitas, grauvacas, areniscas con lechos pelíticos, pelitas, pedernales, calizas, criaderos sulfurados singenáticos y conglomerados; en los metaconglomerados, los componentes siguientes han sido identificados: mármoles, metatonalitas, metariolitas, cuarzitas y metapelitas (esquistos de Amina); esta serie de rocas está caracterizada por esquistosidades generalmente intensas; metamorfismo: facies de los esquistos verdes con las asociaciones epidota-clorita y cuarzo-albita-sericita. Yacente: desconocido; con discordancia tectónica sobre rocas arcoinsulares (No. 52); al este de Villa Altagracia, parecen existir transí-

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Edad:

ciones entre magmatitas arcoinsulares no metamorficas y los esquistos de Maimón. Suprayacente: con discordancia y gran hiato sedimentos terciarios. no existen hallazgos fosilíferos; según las transiciones a magmatitas arcoinsulares (N°. 52), descritas antes, estas rocas metamorficas son probablemente de edad cretácica. Basado en la ocurrencia de cantos rodados de tonalita (LEPINAY 1987) en los metaconglomerados (análogo a los sedimentos flysch del Campaniano Superior) y en los sedimentos eocenos del techo, la metamorfosis está limitada muy probablemente al período Maastrichtiano Paleoceno, no indicada. BOWIN 1966; KESLER 1991a.

Espesor: Literatura: N° ord. 54 Unidad litológica: esquistos micáceos. Denominación anterior: Santa Barbara schist. Símbolo: 'esq Afloramientos principales: Península de Samaná. Litología: esquistos muscovíticos, esquistos micáceos cuarcíferos, esquistos micáceos con granate; con clorita; con epidota; esquistos con glaucofana, ultramafitas foliadas. Yacente: transición a la serie de mármoles y esquistos (N°. 55). Suprayacente: con discordancia, calizas litorales (N°. 14). Espesor: no indicada. Edad: véase las notas del No. 56. Literatura: JOYCE 1982, 1985, 1991; GEOMIN 1984. N° ord. 55 Unidad litológica: serie alternada de esquistos y mármoles. Símbolo: 'esq+ml Afloramientos principales: Península de Samaná. Litología: esquistos micáceos como los del No. 54 en alternación con mármol foliado. Yacente: mármoles (N°, 56). Suprayacente: esquistos micáceos (N°. 54); con discordancia y hiato mayor, sedimentos miocenos y pliocenos (N°. 14, 22, 24). Espesor: no indicada. Edad: véase notas bajo el N°. 56. Literatura: JOYCE 1980, 1985, 1991; GEOMIN 1984. N° ord. 56 Unidad litológica: Denominación anterior: Símbolo:

mármoles. Rincón and Majagual marbles. 'mi

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Afloramientos principales: Península de Samaná. Litología: mármoles masivos a estratificados. Yacente: desconocido. Suprayacente: esquistos y mármoles alternados (N°. 55). Espesor: no indicada. Discusión de edad: como equivalentes a esta serie carbonatada única de la República Dominicana, se ofrecen las series potentes de esquistos y mármoles en Cuba, las de la Isla de Pinos y las de la isla He de la Tortue delante de Haiti; allí, estas series tienen probablemente edades del Jurásico Superior al Cretácico Inferior en analogía a las clastitas y calizas no metamórficas de la Sierra de los Órganos en Cuba. Literatura: JOYCE 1982, 1985, 1991; GEOMIN 1984; WEYL 1966. N° ord. 57 Unidad litológica: basalto. Símbolo: 'b Afloramientos principales: dos pequeños afloramientos, uno en Dajabón y otro en la Península de Samaná. Litología: basalto alterado; cerca de Dajabón bajo calizas eocenas. Edad: cerca de Dajabón, más antiguo que el Eoceno. N° ord. 58 Unidad litológica: melange tectónico. Denominaciones anteriores: Melange Jagua Clara, Melange Arroyo Sabana. Símbolo: 'Mel Afloramientos principales: borde meridional de la Cordillera Central; Cordillera Septentrional oriental (Complejo Rio San Juan). Litología: se trata de melanges tectónicos y brechas pote ntes que contienen en su matriz diaftorítica bloques y fragmentos de rocas de aquellas series que han sido incorporadas en los movimientos tectónicos. Borde meridional de la Cordillera Central: bloques de calizas cretácicas y eoterciarias (Cerro las Canitas, Loma la Pelada y Loma del Agua al noreste y este de San Juan); en estos componentes se incluyen bloques de rocas clásticas tarditerciarias del Mioceno Inferior al Plioceno (N°. 23, 16, 11). Cordillera Septentrional: la roca consta de bloques de anfibolita, esquistos claros de grano fino y esquistos glaucofánicos con granate, rodeados de una matriz que está compuesta esencialmente de ultramafitas cizalladas ("dismembered ophiolite"). Espesor: no indicada. Edad: la edad de estas zonas tectónicas sólo puede deducirse de la edad de las rocas incorporadas más recientes; posiblemente, el melange de la Cordillera Septentrional ha sido formado junto con el emplazamiento de las rocas ofiolitas, en el tránsito Cretácico—Terciario; en el borde meridional

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Literatura:

de la Cordillera Central, el buzamiento alto de la molasa continental (N°. 11) indica que, junto a la zona de melange, los últimos movimientos duraron al menos hasta el Plioceno. GARCIA & HARMS 1988; DRAPER et alii 1988; EBERLE et alii 1980.

N° ord. 59 Unidad litológica: gabro. Denominaciones anteriores: en parte Formación Duarte, Gabbroic Complex. Símbolo: 'g Afloramientos principales: Cordilleras Central y Septentrional. Litología: gabro clinopiroxénico con piroxenita y cuarzogabro hornblendífero subordinado (Cordillera Central); clinopiroxeno transformado en hornblenda por metamorfismo térmico; el conjunto geológico indica que el gabro representa la fracción básica de la secuencia ofiolítica intrusiva con emplazamiento tectónico; además hay diques de gabro intrusivos en rocas ofiolíticas migmatitizadas, en los alrededores de intrusiones dioríticas y en sedimentos del Cretácico Superior y del Eoceno (BOWIN). Edad: emplazamiento de la secuencia ofiolítica probablemente durante los eventos subductivos, respectivamente compresivos del Cretácico Superior. Literatura: BOWIN 1966; DRAPER 1988; DGM-BGR 1988b; EBERLE et al. 1980. N° ord. 60 Unidad litológica: anfibolita, gabro-anfibolita. Símbolo: 'anf Afloramientos principales: Cordillera Septentrional; Complejo Rio San Juan. Litología: gabro-anfibolitas, anfibolitas. Edad: emplazamiento probablemente relacionado con la formación del arco insular (Cretácico). Literatura: NAGLE 1979; EBERLE et al. 1980. N° ord. 61 Unidad litológica: diorita. Denominación anterior: en parte Formación Duarte. Símbolo: 'di Afloramientos principales: parte occidental de la Cordillera Central. Litología: diorita piroxénico, de grano medio (B OWIN); el conjunto geológico indica domos intrusivos en rocas arcoinsulares (N°. 52) tanto magmaticas, como sedimentos (calizas) del Cretácico Inferior y Superior (Hatillo, Las Canas). Edad: estas dioritas son intrusiones probable y relativamente modernas (¿posteocenas?), véase cap. 2.2.. Literatura: BOWIN 1966.

80

N° ord. 62 Unidad litológica: norita augitítica. Denominación anterior: Jautia Batholith. Símbolo: 'no Afloramientos principales: Cordillera Central oriental. Litología: norita con augita, subordinadamente cuarzonorita con augita y norita uralítica con augita; conjunto geológico: magmatitas intrusivas en rocas arcoinsulares (N°. 52). Edad: emplazamiento posiblemente relacionado con la formación del arco insular (N°. 52). Literatura: BOWIN 1966. N° ord. 63 Unidad litológica: piroxenita. Denominación anterior: en parte Formación Duarte. Símbolo: 'pi Afloramientos principales: Cordillera Central. Litología: piroxenita, ocasionalmente serpentinizada; hornblendita subordinada; según el conjunto geológico, emplazamiento en magmatitas arcoinsulares (N°. 52) con límites intrusivos o tectónicos; en el oeste de la Cordillera Central íntimamente asociada a gabros. Edad: emplazamiento posiblemente relacionado con la formación del arco insular (N°. 52). Literatura: BOWIN 1966. N° ord. 64 Unidad litológica: ultramafitas. Denominaciones anteriores: Loma Caribe Peridotite, etc.. Símbolo: 'um Afloramientos principales: Cordilleras Central y Septentrional; afloramientos pequeños en la Cordillera Oriental y en la Península de Samaná. Litología: harzburgita, wehrlita, lherzolita, dunita subordinada; la serpentinización es común; en el complejo de Loma Caribe (BOWIN), las ultramafitas están asociadas a piroxenitas con olivino; las ultramafitas están cortadas por diques de diorita. Conjunto geológico: límites tectónicos con rocas arcoinsulares (N°. 52). Edad: emplazamiento posiblemente relacionado con la formación del arco insular (No. 52). Literatura: BOWIN 1966.

81

4 Micropaleontología (P. CEPEK, W. WEISS) 4.1 I n t r o d u c c i ó n El mapa geológico 1:250.000 de la República Dominicana está basado en gran parte en dataciones micropaleontológicas de los sedimentos cretácicos a terciarios. Para esas dataciones, cerca de 1.150 muestras de unas 750 localidades del país han sido investigadas micropaleontológicamente (véase mapa de localización de muestras paleontológicas 1:500.000). Las muestras han sido recogidas en los años 1985-1989 durante numerosos recorridos de terreno y investigadas por P. CEPEK, F. ECHEVARRÍA y W. WEISS. Las determinaciones han sido concluidas esencialmente en el año 1990. El primer plano de las investigaciones de rocas han sido dataciones micropaleontológicas con la ayuda del nanoplancton y foraminíferos. Las dataciones servían para fijar la amplitud de la edad estratigráfica de las unidades cartografiadas. La clasificación de las edades está fundada esencialmente en dataciones del nanoplancton por P. CEPEK (BGR), quien llevó muchos meses en la República Dominicana durante todas las fases del proyecto y quien recogió la mayor parte de las muestras. Una parte de las muestras ha sido datada en la fase inicial del proyecto por C. v. DANIELS (NLfB) y además, en la fase terminal, mediante dataciones de foraminíferos por W. WEISS (BGR). Una lista completa de las muestras ha sido compilada en idioma inglés y entregada a las autoridades homologas. Esta lista ha sido preparada por P. CEPEK (BGR) y consta de un juego de fichas con fotografías polaroid de las localidades visitadas, los puntos exactos de la recogida de muestras y los datos de los afloramientos.

4.2

Métod o s y trata miento de muestras 4.2.1 Nanoplancton

La preparación de las muestras se efectuó con el método de decantación de HAY (1965). Para la determinación del nanoplancton se utilizó un fotomicroscopio ZEISS (ocular 12.5 x; Optovar 1.25 x; Objectivo 100 x Ph).

4.2.2 Foraminíferos Las muestras de margas y arcillitas fueron agitadas en una solución de 15 % H 2O2. Luego, las muestras fueron lavadas sobre un tamiz de malla 63 um y secadas a una temperatura de cerca de 60° Celsius. La fracción arenosa fue tamizada a seco en las fracciones >500 um, 500-315 um, 315-200 um y 200-63 um. Foraminíferos y otros microfósiles fueron escogidos semicuantitativamente del residuo en células de microfauna y determinados bajo el binocular con amplificaciones de 48 x a 160 x.

82

De las muestras de caliza, se confeccionaron generalmente dos láminas delgadas de cada una. En las láminas, tanto secciones horizontales como verticales de la fauna fueron investigados bajo el fotomacroscopio WILD 400.

4.3

V i s t a general de l a s dataciones micropa l e o n t o l ó g i c a s

Abreviaturas usadas: PA = primera aparición, UA = última aparición.

4.3.1 Dataciones mediante el nanoplancton 4.3.1.1

C r e t á c i c o Superior

La delimitación de los pisos estratigráficos del Cretácico Superior está basada en las clasificaciones zonales de THIERSTEIN (1976), SISSINGH (1977), VERBEEK (1977) y PERCHNIELSEN (1985a): Maastrichtiano Campaniano Santoniano Coniaciano Turoniano Cenomaniano

CC 23 (parte superior) - CC 26 CC 17 - CC 23 (parte inferior) CC 14 (parte superior) - CC 16 CC 12 (parte superior) - CC 14 (parte inferior) CC 11 - CC 12 (parte inferior) CC 9 (parte superior) - CC 10

Las definiciones suplementarias siguientes han sido usadas: CC 24 (base)

UA Ceratolithoides aculeus, UA Quadrum trífidum, UA Quadrum sissinghü, UA Quadrum gothicum

Limite Campaniano-Maastrichtiano

UA Aspidolithus parcus constrictus, UA Eiffellithus eximius UA Lithastrínus gríllii

CC 23 (base)

4.3.1.2

Tertiario y Cuaternario

Las subdivisiones del Terciario y del Cuaternario están fundadas en las clasificaciones de HAY et al. (1967), MARTINI (1971), HAQ & BERGGREN (1978), PERCH-NIELSEN (1985b) y MARTINI & MÜLLER (1986):

83

Cuaternario Plioceno Superior Plioceno Inferior Mioceno Superior Mioceno Medio Mioceno Inferior Oligoceno Superior Oligoceno Inferior Eoceno Superior Eoceno Medio Eoceno Inferior Paleoceno Superior Paleoceno Inferior

NN 19 - NN 21 NN 16 - NN 18 NN 12 - NN 15 NN 9 (parte superior) - NN 11 NN 4 (la parte más superior) - NN 9 (parte inferior) NN 1 - NN 4 (parte superior) NP 24 (parte superior) - NP 25 NP 21 (parte inferior) - NP 24 (parte inferior) NP 18 - NP 19/20, NP 21 (la parte más inferior) NP 14 - NP 17 NP 10 - NP 13 NP 4 -NP 9 NP 1 - NP 3

Los límites de las zonas han sido definidos como siguientes: NP 25 (techo) NP 24 (techo)

NP 24 (base) NP 23 (base) NP 19/20 (techo) NP 18 (techo) NP 18 (base) NP 17 (la parte más superior) NP 16 (techo) NP 16 (parte superior) NP 16 (base)

NP 15 (base) NP 12 (parte superior) NP 11 (base) NP 9 (techo) NP 5 (la parte más superior) NP 5 (base) NP 3 (base)

UA Dictyococcites bisectus UA Helicopontosphaera compacta, UA Sphenolithus predistentus, UA Helicopontosphaera perch-nielseniae, UA Sphenolithus pseudoradians PA Helicopontosphaera obliqua, PA Helicopontosphaera recta PA Sphenolithus distentus UA Sphenolithus radians UA Helicopontosphaera lophota PA Helicopontosphaera euphratis, UA Chiasmolithus granáis PA Helicopontosphaera compacta UA H. heezeni, LO Discoaster wemmelensis PA Dictyococcites bisectus PA Cyclicargolithus floridanus, PA Reticulofenestra umbüica, FO Cribrocentrum reticulatum, LO Nannotetrina quadrata PA Nannotetrina quadrata PA Ericsonia formosa PA Sphenolithus radians UA Discoaster mohlerí, Fasciculithus typaniformis, Cruciplacolithus tenuis PA Heliolithus cantabriae PA Fasciculithus pileatus PA Cruciplacolithus tenuis

84

Para el mapa geológico, el Oligoceno ha sido subdividido de acuerdo con los requisitos de MARTINI & MÜLLER (1986) en Oligoceno Inferior, Medio y Superior. Para la compilación presente y las listas de muestras, el Oligoceno Inferior y Medio de la clasificación nanoplanctónica de MARTINI & MÜLLER fueron unidos en un Oligoceno Inferior ampliado (desde la parte superior de NP 21 hasta la parte inferior de NP 24), conforme con una resolución de la Subcomisión Internacional de la Estratigrafía Paleógena (International Subcommission on Paleogene Stratigraphy) de introducir para el Oligoceno una subdivisión en dos (International Commission on Stratigraphy, July Meeting, Washington 1989). La base del Eoceno Medio ha sido equiparada según la clasificación nanoplanc tónica a la base de la zona NP 14. Esta base medioeocena está estratigráficamente un poco más baja que la de la clasificación por foraminíferos plan ctónicos (PA Hantkenina).

4.3.2 Dataciones mediante foraminíferos 4.3.2.1

Cretácico Superior

4.3.2.1.1 Foraminíferos planctónicos La delimitación de los pisos del Cretácico Superior con foraminíferos planctóni cos está basada en clasificaciones internacionales y en la taxonomía de foraminíferos planctónicos presentada por Carón (1985). Los pisos y los fósiles guía que definen sus bases son: Maastrichtiano (base) Campaniano (base) Santoniano (base) Coniaciano base] Turoniano (base) Cenomaniano (base)

UA Globotruncanita calcarata UA Dicarinella asymetrica PA Rosita fornicata PA Dicarinella primitiva PA Helvetoglobotruncana helvética PA Rotalipora brotzeni

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Los límites zonales del Cretácico Superior han sido definidos como siguientes:

Zona de Abathomphalus mayaroensis (base)

PA Abathomphalus mayaroensis

Zona de Gansserina gansseri (base) Zona de Globotruncana aegyptiaca (base) Zona de Globotruncanella havanensis (base)

PA Gansserina gansseri PA Globotruncana aegyptiaca

Zona de Globotruncanita calcarata (base) Zona de Globotruncana ventricosa (base) Zona de Globotruncanita elevata (base) Zona de Dicarinella asymetrica (base) Zona de Dicarinella concavata (base) Zona de Dicarinella primitiva (base) Zona de Marginotruncana sigali (base) Zona de Helvetoglobotruncana helvética (base) Zona de Whiteinella archeocretacea (base) Zona de Rotalipora greenhornensis (base) Zona de Rotalipora cushmani (base) Zona do Rotalipora roicheli (baso) Zona de Rotalipora brotzeni (base)

PA Globotruncanita calcarata PA Globotruncana ventricosa UA Dicarinella asymetrica PA Dicarinella asymetrica PA Dicarinella concavata PA Dicarinella primitiva UA Helvetoglobotruncana helvética PA Helvetoglobotruncana helvética

4.3.2.2

UA Globotruncanita calcarata

PA Whiteinella archeocretacea PA Rotalipora greenhornensis PA Rotalipora cushmani PA Rotalipora roicheli PA Rotalipora brotzeni

Terciario 4.3.2.2.1

Foraminíferos planctónicos La datación y clasificación del Terciario con foraminíferos planctónicos siguen esencialmente clasificaciones internacionales y la taxonomía de foraminíferos planc tónicos de TOUMARKINE & LUTERBACHER (1985) y BOLLI & SAUNDERS (1985). La subdivisión de los pisos y la agrupación de las zonas están explicadas a continuación.

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Cuaternario

N 22 - N 23

Plioceno Superior Plioceno Inferior Mioceno Superior Mioceno Medio Mioceno Inferior Oligoceno Superior Oligoceno Inferior Eoceno Superior Eoceno Medio Eoceno Inferior Paleoceno Superior Paleoceno Inferior

N 20 (parte superior) - N 21 N 18 - N 20 (parte inferior) N 16 - N 17 N 8 (parte superior) - N 15 N 4 - N 8 (parte inferior) P 21 (parte superior) - P 22 P 18 - P 21 (parte inferior) P15 - P 17 P 10 - P 14 P 6b - P 9 P 2 (parte superior) - P 6a P 0 - P 2 (parte inferior)

Para la clasificación en pisos y subpisos, se consideraron sólo aquellos foraminíferos planctónicos zonales que eran importantes, respectivamente el taxón de los cuales podía ser identificado inequívocamente también en láminas delgadas. A continuación están definidos los límites zonales. N 21 (base) N 19 (techo) N 19 (base) N 18 (base) N 17 (base) N 16 (base) N 14 (techo) N 14 (base) N 12 (techo) N 12 (base) N 11 (base) N 10 (base) N 9 (base) N 8 (base) N 6 (techo) N 6 (base) N 4 (techo) N 4 (base) P 21 (techo) P 21 (base) P 19 (base) P 17 (techo) P 14 (techo)

PA Globorotalia tosaensis UA Globorotalia margaritae PA Sphaeroidinella dehiscens PA Globorotalia túmida, PA Globorotalia margaritae PA Globorotalia plesiotumida PA Neogloboquadrina acostaensis UA Globorotalia siakensis PA "Globigerina" nepenthes UA Globorotalia fohsi lobata, PA Globorotalia fohsi robusta PA Globorotalia fohsi PA Globorotalia praefohsi PA Globorotalia peripheroacuta PA Orbulina suturalis PA Praeorbulina sicana UA Catapsydrax dissimilis PA Globigerinatella insueta PA Paragloborotalia kuglerí PA Globigerínelloides prímordius (común) UA Paragloborotalia opima PA Globigerina angulisuturalis PA Globigerina sellii UA Hantkenina, Globigerinatheka UA Morozovella lehneri, UA Truncorotaloides rohri

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P 13 (techo)

UA Orbulinoides beckmanni

P 13 (base) P 11 (base) P 10 (base) P 8 (base) P 7 (base) P 6a (techo) P 4 (techo) P 4 (base) P 3 (base) P 2 (base) P 0 (base)

PA Orbulinoides beckmanni PA Globigerinatheka subconglobata PA Hantkenina PA Acarinina pentacamerata PA Morozovella aragonensis UA Morozovella velascoensis UA Planorotalites pseudomenardii PA Planorotalites pseudomenardii PA Morozovella angulata PA Morozovella uncinata UA Globotruncana

El límite entre el Eoceno y el Oligoceno fue establecido con el cese de los foraminíferos Hantkeninas (dato de Hantkenina). Según investigaciones recientes (perfil de Massignano) este dato se encuentra encima del techo de la zona P 17 y en la base de la zona P 18. De acuerdo con la resolución internacional de abandonar la subdivisión del Oligoceno en inferior, medio y superior a favor de una división en dos (véase arriba), la clasificación anterior de Oligoceno Inferior y Medio ha sido modificada en una de Oligoceno Inferior. Con eso, el límite Oligoceno Inferior-Superior debe ponerse al cese del foraminífero planctónico Chiloguembelina cubensis que corresponde a la zona P 21.

4.3.2.2.2 Foraminíferos grandes

Las dataciones mediante foraminíferos terciarios grandes dependen en gran p arte de la facies, la paleobiogeografía y del nivel de conocimiento taxonómico, que es insatisfactorio con respecto a muchas especies de foraminíferos grandes. Por eso, sólo unos pocos géneros y especies del ambiente de agua somera facilitan clasificaciones estratigráficas más exactas a través de los límites de las provincias fáunicas individu ales (VAN DER VLERK 1955, ADAMS 1970, WAGNER 1964). La datación de las asociaciones de foraminíferos grandes de la República Dominicana está asegurada por clasifica ciones mediante el nanoplancton y los foraminíferos planctónicos. Con esas, las zonas de agua poco profunda, o sea las de la (paleo)plataforma continental de la República Domincana, podían datarse con bastante exactitud mediante foraminíferos grandes. Para las determinaciones taxonómicas de los foraminíferos grandes, las publica ciones siguientes han sido particularmente consultadas: CUSHMAN (1919), VAUGHAN (1933), BARKER & GRIMSDALE (1936), VAUGHAN & COLÉ (1941), COLÉ (1947), COLÉ (1952), COLÉ (1958), COLÉ (1962), COLÉ (1968), BLONDEAU (1972). Por razones prácticas se renunció a tratamientos y revisiones taxonómicas exhaustivas de los taxa.

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A continuación se presentan las más importantes asociaciones representativas de foraminíferos grandes terciarios de la República Domincana y sus dataciones correspondientes. Asociación Amphistegina hauerína Gypsina globula Operculinella cojimarensis Paraspiroclypeus chawneri

Edad Mioceno Superior

Asociado/a a Austrotríllina cf. howchini

Mioceno Medio (parte superior)

Amphistegina hauerína, Austrotríllina cf. howchini, Gypsina globula Miolepidocyclina panamensis, Amphistegina hauerína, Austrotríllina cf. howchini, Gypsina glóbulo Heterostegina antillea (escasa), Lepidocyclina waylandvaughani, Lepidocyclina cf. canellei, Miolepidocyclina panamensis, Amphistegina hauerína, Austrotríllina cf. howchini, Gypsina globula Lepidocyclina gigas (escasa), Lepidocyclina favosa (escasa), Heterostegina antillea, Lepidocyclina waylandvaughani, Lepidocyclina cf. canellei, Miolepidocyclina panamensis (escasa) Lepidocyclina (escasa), Lepidocyclina gigas, Heterostegina antillea Nummulites striatoreticulatus, Discocyclina, Lepidocyclina, Heterostegina cf. ocalana Amphistegina lopeztrígoi (escasa), Eoconuloides wellsi (escasa), Coskinolina floridana, Fabiania cubensis, Nummulites striatoreticulatus Eoconuloides wellsi, Coskinolina florídana, Fabiania cubensis, Nummulites macgillavryi (escaso), Nummulites striatoreticulatus (escaso)

Miogypsina antillea

Mioceno Inferior (parte superior)

Miogypsina antillea Lepidocyclina tournouerí

Mioceno Inferior (parte inferior)

Lepidocyclina tounouerí Miolepidocyclina panamensis

Oligoceno Superior (parte superior)

Lepidocyclina yurnagunensisLepidocyclina favosa

Oligoceno Inferior a Oligoceno Superior (parte inferior) Eoceno Superior

Helicolepidina spiralis Lepidocyclina pustulosa

Discocyclina - Nummulites macgillavryi

Eoceno Medio (parte superior)

Amphistegina lopeztrígoi

Eoceno Inferior (parte superior) a Eoceno Medio (parte inferior)

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Lista de los foraminíferos grandes más importantes Amphistegina hauerina D'ORBIGNY, 1846 Amphistegina ¡opeztrigoi PALMER, 1934 Austrotríllina cf. howchini (SCHLUMBERGER, 1893) Coskinolina floridana COLÉ, 1941 Discocyclina spp. indet. Eoconuloides wellsi Colé & BERMUDEZ, 1944 Fabiania cubensis CUSHMAN & BERMUDEZ, 1936 Gypsina globula (REUSS, 1848) Helicolepidina spiralis TOBLER, 1922 Heterostegina antillea CUSHMAN, 1919 Heterostegina cf. ocalana CUSHMAN, 1921 Lepidocyclina cf. caneüei LEMOINE & R. DOUVILLÉ, 1904 Lepidocyclina favosa CUSHMAN, 1919 Lepidocyclina gigas CUSHMAN, 1919 Lepidocyclina pustulosa (H. DOUVILLÉ, 1917) Lepidocyclina tournouerí LEMOINE & R. DOUVILLÉ, 1904 Lepidocyclina waylandvaughani COLÉ, 1928 Lepidocyclina yurnagunensis CUSHMAN, 1919 Lepidocyclina spp. indet. Miogypsina antillea (CUSHMAN, 1919) Miolepidocyciina panamensis (CUSHMAN, 1919) Nummulites macgillavryi (RUTTEN, 1935) Nummulites striatoreticulatus RUTTEN, 1928 Operculinella cojimarensis PALMER, 1934 Paraspiroclypeus chawneri (PALMER, 1934)

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5 Bibliografía ADAMS, C. G. (1970): A reconsideration of the East Indian letter classification of the Tertiary.Bull. Brit. Mus. nat. Hist. (Geol.), 19 (3): 87-137, 1 fig., 2 tab.; London. ANTONINI, G. A. (1979): Physical geography of Northwest Dominican Republic- In: LIDZ, B. & NAGLE, R: Hispaniola: Tectonic focal point of the Northern Caribbean — Three geological studies in the Dominican Republic: 69-95, 5 fig., 2 placas; Miami. AYALA-CASTANARES, A. (1963): Foraminiferos grandes del Cretácico superior de la región central del Estado de Chiapas, México. Parte I. El genero Orbitoides d'Orbigny, 1847.- Paleontología Mexicana, 13: 57-73, 3 fig., 5 lám.; México. BANNER, F. T. & HODGKINSON, R. L. (1991): A revisión of the foraminiferal subfamily Heterostegininae.- Rev. Española Micropal., 23 (2): 101-140, 1 fig., 1 tab., 6 lám.; Madrid. BARKER, W. R. & GRIMSDALE, T. F. (1936): A contribution to the phylogeny of the orbitoidal foraminifera, with descriptions of new forms from the Eocene of México.- Jour. Paleont., 10 (4): 231-247, 4 fig., 3 tab., 9 lám.; Menasha/Wisconsin. BAUMFALK, Y. A. & NIJHOLT, K. J. ((1984): Talpinella and Orbitoides: 18 million years of cióse relationship between two foraminiferal genera.- Jour. Foram. Res., 14 (1): 77-81, 2 fig., 2 lám.; Lawrence/Kansas. BELLON, H., VILA, J. M. & MERCIER DE LEPINAY, B. (1985): Chronologie 40K-40Ar et affinités géochimiques des manífestations magmatiques au Crétacé et au Paléogéne dans l'ile d'Hispaniola.Géodynamique des Caraibes Symp., Fév. 1985: 11 pp., 3 fig., 2 tab; Paris. BERGGREN, W. A. (1978): Recent advences in Cenozoic planktonic foraminiferal biostratigraphy, biochronology, and biogeography: Atlantic Ocean.- Micropaleontology, 24 (4): 337-370, 26 fig.; New York. - (1993): Chronologie and paleobathymetric framework for the basin analysis of the Gulf of México slope: introduction to integrated Neogene biostrati-graphy and stable isotope stratigraphy.- Micropaleontology, 39 (4): 297-298; New York. BERGHE, VAN DEN (1983a): Evolution sédimentaire et structurale depuis le Paléocéne du secteur "Massif de la Selle (Haiti) - Baoruco (République Dominicaine)" au Nord de la Ride de Beata, dans l'orogéne Nord Caribe (Hispaniola-Grandes AntillesJ.-Thése 3éme eyele, sci. nat.: 350 pp.; Paris. - (1983b): Décrochement senestre Sud-Haitien: Analyses structurales dans le Massif de la SelleBaoruco.-Ann. Soc. Géol. Nord (France), 103: 317-323; Paris. BERGT, W. (1897): Zur Geologie von Santo Domingo.- ISIS Sitz.-Ber. u. Abh.: 61-64, Dresden, 1898. BERMUDEZ, P. f. (1949): Tertiary smaller foraminifera of the Dominican Republic- Cush. Lab. Foram. Res., spec. publ., 25: 1-322, 6 fig., 16 lám., 3 mapas; Sharon/Massachusetts. BLONDEAU, A. (1972): Les Nummulites.- 254 S., 25 fig., 38 lám.; Paris (Vuibert). BLOW, W. H. (1969): Late Middle Eocene to Recent planctonic foraminiferal biostratigraphy.Proc. lst Internat. Conf. Plankt. Microfoss., 1: 199-422; Genéve. BOISSAU, M. (1987): Le Flanc Nord-Est de la Cordillére Céntrale Dominicaine (Hispaniola, Grandes Antilles): Un edifice de Nappes Crétacé Polyphase.- Thése Doct. Univ. Pierre et Marie Curie: 200 pp., 3 an.; Paris. BOLD, W. A. VAN DEN (1974): Neogene of Central Haiti.- American Assoc. Petr. Geol., Bull., 58: 533539, 6 fig.

91

- (1975): Neogene biostratigraphy [ostracoda) of Southern Hispaniola.- American Paleont. Bull., 66: 549-639, 19 fig., 15 tab., 5 lám.; Ithaca/NewYork. - (1976): Transactions VII Caribbean Geol. Conf. 1974: p. 170 (Las Salinas Fm). BOLLI, H., BECKMANN, J.-P. & SAUNDERS, J. B (1994): Benthic foraminiferal biostratigraphy of the south Caribbean región.- 408 pp.; Cambridge (Cambridge Univ. Press). - & SAUNDERS, J. B. (1985): Oligocene to Holocene low-latitude planktic foraminifera.- In: BOLLI, H. M., SAUNDERS, J.B. & PERCH-NIELSEN, K. (Eds.): Plankton Stratigraphy, 155-262, 46 fig.; Cambridge (Cambridge Univ. Press). - & KRASHENINNIKOV, V. A. (1977): Problems in Paleogene and Neogene correlations based on planktonic foraminifera.- Micropaleontology, 23 (4): 436-452, 7 fig.; New York. BOURDON, L. (1985): La Cordillere Oriéntale Dominicaine (Hispaniola, Grand Antilles): un are insulaire crétacé polystructure.- Univ. Paris 6, Thésis no publ.: 203 pp., 88 fig., 2 lám., 1 an.; Paris. BOURGOIS, J. et al. (1980): Datos geológicos nuevos acerca de la región de Puerto Plata (República Dominicana).- 9th Carib. Geol. Conf. Mem.: 633-636; Santo Domingo. BOWIN, C. (1966): The geology of Hispaniola.- Geol. Soc. America Mem., 98: 501-552, 9 fig., 3 tab., 5 lám.; Boulder/Colorado. BOWIN, C. O. (1966): Geology of the central Dominican Republic -a case history of part of an island are- Geol. Soc. America, Mem., 98: 11-84; Boulder/Colorado. - (1975): The geology of Hispaniola.- In: NAIRN, A. E. M. & STEHLI, F. G. (Eds.): The Ocean Basins and Margins. 3. The Gulf of México and the Caribbean, 500-552; New York (Plenum). BRABB, E. E., MCDOUGALL, K. & POORE, R. Z. (1983): New data on the age of Lepidocyclina in California.- Jour. Foram. Res., 13 (3): 167-178, 4 fig., 3 lám.; Lawrence/Kansas. BREUNER, T. A. (1985): The geology of the eastern Sierra de Neiba, Dominican Republic- Univ. George Washington, Tesis no publ.: 130 pp., 1 mapa; Washington. BROUWER, S. B. & BROUWER, P. A. (1980): Geología de la región ambarífera oriental de la República Dominicana.- 9th Carib. Geol. Conf., Mem.: 303-322, 18 fig., 2 tab.; Santo Domingo. BRUNO, L. A. (1990): U/Pb -Altersbestimmung an Zirkonen des Cacaos-Tonalits und Pb/PbIsotopenanalyse zur Klarung der Genese der Vererzungen von San Francisco und der angrenzenden Gebiete.— Diplomarbeit ETH Zürich. BUTTERLIN, J. (1961): Grandes Foraminiferos del Pozo Palizada num. 2, Muncipio de Palizada, Estado de Campeche.- Paleontología Mexicana, 10: 1-59, 1 fig., 21 tab., 11 lám.; México. - (1967): Revisión d'espéces du genre Pseudophragmina H. Douvillé 1923.- Eclogae geol. Helvet, 60 (2): 543-551, 3 lám.; Basel. - (1968): Asterocyclina cruzi, espéce nouvelle de L'Eocéne moyen de Colombie.- Eclogae geol. Helvet, 61 (1): 225-228, 3 lám.; Basel. - (1970): Macroforaminiferos y Edad de la Formación Punta Mosquito (Grupo Punta Carnero) de la Isla de Margarita (Venezuela).- Bol. Inf. Asoc. Venezolana Geol, Min. y Petrol., 13 (10): 273-317, 1 fig., 3 tab., 8 lám.; Caracas. - (1990): Problémes poses par la sistématique de la famille Lepidocyclinidae (Foraminiferida).Rev. Erspanola Micropal., 22 (1): 101-126, 7 fig., 5 lám.; Madrid.

92 - & MORNOD, O. (1969): Biostratigraphie (Paléocéne á Eocéne moyen) d'une coupe dans le Taurus de Beysehir (Turquie). Etude des "Nummulites cordelées" et revisión de ce groupe.- Eclogae geol. Helvet., 62 (2): 583-604, 2 fig., 6 lám.; Basel. Carón, M. (1985): Cretaceous planktic foraminifera.- In: BULLI, H. M., SAUNDERS, J. B. & PERCHNIELSEN, K. (Eds.): Plankton stratigraphy, 17-86, 37 fig.; Cambridge (Cambridge Univ. Press). CAUDRI, C. M. B. (1944): The larger foraminifera from San Juan de los Morros, State of Guarico, Venezuela.- Bull. Amer. Paleont, 28 (114): 1-54, 2 fig., 1 tab., 5 lém.; Ithaca/New York. CAUS, E., BERNAUS, J. M. & GÓMEZ-GARRIDO, A. (1996): Biostratigraphic utility of species ot the genus Orbitoides.- Jour. Foram. Res., 26 (2): 124—136, 7 fig., 8 tab., 3 lám.; Lawrence/Kansas. CEPEK, P. (1980): Kalzitisches Nannoplankton aus der Nordkordillere in der Dominikanischen Republik.- Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Informe no publ.: 6 pp.; Hannover. - (1982): Bericht über eine Dienstreise (8.2.-12.3.1982) zur "Deutschen Geologischen Arbeitsgruppe Santo Domingo" in der Dominikanischen Republik.- Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Informe no publ.: 9 pp., 5 an.; Hannover. - (1989): General stratigraphy (Oligocene - Recent) and lithology of San Juan área (1 : 100.000 map of the Dominican Republic) with the generally accepted range of Índex fossils (calcareous nannoplankton) used in this study.- Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Tatigkeitsbericht 1987/88: 1 tab; Hannover. - (1985-89): Preliminary Reports -Age determinations of samples based on calcareous nannofossils from the Dominican Republic— Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Informes no publ., no 1-45; Hannover. - & WEISS, W. (1991): Age determinations based on calcareous nannofossils and foraminifers of samples from the Dominican Republic (Complete Sample list).- Informe no publ., BGR Hannover. COLÉ, W. ST. (1952): Eocene and Oligocene larger foraminifera from the Panamá Canal Zone and vicinity.- U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., 244: 1-41, 2 fig., 28 lám.; Washington. - (1958): Ñames of and variation in certain American larger foraminifera, pa rticularly the camerinids -No.2.- Bull. Am. Paleont., 38 (173): 261-284, 3 lám.; Ithaca/New York. - (1962): Embryonic chambers and the subgenera of Lepidocyclina.- Bull. Am. Paleont., 44 (200): 1-60, 4 tab., 8 lám.; Ithaca/New York. - (1968): More on variation in the genus Lepidocyclina (larger Foraminifera).- Bull. Amer. Paleont., 54 (243): 295-327, 2 tab., 6 lám.; Ithaca/New York. - & BERMUDEZ, P. J. (1947): Eocene Discocyclinidae and other foraminifera from Cuba.- Bull. Amer. Paleont., 31 (125): 1-36, 7 lám.; Ithaca/New York. COOPER, J. C. (1982): Geology of the Fondo Negro Región, Dominican Republic- Univ. New York, Tesis no publ.: 145 pp., 36 fig., 3 lám.; New York. CUSHMAN, J. A. (1919): Fossil foraminifera from the West Indies.- In: VAUGHAN, T. W. (Ed.): Contributions to the geology and paleontology of the West Indies, Carnegie Inst., 291: 21-71, 8 fig., 15 lám.; Washington. DE

FUENTE, L. R. & ELUS, G. M. (1980): Informe sobre la investigación geológica de la Cordillera Oriental, sector El Rancho.- 9th Carib. Geol. Conf., Mem.: 669-673, 1 fig; Santo Domingo.

DE LEÓN, O. R. (1983): Aspectos geológicos e hydrogeológicos de la región Suroeste.- Museo Nac Hist. Nat., Pub. Esp., 4: 52 pp.; Santo Domingo.

93

- (1989): Geología de la Sierra de Baoruco.- Mus. Nac. Hist. Nat., 112 pp., 3 mapas; Santo Domingo. DGM-BGR (1984): Mapa Geológico del área Sabaneta-Restauración (Cordillera Central), inédito. DGM-BGR (1984-88a): Mapa Geológico del Norte de la Cordillera Central 1 : 100.000, inédito. DGM-BGR (1984-88b): Mapa Geológico del Sudeste de la Cordillera Central 1 : 250.000, inédito. DGM-BGR (1988a): Mapa Geológico de la Península de Samana 1 : 100.000, inédito. DGM-BGR (1988b): Mapa Geológico del oeste de la Cordillera Septentrional, 1 : 250.000, inédito. DGM-BGR (1991): Mapa Geológico de la República Dominicana escala 1 : 100.000, San Cristóbal (6170), en prep.; Santo Domingo. DIRECCIÓN GENERAL DE MINERÍA (DIGEMIN) (1984): Proyecto geotérmico Yayas - Constanza.- ELCElectroconsult: Estudio de prefactibilidad, exploración de superficie: 57 pp., 5 fig., 2 an., 12 planos; Milano. DROOGER, C. W. (1993): Radial foraminifera: morphometrics and evolution.- Verh. Konink. Nederl. Akad. Wetensch., Afd. Natuurk., 1. r., 41: 1-242, 112 fig.; Amsterdam. DOHM, C. F. (1942): The geology of the Sierra de Neiba and Valle San Juan and Enriquillo in mosaic áreas 16, 17, 21, 22, 23, 24, 25, 32 and 33, Dominican Republic- 14 pp. DOLAN, J., MANN, P., DE ZOETEN, R., HEUBECK, C. & SHIROMA, J. (1991): Sedimentologic, stratigraphic and tectonic synthesis of Eocene-Miocene sedimentary basins, Hispaniola and Puerto Rico.— Geol. Soc. America Spec. Pap., 262: 217-264; Boulder/Colorado. DOUGLASS, R. C. (1960): The foraminiferal genus Orbitolina in North America.- U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., 333: 1-52, 32 fig., 9 tab., 14 lám., Washington. - (1961): Orbitolinas from Caribbean Islands.- Jour. Paleont., 35 (3): 475-479, 5 fig., 2 lám.; Menasha/Wisconsin. DOUGLAS-ROBERTSON & Assoc. INC. (1981): Report on Sánchez Coal Project, Phase 1: Exploration, November 1980 - November 1981.- Informe no publ.: 91 pp., 44 fig., 23 tab., 12 app.; Golden. DOUVILLE, H. (1919): L'Eocéne inferieur en Aquitaine et dans les Pyrénées.— Mém. Carte géol.: 79 pp., 13 fig., 7 lám.; Paris. - (1924): Revisión des Lépidoclyclines.- Mém. Soc. Géol. France, N.S., 2: 1-134, 74 fig., 7 lám.; Paris. DOWSETT, H. J. (1984): Documentation of the foraminiferal Santonian-Campanian boundary in the northeastem Gulf of México.- Jour. Foram. Res., 14 (2): 129-133, 3 fig., 1 lám.; Lawrence/Kansas. DRAPER, G., MANN, P. & LEWIS, J. F. (1994): Hispaniola.- In: Carribean Geology. An Introduction, 129-150; Kingston (U.W.I. Publishers). EAMES, F. W., BANNER, F. T., BUAW, W. H., CLARKE, W. J. & SMOUTH, A. H. (1962): Morphology, taxonomy and stratigraphic occurrence of the Lepidocyclininae.- Micropaleontology, 8 (3): 289-322, 5 fig., 8 lám.; New York. EBERLE, W., HIRDES, W., MUFF, R. & PELAEZ, M. (1980): The geology of the Cordillera Septentrional (Dominican Republic).- 9th Carib. Geol. Conf., Mem.: 619-629, 1 mapa; Santo Domingo. EDGAR, N. T. (1991): Structure and geologic development of the Cibao Valley, northern Hispaniola.- Geol. Soc. America Spec. Pap., 262: 281-299; Boulder/Colorado.

94

EGGINK, J. W. & BAUMFALK, Y. A. (1983): The exceptional reproduction and embryonic morphology of Orbitoides gensacicus (Late Cretaceous, S. France).- Jour. Foram. Res., 13 (3): 179-190, 4 fig., 2 tab., 5 lám.; Lawrence/Kansas. ELLIS, B. F. & MESSINA, A. R. (1965): Catalogue of Index larger foraminifera.- Vol. 1-3; New York. EVANS, C. C. (1986): Facies evolution in a Neogene transpressional basin; Cibao Valley, Dominican Pepublic- PhD Thesis Univ. Miami, not published. FERRANDEZ-CANADELL, C. & J. SERRA-KIEL (1992): Morphostructure and paleobiology of Discocyclina Gümbel, 1870.- Jour. Foram. Res., 22 (2): 147-165, 5 fig., 8 lám.; Lawrence/Kansas. GARCÍA, E. (1985): Informe sobre formaciones que abarcan el muestro paleontológico del Suroeste del país (cuadrante San Juan de la Maguana).— Dirección General de Minería, Informe no publ.: 19 pp.; Santo Domingo. - & H ARMS, F.-J. (1988): Informe del Mapa Geológico de la República Dominicana escala 1 : 100.000, San Juan (5972).- 97 pp., mapas; Santo Domingo. GEOMIN (1984): Estudio Valoración Minera; Minas de Sal y Yeso-Marmoleria Nacional.- 3 vol.; Santo Domingo. GÓRÓG, A. & ARNAUD-VANNEAU, A. (1996): Lower Cretaceous Orbitolinas from Venezuela.Micropaleontology, 42 (1): 65-78, 5 fig., 4 lám.; New York. GRAVELL, D. W. & HANNA, M. A. (1935): Larger foraminifera from the Moody's Branch Mari, Jackson Eocene, of Texas, Luisiana and Mississippi.- Jour. Paleont., 9 (4): 327-340, 1 fig., 1 tab., 4 lám.; Menasha/Wisconsin. GROETSCH, G. J. JR. (1983): Resedimented conglomerates and turbidites of the Represa and Janico Formations, north-central Dominican Republic- MS Thesis Univ. George Washington: 108 pp.; Washington. HALDEMANN, E. G., BUCHAN, R., BLOWES, J. H. & CHANDLER, T. (1979): Geology of lateritic Nickel deposits, Dominican Republic- In: EVANS, D. J. I. et al. (Eds.): Intern. Latente Symp., 57-84; New York. HANZAWA, S. (1962): Upper Cretaceous and Tertiary three-layered larger foraminifera and their allied forms.- Micropaleontology, 8 (2): 129-186, 1 fig., 1 tab., 8 lám.; New York. - (1965): The ontogeny and the evolution of larger foraminifera.- Scí. Rep. Tohoku. Univ., 2nd ser. (Geol), 36 (2): 239-256, 1 tab., 11 lám.; Sendai. HAQ, B. U. & BERGGREN, W. A. (1978): Late Neogene calcareous plankton biochronology of the Rio Grande Rise (south Atlantic Ocean).- Jour. Paleont., 52 (6): 1167-1194, 16 fig., 5 lám.; Menasha/Wisconsin. HARMS, F. J. (1989): Konglomeratisches Jungtertiár im Valle de San Juan (südwestliche Dominikanische Republik, Grofie Antillen); Zusammensetzung, Herkunft und Alter der Gerólle, Fazies.— Tesis Universidad de Hannover. 200 pg., 75 fig., 6 tab. Hannover/Alemania. HARTMANN, P. (1990): Geologisch-petrographische Untersuchungen nordwestlich San Cristóbal, Dominikanische Republik.- Diplomarbeit ETH Zürich. HAY, W. W. (1965): Calcareous nannofossils.- In: KUMMEL, B. & RAUP, D. (Eds.): Handbook of Paleontological Techniques, 3-7; San Francisco. - et al. ((1967): Calcareous nannoplankton zonation of the Cenozoic of the Gulf Coast and Caribbean-Antillean área and transoceanic correlation.- Trans. Gulf Coast Assoc. geol. Soc, 17: 428-480, 17 fig., 13 lám.

95

HERNÁNDEZ, J. B. (1982): Geología preliminar del área El Valle, Provincia El Seybo, República Dominicana.- 9th Carib. Geol. Conf., Mem.: 675-680, 2 fig.; Santo Domingo. HEUBECK, CHR. E. (1988): Geology of the southeastern termination of the Cordillera Central, South-Central Hispaniola, Dominican Republic.- Univ. Austin, Tesis no publ. (prelim.): 1 mapa; Austin/Texas. - & MANN, P. (1991): Structural geology and Cenozoic tectonic history of the southeastern termination of the Cordillera Central, Dominican Republic- Geol. Soc. America Spec. Pap., 262: 315-336; Boulder/Colorado. HORNADAY, G. R. (1972): Oligocene smaller foraminifera associated with an occurrence of Miogypsina in California.- Jour. Foram. Res., 2 (1): 35-46, 2 fig., 2 lám.; Lawrence/Kansas. IFP INSTITUT FRANJAIS DU PETROLE (1985): Determinations micropaléontologiques dans la République Dominicaine.- Informe no publ.; París. IUNDT, F. (1980): Proyecto de investigación geotérmica de la República Dominicana; estudio de reconocimiento — informe geoquímico.— In: Bureau de Recherches Géologiques et Miniéres (BRGM) & Organización Latinoamericana de Energía (OLADE) (Eds.): 24 pp, 6 fig., 1 tab., 3 mapas, 2 an.; Orléans, Quito. JAPAN INTERNATIONAL COOPERATION AGENCY (JICA) & Metal Mining Agency of Japan (MMAJ) (Eds.) (1984): Report on Geological Survey of Las Cañitas Área, Dominican Republic. Phase I.62 pp., 22 fig., 8 tab., 18 mapas; Tokio. JQYCE, J. (1980): The lithology and structure of the eclogite and glaucophane-bearing rocks on the Samana Península, Dominican Republic- 9th Carib. Geol. Conf. Trans.: 417-421; Santo Domingo. — (1991): Blue-schist metamorphism and deformation of the Samana Península —a record of subduction and collision in the Greater Antilles.- Geol. Soc. America Spec. Pap., 262: 47-76; Boulder/Colorado. KATZ, M. E. & MILLER, K. G. (1993): Latest Oligocene to earliest Pliocene benthic foraminiferal biofacies of the northeastern Gulf of México.- Micropaleontology., 39 (4): 367-403, 32 fig., 5 tab., 6 lám.; New York. KESLER, S. E., JONES, L. M., SUTER, J. F., WALKER, R. L. (1977): Early Cretaceous basement rocks in Hispaniola.- Geology, 5: 245, 1 fig., 3 tab. -, RUSSEL, N., REYES, C, SANTOS, L., RODRÍGUEZ, A. & FONDEUR, L. (1991a): Geology of the Maimón Formation, Dominican Republic- Geol. Soc. America, Spec Pap., 262: 165-172; Boulder/Colorado. -, -, POLANCO, J., MCCURDY, K. & CUMMING, G. L. (1991b): Geology and geochemistry of the early Cretaceous Los Ranchos Formation, Central Dominican Republic— Geol. Soc. America Spec. Pap., 262: 187-201; Boulder/Colorado. -, SUTTER, J. F., BARTON, J. M. & SPECK, R. C. (1991C): Age of intrusive rocks in Northern Hispaniola.- Geol. Soc. America Spec Pap., 262: 165-172; Boulder/Colorado. KOHL, B. (1985): Early Pliocene benthic foraminifera from the Salina Basin, southeastern México.- Bull. Amer. Paleont., 88 (322): 1-173, 18 fig., 1 tab., 37 lám.; Ithaca/NewYork. KOSCHMANN, A. H. & MACKENZIE, G. (1950): Geology and mineral resources of the Maimón-Hatillo District, Dominican Republic- Geol. Soc. America Bull., 964-D: 307-359, 3 tab., 2 lám., 1 mapa; Washington. KULSTAD, R. (1982): Investigación geológica preliminar del sector Miches, Cordillera Oriental, República Dominicana.- 9th Carib. Geol. Conf. Mem.: 663-668, 2 mapas; Santo Domingo.

96

LA FUENTE, L. R. & ELLIS, G. M. (1982): Informe sobre la investigación geológica de la Cordillera Oriental, sector El Rancho.- 9th Carib. Geol. Conf. Mem.: 669-673, 1 fig.; Santo Domingo. LEUTENEGGER, S. (1984): Symbiosis in benthic foraminifera: specifity and host adaptations.- Jour. Foram. Res., 14 (1): 16-35, 3 fig., 4 tab., 5 lám.; Lawrence/Kansas. LEWIS, J. F. (1982): Granitoid rocks in Hispaniola.— In: Transactions 9th Geol. Confer., Santo Domingo, Dominican Republic, 391—392; Santo Domingo (Amigo del Hogar Publishers). -, AMARANTE, A., JIMÉNEZ, J. & DOMÍNGUEZ, H. D. (1991): Lithology and stratigraphy of Upper Cretaceous volcanic and volcaniclastic rocks of the Tireo Group, Dominican Republic, and correlation with the Massif du Nord in Haiti.- Geol. Soc. America Spec. Pap., 262: 143-163; Boulder/Colorado. - & DRAPER, G. (1990): Geology and tectonic evolution of the northern Carribean margin.- In: DENGO, G. & CASE, J. E. (Eds.): The Geology of North America, Vol. H: The Caribbean Región, 77-140, Boulder/Colorado (Geol. Soc. America). LUNAS, R. (1972): Geología del área Polo-Duvergé - Cuenca de Enriquillo.- Rev. C.O.D.I.A., 31: 55-65, 8 fig., 1 tab.; Santo Domingo. - (1980): Estudio geológico para la carretera Sánchez -Samana.- 9th Carib. Geol. Conf. Trans.: 589-594, 7 mapas; Santo Domingo. - & RODRÍGUEZ-TORRES, R. (1980): Sección geológica: Rancho Arriba - Piedra Blanca - Hatillo, Cordillera Central: República Dominicana.- 9th Carib. Geol. Conf. Trans.: 453-458; Santo Domingo. MALAVASSI, V. E. (1961): Some Costa Rican larger foraminiferal localities.- Jour. Paleont, 35 (3): 498-501, 1 fig., 1 tab.; Menasha/Wisconsin. MANCINI, E. A. & TEW, B. H. (1991): Relationshíps of Paleogene stage and planktonic foraminiferal zone boundaries to lithostratigraphic and allostratigraphic contacts in the eastern Gulf coastal plain.- Jour. Foram. Res., 21 (1): 48-66, 11 fig., 2 tab.; Lawrence/ Kansas. MANN, P., DRAPER, G. & LEWIS, J. F. (Eds.) (1991): Geologic and tectonic development of the North America-Caribbean píate boundary in Hispaniola.- Geol. Soc. America Spec. Pap., 262: 401 pp., 8 lám.; Boulder/Colorado. MARCANO, E. (1980): El Conglomerado Bulla.- Publ. Espec. Museo Nac. Hist. Nat, 1: 1-16; Santo Domingo. MARTINI, E. (1971): Standard Tertiary and Quaternary calcareous nannoplankton zonation.- In: FARINAGCI, A (Ed.): Proc. II. Plankt. Conf., Roma 1970, 2: 739-784, 4 lám.; Rom. - & MÜLLER, C. (1986): Current Tertiary and Quaternary calcareous nannoplankton stratigraphy and correlations.- Newsl. Stratigr., 16 (2): 99-112, 7 tab.; Berlin/Stuttgart. MATSUMARU, K. (1991): On the evolutionary classification of the family Lepidocyclinidae (Foraminiferida).- Trans. Proc. Paleont. Soc. Japan, N.S., 164: 883-909, 20 fig. MAY, S. R., BECK, M. E. & BUTLER, R. F. (1989): North American apparent polar wander, píate motion and left-oblique convergence: Late Jurassic -Early Cretaceous orogenic consequences.- Tectonics, 8 (3): 443-451. MCLAUGHLIN, P. P. & VAN DEN BOLD, W. A. (1991): Geology of the Azua and Enriquillo basins, Dominican Republic. 1. Neogene lithofacies, biostratigraphy, biofacies and paleogeography.— Geol. Soc. America Spec. Pap., 262: 337-366; Boulder/Colorado.

-, GILL, JR., I. P. & VAN DEN BOI.D, W. A. (1995): Biostratigraphy, paleoenvironments and stratigraphic evolution of the Neogene of St. Croix, U.S. Virgin Islands.- Micropaleontology, 41 (4): 293-320, 7 fig., 4 tab., 6 lám.; New York. -. & SEN GUPTA, B. K. (1994): Benthic foraminiferal record in the Miocene-Pliocene sequence of the Azua Basin, Dominican Republic- Jour. Foram. Res., 24 (2): 75-109, 10 fig., 2 tab., 9 lám.; Lawrence/Kansas. MICHAEL, R. C. (1979): Geology of the south-central flank of the Cordillera central and the adjacent portions of the San Juan valley between Rio San Juan and Rio Yacahueque, Dominican Republic- Univ. George Washington, Tesis no publ.: 162 pp., 25 fig., 11 tab.; Washington. MONTGOMERY, H., PESSAGNO, E. A., LEWIS, J. F. & SCHELLEKENS, J. (1994): Paleogeography of Jurassic fragments in the Caribbean.- Tectonics, 13 (2): 725-732, Washington. MORKHOVEN, F. P. C. M. VAN, BERGGREN, W. A. & EDWARDS, E. (1986): Cenozoic cosmopolitan deepwater benthic foraminifera.- Bull. Centre Rech. Explor.-Prod., Mem. 11: 421 pp.; Pau. NAGLE, F. (1972): Chaotic sedimentation in north-central Dominican Republic— Geol. Soc. America Mem., 132: 415-428, 6 fig. - (1979): Geology of the Puerto Plata área, Dominican Republic- In: Lmz, B. & NAGLE, F.: Hispaniola. Tectonic focal point of the Northern Caribbean - Three geologic studies in the Dominican Republic- 1-28, 6 fig., 1 placa; Miami. NEUMANN, M. (1958): Revisión des Orbitoididés du Crétacé et de l'Éocéne en Aquitaine occidentale.- Mém. Soc. Géol. France, 37 (2-3): 1-169, 54 fig., 36 lám.; Paris. —. (1990): Le genre Orbitoides: analyse de données statistiques pour la identification des espéces.- Cah. Micropal., N.S., 5: 5-54, 45 fig., 1 lám.; Paris. NIETO, M. (1991): Informe Geológico del Cuadrante Comendador (5872), DGM, Santo Domingo. PALMER, H. C. (1979): Geology of the Moncion - Jarabacoa área, Dominican Republic- In: LIDZ, B. & NAGLE, F: Hispaniola. Tectonic focal point of the Northern Caribbean.-Three geologic studies in the Dominican Republic, 29-68, 7 fig., 1 placa, 3 tab.; Miami. PAPAZZONI, C. A. & SIROTTI, A. (1995): Nummulite biostratigraphy at the Middle-Upper-Eocene boundary in the northern Mediterranean área.— Riv. Italiana Paleontología, 101 (1): 63-80, 4 fig., 6 tab., 2 lám.; Milano. PERCH-NIELSEN, K. (1985a): Mesozoic calcareous nannofossils.- In: BOLLI, H.M., SAUNDERS, J.B. & PERCH-NIELSEN, K. (Eds.): Plankton Stratigraphy.- 329-426, 92 fig.; Cambridge (Cambridge Univ. Press). - (1985b): Cenozoic calcareous nannofossils.- In: BOLLI, H.M., SAUNDERS, J.B. & PERCH-NIELSEN, K. (eds.): Plankton Stratigraphy, 427-554, 91 fig., Cambridge (Cambridge Univ. Press). PIMENTAL, V., PENA, L. & DEVAUX, E. (1986): Mapa Geológico de la Cuenca de Azua, esc. 1 : 20,000. PINDELL, J. L. (1994): Evolution of the Gulf of México and the Caribbean.- In: Caribbean Geology. An introduction; Kingston (U.W.I. Publisher's Association). PREMOLI-SILVA, I. & BOERSMA, A. (1988): Atlantic Eocene planktonic foraminiferal historical biogeography and paleohydrographic Índices.- Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 67 (3/4): 315-356, 13 fig., 1 lám.; Amsterdam. RENZ, H. H. (1955): Some Upper Cretaceous and Lower Tertiary foraminifera from Aragua and Guárico, Venezuela.- Micropaleontology, 1 (1): 52-71, 1 fig., 8 lám.; New York.

98

RIEMER, W. (1978): Ergebnisse geologischer Untersuchungen im Nordwestteil der Dominikanischen Republik.- N. Jb. Geol. Palaont. Mh., 1978 (3): 162-174; Stuttgart. ROBINSON, E. (1976): Zonation by larger foraminifera of the Caribbean Cretaceous and Lower Tertiary.- Transactions VII Caribbean Geol. Conf. 1974, Pointe-á-Pitre. — (1993): Some imperforate larger foraminifera from the Paleogene of Jamaica and the Nicaragua Rise.- Jour. Foram. Res., 23 (1): 47-65, 5 fig., 2 tab., 8 lám.; Lawrence/ Kansas. RODRÍGUEZ, T. R. (1983): Carta Geológica de la República Dominicana, 1 : 200,000, Proyecto DOM 78/004 "Fortalecimiento Institucional a la Dirección General de Minería", Naciones Unidas P.N.U.D. y Dirección General de Minería; Santo Domingo. Ross, M. I. & SCOTESE, C. R. (1988): A hierachical model of the Gulf of México and Caribbean región.- Tectonophysics, 155: 139-168. RUSSELL, N., SEAWARD, M., RIVERA, J.A., MCCURDY, K. & CLOKE, P. L. (1981): Geology and geochemistry of the Pueblo Viejo gold-silver oxide ore deposit, Dominican Republic— In: JONES, M. J.: National and international management of mineral resources Proc, B 153—161, 14 fig., 1 tab.; London. -, POLANCO, J. & KESLER, ST. E. (1986): Geology of the Monte Negro gold-silver deposit, Pueblo Viejo district, Dominican Republic- Proc. Gold Symposium: 497-503, 5 fig.; Toronto. RUTH, M. (1989): Cenozoic geology of western San Juan de la Maguana Valley.— Thesis Univ. Washington. SAMANTA, B. K. (1967): A revised classification of the family Discocyclinidae Galloway.- Contrib. Cush. Found. Foram. Res., 18 (4): 164-167; Ithaca/New York. SAUNDERS, J. B., JUNG, P. & BIJU-DUVAL, B. (1986): Neogene Paleontology in the Northern Dominican Republic.1. Field Surveys, Lithology, Environment and Age.— American Paleont. Bull., 89 (323): 79 pp, 39 fig., 4 tab., 5 app., 9 lám.; Ithaca/New York. SEIGLIE, G. A. (1978): Comments on the Miocene-Pliocene boundary in the Caribbean Region.Ann. Centre Univ. Savoie, Sci. Nat, 3: 71-86, 8 fig., 2 tab., 1 lám.; Chambery. - & AYALA-CASTANARES, A. (1963): Sistemática y biostratigrafia de los foraminiferos grandes del Cretácico superior (Campanianoiano y Maastrichtiano) de Cuba.- Paleontología Mexicana, 13: 1-56, 5 fig., 43 lám.; México. SIROTTI, A. (1982): Phylogentic classification of Lepidocyclinidae. A proposal.- Boíl. Soc. Paleont. Italiana, 21 (1): 99-112, 4 fig., 2 lám.; Modena. SISSINGH, W. (1977): Biostratigraphy of Cretaceous calcareous nannoplankton.- Geologie en Mijnbouw, 56: 37-65; Amsterdam. SMILEY, C. J. (1982): Cretaceous plants from the Dominican Republic- Unpublished report to Rosario Dominicana: 20 pp. SPEZZAFERRI, S. (1991): Evolution and taxonomy of the Paragloborotalia kuglerí (Bolli) lineage.— Jour. Foram. Res., 21 (4): 313-318, 1 fig., 2 lám.; Lawrence/Kansas. STEPHAN et al. (1990): Paleogeodynamic maps of the Caribbean: 14 steps from Lias to Present.— Bull. Soc. Géol. France, 1990, no. 6. TAVARES, I. & WAGNER, B. M. (1995): La estratigrafía y aspectos genéticos de la parte sur-oriental de la Cordillera Central, Hispaniola.- Primer Congreso Nacional de Geología y Ciencias afines de la Hispaniola y reunión del Proyecto IGCP 364, April 1995, Santo Domingo, Rep. Dominicana.

99

THIERSTEIN, H. R. (1976): Mesozoic nannoplankton biostratigraphy of marine sediments.- Marine Micropaleontology, 1: 325-362, 8 fig., 5 lám.; Amsterdam. TOUMARKINE, M. & LUTERBACHER, H. P. (1985): Paleocene and Eocene planktic foraminifera.- In: BOLLI, H.M., SAUNDERS, J.B. & PERCH-NIELSEN, K. (Eds.): Plankton Stratigraphy, 87-154, 42 fig., Cambridge (Cambridge Univ. Press). TRAINEAU, H. & WESTERCAMP, D. (1980): Proyecto de investigación geotérmica de la República Dominicana; estudio de reconocimiento-informe geo-volcanológico.- In: Bureau de Recherches Géologiques et Miniéres (BRGM) & Organización Latino-americana de Energía (OLADE) (Eds.): 39 pp., 12 fig., 3 tab., 1 mapa; Orléans, Quito. Vaughan, T. W. (1933): Studies of American species of foraminifera of the genus Lepidocyclina.Smithsonian Miscell. Collections, 89 (10): 1-53, 32 lám.; Washington. - (1936): New species of orbitoidal foraminifera of the genus Discocyclina from the Lower Eocene of Alabama.- Jour. Paleont., 10 (4): 253-259, 3 lám.; Menasha/ Wisconsin. - (1945): American Paleocene and Eocene larger foraminifera.- Geol. Soc. Amer., Mem. 9: 1—175, 11 fig., 9 tab., 46 lám.; Washington. - & COLÉ, W. ST. (1941): Preliminary report on the Cretaceous and Tertiary larger foraminifera of Trinidad, British West Indies.- Geol. Soc. Amer, spec. pap., 30: 1-136, 3 fig., 3 tab., 46 lám., 2 mapas; Washington. V ERBEEK, J. W. (1977): Calcareous nannoplankton biostratigraphy of Midd le and Upper Cretaceous deposits in Tunesia, southern Spain and France.- Utrecht Micropaleont. Bull., 16: 1-157, 22 fig., 12 lám.; Hoogeveen. VESPUCCI, P. (1980): Preliminary account of the petrology of the late Cenozoic volcanic province of Hispaniola.- 9th Conf. Geol. Caribe Mem., 1: 379-389, 14 fig., 1 tab.; Santo Domingo. VLERK, I. M. VAN DEN ((1955): Correlation of the Tertiary of the Far East and Europe.Micropaleontology, 1 (1): 72-75, 2 tab.; New York. WAGNER, C. W. (1964): Manual of larger foraminifera. Generic determination and stratigraphic valué.- 307 pp.; The Hague. WEYL, R. (1948): Geología histórica de la Cordillera Central de la isla de Santo Domingo y su posición en el arco de las Antillas.- Soc. Mex. Geogr. y Estadist. Bol, 66: 433-452, 6 fig.; México. - (1966): Geologie der Antillen.- Beitráge zur Regionalen Geologie der Erde, 4: 410 pp., 124 fig., 48 tab., 24 lám.; Berlin (Gebr. Borntraeger). WILSON, M. (1989): Igneous Petrogenesis.- London (Unwin Hyman Ltd.). WHITTAKER, J. E.(1988): Benthic Cenozoic foraminifera from Ecuador.- Brit. Mus. (Natural History): 194 pp.; London. ZHANG, J., MILLER, K. G. & BERGGREEN, W. A. (1993): Neogene planktonic foraminiferal biostratigraphy of the northeastern Gulfof México.-Micropaleontology, 39 (4): 299-326, 14 fig., 5 tab., 3 lám.; New York. ZOETEN, R. DE & MANN, P. (1988): Structural geology and cenozoic tectonic history of the Central Cordillera Septentrional, Dominican Republic- In: MANN. P., DRAPER, G. & LEWIS, J. (Eds.): Geologie and Tectonic Studies in Hispaniola.- Geol. Soc. America Spec. Pap.: 39 pp., 16 fig., 1 tab. ZOPPIS, R. (1969): Atlas Geológico y Mineralógico de la República Dominicana, esc. 1 : 250,000; Santo Domingo.

Das Geologische Jahrbuch erscheint ¡n acht Reihen mit folgendem Inhalt: Reihe A:

Reihe B:

Allgemeine und regionale Geologie Bundesrepublik Deutschland und Nachbargebiete, Tektonik, Stratigraphie, Paláontologie Regionale Geologie Ausland Reihe C:

Hydrogeologie, Ingenieurgeologie Reihe D: Mineralogie, Petrographie, Geochemie, Lagerstáttenkunde Reihe E: Geophysik Reihe F: Bodenkunde Reihe G: Informationen aus den Bund/Lánder-Arbeitsgruppen der Staatlichen Geologischen Dienste Reihe H: Wirtschaftsgeologie, Berichte zur Rohstoffwirtschaft

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