García-Senz, J., Monthel, J., Díaz de Neira, J. A.,. Hernaiz Huerta, P ...

García-Senz, J. et al., 2007. Estratigrafía del Cretácico Superior de la Cordillera Oriental de la República Dominicana. Boletín Geológico y Minero, 118 (2): 269-292ISSN: 0366-0176

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Estratigrafía del Cretácico Superior de la CordilleraOriental de la República Dominicana

J. García-Senz(1) , J. Monthel(2) , J.A Díaz de Neira(3) , P.P. Hernaiz Huerta,(4) , J. P. Calvo(5) yJ. Escuder Viruete(6)

(1) Dept. de Geodinàmica i Geofísica, Fac. de Geologia, Univ. de Barcelona. Martí y Franquès s/n, 08028, Barcelona, España. e-mail: [email protected]

(2) Bureau de Recherches Géologiques et Minières (BRGM). Avenue Claude Guillemin BP 6009, 45060 Orléans, Cedex 2- Francia. e-mail: [email protected]

(3) GEOPRIN. Avda. de Burgos 12, planta 18, 28036 Madrid. e-mail: [email protected]

(4) INYPSA. General Díaz Porlier 49, 28001 Madrid, España. e-mail: [email protected]

(5) Instituto Geológico y Minero de España (IGME). Ríos Rosas 23, 28003 Madrid, España. e-mail: [email protected]

(6) Dept. de Petrología y Geoquímica, Univ. Complutense, 28040, Madrid, España. e-mail: [email protected]

RESUMEN

La sucesión del Cretácico Superior de la Cordillera Oriental de la República Dominicana contiene cerca de 6 km de rocas volcanogénicassedimentarias y volcánicas depositadas en un sistema de talud sobre el extinto arco volcánico del Cretácico Inferior. Está limitada por dosdiscordancias que permiten caracterizarla como una secuencia deposicional. La inferior es consecuencia de los procesos de disgregacióngravitacional que acompañan la formación del talud submarino; la superior se debe a la truncación subaérea de estructuras contractivas.Las formaciones estratigráficas se agrupan en tres episodios deposicionales: (1) Cenomaniense-Santoniense (Fm Las Guayabas y miem-bros relacionados) formado por una asociación de grauwacas volcanogénicas, rocas piroclásticas, lavas, lutitas silíceas y calizas pelági-cas, que indican la proximidad del arco volcánico, (2) Santoniense formado exclusivamente por silexitas de radiolarios (Fm Arroyo LaYabana), indicando el cese de los aportes clásticos, (3) Santoniense-Maastrichtiense formado por calcilutitas y turbiditas con granos y clas-tos de carbonatos de plataforma somera y líticos-volcánicos (Fm Río Chavón y Mb Las Auyamas) y, únicamente en el Maastrichtiense, cal-carenitas costeras y parches de rudistas sobre montículos de serpentinita (Fm Loma de Anglada). La curva de subsidencia para elCretácico Superior se inicia con una aceleración alrededor del Cenomaniense que culmina en el Santoniense, se ralentiza en elCampaniense-Maastrichtiense y termina con una importante elevación en la base del Paleoceno. La posición de la secuencia deposicio-nal de la Cordillera Oriental respecto al resto de unidades geotectónicas del margen norte de la Placa del Caribe sugiere su deposición enuna cuenca de ante-arco.

Palabras clave: cuenca de ante-arco, Cretácico Superior, Grandes Antillas, depósitos volcanoclásticos

Upper Cretaceous stratigraphy of the forearc deposits outcropping in the OrientalCordillera (Dominican Republic)

ABSTRACT

The Upper Cretaceous succession in the Oriental Cordillera of Dominican Republic contains near 6 km of secondary and primary volcani-clastics, deposited in a slope-apron system developed on the extinct lower Cretaceous volcanic-arc. It conforms a depositional sequence,bounded by two angular unconformities: the base unconformity is submarine and results from mass-wasting processes operating in thenascent, oversteeped slope; the top unconformity results from the subaerial truncation of contractive structures. The stratigraphical suc-cession is comprised of three depositional episodes: (1) Cenomanian-Santonian (Las Guayabas Fm and related members) composed ofan association of volcanogenic greywackes, pyroclastic rocks, lava flows, silicified lime and pelagic limestones, indicating the proximityof the arc, (2) Santonian episode, made of thin beds of radiolarian chert (Arroyo La Yabana Fm) pointing to the cease of the clastic inputfrom the slope, and (3) Santonian-Maastrichtian composed of calcilutites and coarse-redeposited limestones (Río Chavón Fm and LasAuyamas Mb) and, only in the Maastrichtian, coastal calcarenites and rudist patch reefs lying on serpentinite seamounts (Loma deAnglada Fm). The subsidence curve for the Late Cretaceous starts with an acceleration around the Cenomanian, peaks in the Santonian,decelerates in the Campanian-Maastrichtian, and ends with an important uplift at the base of the Paleocene. The location of the OrientalCordillera deposits in respect to the other geotectonic units of the northern Caribbean Plate boundary suggest deposition in a fore-arcbasin.

Key words: forearc basin, Greater Antilles, Upper Cretaceous, volcanoclastic deposits

Introducción

Un gran arco volcánico se desarrolló en el Cretácico alo largo del margen convergente septentrional de laplaca del Caribe y existió hasta la colisión oblicua conla placa de Norteamérica en el Terciario (Pindell et al.,2005, 2006) (Fig. 1a). Se han propuesto tres etapasprincipales para su desarrollo (Mann et al., 1991;Lebrón y Perfit, 1994): (1) magmatismo en elCretácico Inferior en una zona de subducción situadaen el este de la placa del Pacífico, (2) cese del vulca-nismo y crecimiento de una plataforma de carbona-tos de edad Albiense sobre los edificios volcánicosarrasados, y (3) reactivación del magmatismo en elCretácico Superior-Eoceno. En este último episodio,

el magmatismo decreció hasta interrumpirse al finaldel Cretácico y se reactivó de nuevo localmente entreel Paleoceno y el Eoceno Medio.

La posterior colisión oblicua con la placa deNorteamérica implica movimientos superiores a 100km a lo largo de las fallas transcurrentes del sistemade la fosa del Caimán, que han extendido y desagre-gado el arco volcánico y sus cuencas marginales portodas Las Antillas.

En este contexto, la Cordillera Oriental de laRepública Dominicana (Figs. 1a y 1b), con una posi-ción entre Cuba Oriental y Puerto Rico, emerge comouna pieza importante en la reconstrucción del arcocretácico. Las rocas de la cordillera registran en elCretácico Superior la creación y cierre de una cuencamarginal al arco rellena por 6 km de depósitos volca-noclásticos, lavas y carbonatos resedimentados for-mando una secuencia de talud. El cuerpo del artículoes la propuesta de una estratigrafía unificada quesimplifica la subdivisión en uso basada en una com-binación compleja de unidades estratigráficas conterrenos. A continuación se aborda el análisis de lasfacies y los episodios deposicionales que resultan dela evolución de la pendiente del talud en respuesta alos procesos tectónicos de la zona de subducción.Para la interpretación de las texturas de los depósitosvolcánicos se ha usado la nomenclatura descriptivade McPhie et al. (1993) y de Vincent (2000).

Este trabajo se suma a las recientes revisiones delCretácico en Puerto Rico (Jolly et al., 2006), CubaOriental (Proenza et al., 2006; Iturralde-Vinent et al.,2006) y Jamaica (Mitchell, 2006).

La secuencia deposicional del Cretácico Superior

La sucesión del Cretácico Superior, con 6 km de espe-sor estimados a partir de los cortes geológicos(García-Senz et al., 2007) se halla limitada por dos dis-cordancias. La basal trunca al Cretácico Inferior, consaltos bruscos de formación estratigráfica donde lasuperficie de discordancia cubre a fallas. Esta dispo-sición produce cambios bruscos de espesor de la FmHatillo bajo la Fm Las Guayabas, muy patentes en lacartografía en el área situada al norte y al noroeste deHato Mayor del Rey (Fig. 2), lo cual indica ya sea ante-rioridad o contemporaneidad de las fallas respecto ala discordancia. Aunque algunas fallas están reactiva-das en el Terciario con movimiento en dirección, larelación geométrica que se establece con la superficiede discordancia indica que se formaron previamentedurante el Cretácico. Existe asimismo una relacióncausal entre la actividad de estas fallas y la profundi-zación de la base de la secuencia que sitúa abrupta-

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Fig.1. (A) Contexto tectónico de la Cordillera Oriental (C.O.) de laRepública Dominicana en la región del Caribe; (B) Situación de laCordillera Oriental en el mapa fisiográfico de la RepúblicaDominicana (modificado de De la Fuente, 1976)Fig. 1. (A) Tectonic setting of the Oriental Cordillera (C.O.) ofDominican Republic in the Caribbean region; (B) Location of theOriental Cordillera in the Physiographic map of the DominicanRepublic (modified after De la Fuente, 1976)


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mente facies de talud sobre calizas arrecifales. Lanaturaleza de la erosión es submarina, causada por ladisgregación en masa del talud por procesos gravita-torios. Los estratos más recientes datados bajo la dis-cordancia son de edad Albiense Inferior (edad de laFm Hatillo, Mycznski y Iturralde-Vinent, 2005) y losprimeros datados sobre la discordancia se atribuyenpor conveniencia al Cenomaniense desde el trabajode Bourdon (1985) aunque estrictamente son de edadpre-Coniaciense.

La discordancia del techo de la secuencia truncavarios kilómetros de serie del Cretácico Superior incli-nados en el flanco de una estructura antiformal(García-Senz et al., 2007). Sobre la discordancia yacenlocalmente depósitos de conglomerados aluviales(Fm Don Juan, Fig. 2) que indican la naturaleza sub-aérea de la erosión y el cierre por colisión de la cuen-ca marginal formada al inicio de la secuencia(Bourdon, 1985, Boisseau, 1987). Los estratos másmodernos datados bajo la discordancia son delMaastrichtiense Superior (Monthel, 2004b) y los pri-meros sobre la discordancia son de edad Thanetiense(Bourdon, 1985, Serra-Kiel et al., 2007).

Unidades estratigráficas

La composición volcánica y volcaniclástica delCretácico de la Cordillera Oriental ha sido reconocidapor numerosos autores que han descrito la geologíageneral de la isla de La Española, incluyendo a Gabb(1881), Douglas (1961), Blesch (1966) y Bowin (1966,1975). En el primer estudio específico de la cordillera,Bourdon (1985) correlaciona diversas secciones conel apoyo de dataciones, identificando litologías supe-ditadas como lavas, radiolaritas y turbiditas calcáreas(Fig. 3), que serán la clave de las futuras subdivisio-nes en formaciones y miembros en las cartografíasde síntesis 1:250.000 de Toloczyki y Ramírez (1991) yLebrón y Mann (1991).

No obstante estos avances, se ha mantenido hastala fecha la propuesta original de Bourdon (1985) deuna división primaria en dos unidades ‘El Seibo y ElOro’ equiparable a dos ‘terrenos’ con diferente signa-tura tectónica y estratigráfica, separados por uncabalgamiento este-oeste. Esta división en terrenos,que inhibía en cierto modo la posibilidad de correla-cionar a lo largo de la cordillera, no se ha usado en la


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Fig. 3. Nomenclatura estratigráfica usada por distintos autores para describir la sucesión del Cretácico Superior de la Cordillera Oriental Fig. 3. Stratigraphic nomenclature used for the Upper Cretaceous sequence of the Oriental Cordillera

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nueva generación de cartografías geológicas 1:50.000(Díaz de Neira, 2004; Díaz de Neira y Hernaiz Huerta,2004; García-Senz, 2004a-b; Hernaiz Huerta, 2004;Monthel, 2004a-c; Monthel y Capdeville, 2004;Monthel et al. 2004), que junto al mapa aeromagnéti-co (García-Lobón y Rey-Moral, 2004; García-Lobón yAyala, 2007) demuestran que el cabalgamiento E-Ono existe y las formaciones y los elementos estructu-rales cruzan los límites de las Unidades del Seibo ydel Oro haciendo esta subdivisión innecesaria.

La biostratigrafía del Cretácico Superior utiliza fora-miníferos planctónicos, radiolarios y ammonoideosrecogidos en muestras dispersas (Fig. 4). Debido a larestricción batimétrica, los rudistas aparecen y son úti-les únicamente al final del Cretácico. El Cenomanienseno está caracterizado por fauna. El Turoniense inferior-medio está representado por la zona de Helveto-glo-botruncana helvetica reconocida por Bourdon (1985)en una muestra de turbiditas calcáreas del tramo infe-rior de la Fm Río Chavón, aunque se trata con seguri-dad de fósiles resedimentados que yacen sobre depó-sitos asignados al Coniaciense por el mismo autor. Esel caso de los ammonites del Coniaciense inferior de lasubfamilia de los Peroniceratinae recogidos en capasde calizas intercaladas entre el Miembro El Cujano(Bourdon et al., 1983,1984; Bourdon, 1985). La atribu-ción al Coniaciense propuesta por Bourdon para laFormación Arroyo La Yabana se basa en una asocia-ción de radiolarios cuestionable que mezcla formasalbo-cenomanienses, formas del Coniaciense superior-Santoniense y formas del Campaniense. El estudio deforaminíferos planctónicos y radiolarios recogidos ensucesión vertical en la Hoja de El Seibo (Monthel,2004a) reproducido en la figura 5, permite asignar alSantoniense los niveles suprayacentes al Mb deVulcanitas de Loma La Vega y acotar el límiteSantoniense-Campaniense próximo a la base de laFormación Río Chavón. El Maastrichtiense sensu latose han reconocido en la Formación Loma de Angladapor fauna bentónica de sulcoperculinas y orbitoideos(Bourdon, 1985, Serra-Kiel et al., 2007) y por rudistasde la asociación Titanosarcolites (Pons et al., 2005, a,b).El Maastrichtiense superior se ha reconocido en la FmRío Chavón por foraminíferos planctónicos de la bio-zona de Abathomphalus mayaroensis (Monthel,2004b).

Fm de Areniscas de Las Guayabas (Cenomaniense-Santoniense)

La localidad tipo propuesta por Lebrón y Mann (1991)es el corte La Jagua-Los Cacaos descrito por Bourdon(1985) en la Hoja de Hato Mayor del Rey (Fig. 2, UTM,

X: 04645; Y: 20790) situada en el centro de la cordille-ra. Hay que remarcar, no obstante, que este corterepresenta únicamente a los primeros 200 metros deltotal de 4,3 km de espesor de la formación. La base esun contacto litológico brusco y discordante a escalacartográfica, que superpone areniscas de granos vol-cánicos y calcáreos sobre calizas con rudistas o connódulos de sílex de la Formación Hatillo, o sobrerocas volcánicas de la Formación Los Ranchos (Figs.2 y 4). El techo de la formación se ha definido en estetrabajo como la última capa de areniscas bajo las sile-xitas de la Formación Arroyo La Yabana.

La Formación Las Guayabas se compone de unasucesión monótona de areniscas y areniscas feldes-páticas de color oscuro y pelitas dispuestas en capasregulares plano-paralelas centimétricas a métricaslimitadas por superficies bien marcadas. Es frecuentela laminación paralela de decantación, menos fre-cuente la secuencia de Bouma incompleta con grano-clasificación y laminación ripple (Pl.1, fot. 1 y 2) y rela-tivamente raras las barras, flutes, las estructuras decarga y la bioturbación (Pl.1, fot. 3, 4 y 5). La parteinferior de la formación presenta pliegues de slump,fallas extensivas sinsedimentarias (Pl.1, fot. 6 y 7), unolistón métrico de calizas albienses de la Fm Hatillo ycoladas de cantos y bloques entre 10-30 cm de diá-metro, máximo 100 cm, de rocas volcánicas porfídi-cas equivalentes en facies, y posiblemente en edad, alMb el Cujano. La parte inferior de la formación inter-cala adicionalmente lutitas silíceas, tobas y calizaspelágicas (Fig. 4).

La parte media-alta de la formación por encima delas lavas del Mb Loma La Vega se caracteriza por unincremento del espesor de los cuerpos areniscososintercalados entre facies finas y por la presencia deconglomerados y brechas en cuerpos laxos de grancontinuidad lateral, como por ejemplo los cartogra-fiados 10 km al suroeste de Miches (Díaz de Neira,2004) y notoriamente 4 cuerpos de 10 m de espesorcada uno y 8 km de extensión lateral con un apila-miento oblicuo situados al oeste del pueblo de HatoMayor del Rey (García-Senz, 2004a). Se interpretancomo lóbulos de turbiditas densas que provienen deun área fuente rica en arena y cantos, del tipo abani-co deltaico colgado sobre el talud.

Las características petrográficas de las areniscas seexaminan en dos diagramas ternarios realizados con50 muestras repartidas por la cordillera, que incluyenal Miembro de Areniscas de Hato Mayor. El diagramaQFL (Fig. 5a) indica una composición homogénea, ricaen fragmentos líticos, feldespato y filosilicatos. Lacompactación ha producido una pseudomatriz queincrementa relativamente la proporción de cuarzo, queno obstante permanece muy baja. De acuerdo con la


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clasificación de Folk (1974) se trata de areniscas líticasy feldespatolíticas. El diagrama Lv-Ls-Lm (Fig. 5b)refleja el predominio de fragmentos de rocas volcáni-cas (basaltos y otras rocas volcánicas indiferenciadas)con cantidades menores, aunque significativas, defragmentos metamórficos y sedimentarios. Estos últi-mos son principalmente de silexita y caliza. Destaca lapresencia constante, aunque en baja proporción, deolivino y augita como detríticos de rocas básicas aultrabásicas, como ejemplo, una muestra de brechaslíticas contiene basaltos porfídicos con clinopiroxeno yplagioclasa, doleritas subofíticas con clinopiroxeno,andesitas porfídicas con hornblenda y plagioclasa,metaperidotitas serpentinizadas, rocas volcánicas alte-radas o metamorfizadas en facies de subesquistos ver-des y esquistos verdes (espilitizadas), granos de car-bonato y bioclastos (García-Senz, 2004b). Enconclusión, la petrografía de las areniscas y de los clas-tos sugiere que se está erosionando el arco magmáti-co y su sustrato metamórfico así como fragmentosemplazados del manto peridotítico.

La Formación Las Guayabas contiene globotruncá-nidos, heterohelícidos y radiolarios, frecuentementerecristalizados o silicificados. Bourdon (1985) cita en subase un canto retrabajado con Favusella (Hedbergella)washitensis con un rango entre el Albiense Inferior y elCenomaniense. La edad de la base de la formación hade ser más moderna que este canto retrabajado y sesitúa por conveniencia en el Cenomaniense.Asimismo, una muestra situada pocos metros sobre eltecho del Mb de volcánicos de Loma La Vega (Fig. 4) haproporcionado Globigerinelloides sp., Globotruncanitastuarti, Marginotruncana pseudolinneiana yMarginotruncana cf. undulata, atribuible alSantoniense (Monthel, 2004a).

Miembro de Conglomerados de El Cujano(Formación Las Guayabas, Coniaciense)

La denominación del Miembro El Cujano se proponeen este trabajo como una revisión de los límites y delrango de la Formación El Cujano de Lebrón y Mann(1991). La localidad tipo en el este de la cordillera esun camino situado 2,5 km al SO de la Loma El Cujanoque une el Cedro con la localidad de El Oro (Hoja deLas Lisas, Fig. 2, UTM X: 05115; Y: 20928) dondeBourdon (1985) describe un conglomerado de rocasultrabásicas bajo una serie de conglomerados derocas volcánicas, areniscas y niveles de caliza(Formación Río Cuarón de Lebrón y Mann, 1991, Fig.3). La Formación Río Cuarón no se ha usado en estetrabajo por su indefinición como unidad cartográfica.

En su localidad tipo, el Mb El Cujano consiste en

Fig. 5. Diagramas ternarios de 50 muestras de areniscas de la FmLas Guayabas. El diagrama QFL indica una composición homogé-nea rica en fragmentos líticos y feldespatos y pobre en cuarzo(grauwacas). El diagrama LvLsLm muestra el dominio de fragmen-tos de rocas volcánicas y/o plutónicas con cantidades menores defragmentos metamórficos y sedimentarios (silexita y caliza), pro-venientes de la disección de un arco volcánico-plutónico y de susustrato metamórfico. Se ha usado para la representación el pro-grama Tridraw de José I. HualdeFig. 5. Ternary diagrams of 50 samples of Las Guayabas SandstoneFm. The QFL diagram indicates a rather homogeneous composition,richer in lithic and feldesphatic fragments and poor in quartz (gray-wackes). The LvLsLm diagram shows the dominance of volcanic/plu-tonic fragments with lesser amounts of metamorphic and sedimen-tary grains (chert and limestone), eroded from the volcanic-plutonicarc and their metamorphic substratum. The program Tridraw of JoséI. Hualde has been used for representation


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más de 200 metros de conglomerados con estratifica-ción masiva y poca continuidad lateral. Los cantosflotan desorganizados en una matriz con alteraciónsericítica y serpentinítica con un clivaje penetrativode superficie axial (Pl. 2, fot. 8) intruidos por diquesde gabro de grano fino (Monthel, 2004b). Bourdon(1985) describe cantos de lavas básicas, gabros, piro-

xenitas y rocas ultrabásicas con anfíboles metamórfi-cos. El mecanismo de transporte es por coladas fan-gosas cohesivas. La poca continuidad lateral y el granespesor de estos cuerpos sugiere el relleno de inci-siones en el talud submarino.

El Mb El Cujano se atribuye al Coniaciense por surelación lateral con niveles de calizas detríticas situa-


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das por debajo del cuerpo principal de conglomerado(Fig. 4), y que contienen las especies de ammonitesPeroniceras moureti de Grossouvre y Peroniceras sp.cf. tridorsatum (Bourdon et al. 1983, 1984; Bourdon,1985), características de la parte inferior delConiaciense en el Caribe y el Golfo de México.

Miembro de vulcanitas de Loma La Vega (Fm LasGuayabas, Coniaciense)

Corresponde a un episodio volcánico de composicióntraquítica, paraconcordante con las turbiditas de laFm Las Guayabas. La localidad tipo propuesta porLebrón y Mann (1991) es la Loma La Vega (Hoja de ElSeibo, Fig. 2, UTM, X: 04783; Y: 20795) modelada en

un nivel resistente de lavas de 625 metros de espesor.Su continuación hacia el este se interrumpe en la falladel Yabón y hacia el oeste se adelgaza, siendo la últi-ma localidad reconocida la Loma Los Gramasos, aloeste de Hato Mayor del Rey (Bourdon, 1985). El MbLoma La Vega es en parte equivalente, y en parte másreciente, al Mb El Cujano (Figs. 3 y 4).

En su localidad tipo se compone de flujos de lavastraquíticas, brechas volcánicas y tobas vitroclásticas(Bourdon, 1985; Lebrón, 1989; Lebrón y Perfit, 1993).Un muestreo más extenso (Monthel, 2004a, García-Senz, 2004a, Díaz de Neira, 2004) indica una compo-sición variable entre basaltos plagioclásicos traquíti-cos de grano muy fino, basaltos con olivino, orto yclinopiroxeno y flujos basáltico-andesíticos con pla-gioclasa porfídicos. Las lavas son generalmentemasivas, en ocasiones con disyunción columnar yporfídicas con cristales de feldespato potásico rosa-anaranjado en láminas de tamaño milimétrico a cen-timétrico (Pl. 2, fot. 2 y 3). Se han reconocido tambiénfacies autoclásticas y otras masivas subvolcánicas deltipo diques de alimentación y sills. Un ejemplo es elafloramiento estratiforme de basaltos con orto y cli-nopiroxeno (diabasa) de textura hipocristalina fanerí-tica, intergranular a subofítica situado 6 km al NO delpueblo de Hato Mayor del Rey que en la cartografíareduce su espesor bruscamente de 175 metros a cero.

Las tobas forman afloramientos masivos de colorbeige rosáceo en una matriz poco coherente sensiblea la alteración supergénica. Varían de microgranudasa finas, sin estructura visible, formado por feldespa-tos y sericita y microfisuras tardías con óxidos de Mn.Las brechas son poligénicas con elementos angulo-sos no soldados de andesita porfídica con fenocrista-les de feldespato rosa o gris blanco (Pl. 2, fot. 4). Lossedimentos con fauna de mar abierto que rodean lastobas y la existencia de estructuras en almohadilla enlas lavas (Monthel, 2004a) sugieren un vulcanismosubmarino.

La edad radiométrica de 84.3 ±17.9 Ma (Lebrón yPerfit, 1994), calculada por las proporciones de86Rb/87Sr y 87Sr/86Sr está centrada en elSantoniense, aunque el rango de error se extiendeentre el Albiense Superior y el Maastrichtiense. Eneste trabajo se le atribuye una edad Coniaciense por-que subyace a areniscas de la Fm Las Guayabas data-das como Santoniense.

Miembro de Areniscas de Hato Mayor (Fm LasGuayabas, Santoniense)

Su definición formal se propone en este trabajo. Lalocalidad tipo propuesta es una cantera de áridos pró-

Plancha 1. 1= Depósitos volcaniclásticos de decantación (mitadinferior), areniscas y silt en capas delgadas planoparalelas. ¿Tobaspiroclásticas? (mitad superior), areniscas masivas, Fm LasGuayabas, Monte Plata. 2= Turbiditas, alternancia de capas de gra-nos calcáreos y granos líticos volcánicos finos, base de la Fm LasGuayabas, Hato Mayor del Rey, Cenom.-Tur. 3= Turbidita volcani-clástica, capas gradadas de arenisca con laminación paralela, basede la Fm Las Guayabas, Hato Mayor del Rey, Cenom.-Tur. 4=Turbidita volcaniclástica arenosa, láminas paralelas y ripple condeformación hidroplástica por escape de agua, Fm Las Guayabas,Hato Mayor del Rey, Cenom.-Tur. 5= Burrows tipo Condrites, ensuperficie de capa, Fm Las Guayabas, Hato Mayor del Rey (fotoizda.), El Seibo (foto dcha.), Cenom.-Tur. 6= Mélange, areniscas ylutitas con pliegues de slump deformados por bandas s-c exten-sionales y cortados por fallas extensivas de alto ángulo, Fm LasGuayabas, ctra. de Monte Plata a Antón Sánchez. 7= Mélange(detalle), colada fangosa de cantos de arenisca y lutita deformadapor bandas s-c extensionales y boudinage. 8= Colada fangosa derocas ultrabásicas, conglomerado poligénico de cantos rodados derocas básicas y ultrabásicas en una matriz de grauwaca arcillo-ser-pentinítica con foliación de superficie axial, Mb El Cujano, LasLisas, Coniaciense.Plate 1. 1= Volcaniclastic suspension deposits (lower part), lateral-ly continuous, planar, sandstone and siltstone thin beds.Redeposited piroclastic tuff? (upper part), massive sandstone, LasGuayabas Fm, Monte Plata. 2= Turbidites, white beds containingcalcareous grains interbedded with dark beds of volcanic-lithicgrains, base of Las Guayabas Fm, Hato Mayor del Rey, Cenom.-Tur.3= Volcaniclastic turbidites, graded to parallel divisions in sand-stone, base of Las Guayabas Fm, Hato Mayor del Rey, Cenom.-Tur.4= Volcaniclastic sandstone turbidites, thick beds with parallel, rip-ple lamination and dewatering structures, Las Guayabas Fm, HatoMayor del Rey, Cenom.-Tur. 5= Chondrites burrows in volcaniclas-tic beds, Las Guayabas Fm, Hato Mayor del Rey (left photograph),El Seibo (right photograph), Cenom.-Tur. 6= Mélange of sedimen-tary origin, sandstone and lutite with slumps foliated and shearedby s-c extensional bands, cut by high angle extensional faults, LasGuayabas Fm, road from Monte Plata to Antón Sánchez. 7=Mélange (detail), sandstone and lutite debris flow with s-c exten-sional fabric and boudinage. 8= Debris flow of ultrabasic rocks,poligenic conglomerate of basic/ultrabasic rounded pebblesembedded in a serpentinitic clay matrix with axial plane cleavage,El Cujano, Mb, Las Lisas, Coniacian.


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xima al pueblo de Hato Mayor del Rey (Fig, 2, UTM,X: 04754; Y: 20727). La base de la unidad forma enHato Mayor una alineación de lomas inclinadas unos30º hacia el sur, con rumbo SE-NO, en oblicuidad conlas capas infrayacentes de rumbo medio E-O y fre-cuentes cambios de orientación. El patrón cartográfi-co sugiere que la base del Mb Hato Mayor es una dis-

cordancia de bajo ángulo sobre las areniscas de la FmLas Guayabas, que en algunas localidades coincideaproximadamente con bandas de cizalla subparalelasa la estratificación. Las áreas de mayor espesor selocalizan al sureste de Hato Mayor (1400 m) y en lalínea de lomas elevadas que se extiende desde elpueblo de Las Lisas hacia el sur (1450 m) (Figs. 2 y 4).


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Típicamente consiste en una mezcla mal clasificada(raramente con granoclasificación o estratificación cru-zada) de arenisca gruesa, grava angulosa y brechascentimétricas que puede incluir cantos blandos de luti-ta deformada (Pl. 2, fot. 5) dispuestas en capas gruesasamalgamadas separadas por bases incisas suaves. Losclastos son de rocas efusivas: basalto y lavas con tex-tura microlítica o porfídica; de rocas intrusivas granu-das: dolerita, gabro con olivino, granodiorita, y derocas sedimentarias: silexita de radiolarios, micrita sili-cificada con foraminíferos planctónicos, calizas micríti-cas oscuras. La matriz está constituida por granosangulosos y fragmentos monocristalinos de feldespa-tos (sobre todo de plagioclasas, los alcalinos son muyescasos), cristales de piroxeno, olivino y clorita, siendoel cuarzo poco frecuente y la magnetita rara. El cemen-to es microcristalino, silicatado o filosilicatado. Se

interpretan como depósitos de corrientes de turbidezde alta densidad en las partes proximales de los lóbu-los de abanicos submarinos provenientes de un sus-trato volcánico e intrusivo y en menor medida de unaplataforma de carbonatos.

El Mb Hato Mayor contiene Globotruncana sp.,Planoglobulina sp., Sigalia sp. y Ventilabrella(Monthel, 2004a), lo que sugiere un rango de edadentre el Santoniense y el Campaniense Inferior.

Formación de Silexitas de Arroyo La Yabana(Santoniense)

La localidad tipo propuesta por Lebrón y Mann (1991)es el Arroyo La Yabana situado en la Hoja de RincónChavón (Fig.2, UTM, X: 05020; Y: 20735) en el este dela cordillera. Si bien en su definición original incluyehorizontes de silexita y tobas y se le considera un Mbde la Fm Las Guayabas, en la revisión de este trabajose propone ceñir la definición únicamente al horizon-te de silexita, que constituye un nivel guía de litologíahomogénea y límites precisos y su rango se ha ele-vado a formación. Esta última decisión se justifica porla dificultad de establecer una relación genética conlas formaciones encajantes. Aflora en la mitad orien-tal de la cordillera con un espesor entre 425 y 50 m,frecuentemente agrupado alrededor de 200 metros.Donde su buzamiento es elevado forma alineacionesresistentes de lomas separando las areniscas finas ylutitas de la Fm Las Guayabas (a muro) del Mb LasAuyamas (a techo) (Figs. 3 y 4).

Consiste en capas centimétricas de sílice autigéni-ca laminada de coloración gris en sección fresca ypardo por alteración, separadas por juntas de limo. Lasuperficie de las capas puede ser plana, ondulada pormarcas de corriente (Pl. 2, fot. 6 y 7) sugiriendo rese-dimentación, o en caja de huevos por marcas decarga. En lámina delgada se aprecian abundantesesqueletos de radiolarios recristalizados, partidos ocompactados, en su mayoría de espumellarios. Seinterpreta como un depósito pelágico depositadocerca o bajo el CCD, a una profundidad menor (< 3.5km) que el CCD postulado en el Santoniense para elOcéano Atlántico (Van Andel, 1975).

Bourdon (1985) ha determinado la siguiente asociación de radiolarios recogida cerca de Miches: Acaeniotyle sp., Alievum superbum,Archaeospongoprunum andersoni?, A. bipartitum,A. cortinaensis, A. vascoensis, Artostrobiumurna, Clathropyrgus sp., Crucella. sp. cf. Irwini, C. plana, C. messinae?, Praeconocaryomma sp.,Pseudoaulophacus riedeli?, Thanarla elegantissima?y Torquata formosa, que atribuye al Coniaciense. Sin

Plancha 2. 1= Colada fangosa de cantos, conglomerado de rocasvolcánicas porfídicas soportado por matriz areniscoso-pelítica, MbEl Cujano, Hato Mayor del Rey. 2= Superficie de colada traquíticasubmarina con disyunción columnar, Mb Loma La Vega, El Seibo,Cenom.-Tur. 3= Lava estratificada, traquita porfídica con fenocrista-les de feldespato potásico, Mb Loma La Vega, El Seibo. 4= Brechapiroclástica estratificada, Mb Loma La Vega, Hato Mayor del Rey,Cenom.-Tur. 5= Turbidita de alta densidad, arenisca y grava desor-ganizadas, con clastos plegados de mudstone (no visibles), MbHato Mayor, Hato Mayor del Rey (foto izda.), El Seibo (foto dcha.),Cenom.-Tur. 6= Radiolarita, capas delgadas planoparalelas separa-das por silt, Fm Arroyo La Yabana, Rincón Chavón. 7= Radiolaritalaminada, capas lensoidales, posibles ripples, Fm Arroyo LaYabana, Rincón Chavón. 8= Turbidita de baja densidad y depósitosde decantación, capas delgadas con laminación paralela de calizapelágica y arenisca gruesa y siltita silicificadas, Mb Las Auyamas,Las Lisas, Santoniense-Campaniense.Plate 2. 1= Pebbly mudstone, conglomerate with clasts of volcanicporphyritic texture supported by sand/silt matrix, El Cujano Mb,Hato Mayor del Rey. 2= Trachytic lava top surface with columnarjointing, Loma La Vega Mb, El Seibo, Cenom.-Tur. 3= Stratified lava,porphyritic trachite with potassium feldespar phenocrysts, LomaLa Vega Mb, El Seibo. 4= Stratified piroclastic breccia, Loma LaVega Mb, Hato Mayor del Rey, Cenom.-Tur. 5= High density tur-bidite, disorganized gravel and sandstone with folded mudstoneclasts (not visible in the photograph), Hato Mayor Mb, Hato Mayordel Rey (left photograph), El Seibo (right photograph), Cenom.-Tur.6= Radiolarites, thin planar beds with very thin silt interbeds,Arroyo La Yabana Fm, Rincón Chavón. 7= Laminated radiolarites,very thin parallel to lensoidal (wavy?) laminae, Arroyo La YabanaFm, Rincón Chavón. 8= Low density turbidite and suspensiondeposits, thin pelagic limestone beds interbedded with coarsesandstone and silicifications, Las Auyamas Mb, Las Lisas,Santonian-Campanian.


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Fig. 6. Columna estratigráfica en la trinchera de la vía del ferrocarril cerca del Batey el Salado (Hoja de El Seibo), que muestra tránsitosgraduales de capas de pelita y arenisca fina con granos de carbonato (Mb Las Auyamas) a calcarenitas con estructuras turbidíticas (tramoinferior de la Fm Río Chavón) y a capas de micrita laminada (tramo superior de la Fm Río Chavón). El rango de los foraminíferos planc-tónicos identificados indica que el límite Santoniense/Campaniense se sitúa próximo al límite entre ambas formaciones. Situación en laFig. 2Fig. 6. Stratigraphic section in the railroad cut near Batey el Salado (El Seibo Sheet), showing a gradual facies change from silt and fine sands-tone beds (Las Auyamas Mb) to turbiditic calcarenites (Río Chavón Fm, lower part) and to laminated biomicrites (Río Chavón Fm, upper part).Planctonic foraminifer species identified locate the Santonian-Campanian limit close to the formation boundaries. See location in Fig. 2


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embargo, considerando las escalas biostratigráficasactuales, se detecta que coexisten formas del Albo-Cenomaniense, del Coniaciense Superior-Santoniense y del Campaniense y por lo tanto el diag-nóstico de Bourdon debería ser revisado. De acuerdocon la edad obtenida en las rocas encajantes, la edadde la unidad es Santoniense.

Miembro de Lutitas de Las Auyamas (Fm Río Chavón,Santoniense-Maastrichtiense)

Su definición formal se propone en este trabajo. Lalocalidad tipo se sitúa en la Hoja de Rincón Chavón(Fig.2, UTM, X: 05168;Y: 20733) en el este de la cordi-llera. Su base es un contacto neto que superpone luti-tas y areniscas con matriz de carbonato de color grisazulado, ocre por alteración, sobre las silexitas de laFormación Arroyo La Yabana; el techo es transicionala la Fm Río Chavón y se localiza bajo los primerosniveles de calcarenitas y micritas que forman unasucesión continua (Fig. 6). Aflora en la mitad orientalde la cordillera con un espesor que oscila entre 300 men su localidad tipo, a 700 m al sur del pueblo de ElSeibo, aunque más comúnmente se aproxima a 500metros (Figs. 2 y 4).

Se compone de una alternancia de capas delga-das de pelitas laminadas, areniscas finas con matrizde carbonato, capas de biomicrita y esporádicasgrauwacas sin organización. En lámina delgada seaprecia granoclasificación y laminación paralela enlos fragmentos de feldespatos presentes en las peli-tas, y laminación y granoclasificación localmente dis-torsionadas por microslumps en las micritas. Losfósiles son esqueletos de radiolarios, espículas deesponja silícea epigenizadas a calcita y foraminíferosplanctónicos (Pl. 3, fot. 1). En el nordeste de la cor-dillera presenta estructuras características de turbi-ditas como ‘flutes’, marcas de carga, laminaciónripple y convolucionada (Pl. 2, fot. 8), además declastos de caliza con foraminíferos bentónicos ymetazoarios del intervalo Campaniense Superior –Maastrichtiense. El Miembro Las Auyamas se inter-preta como depósitos distales de un sistema de taludde carbonatos con mezcla de arena y limo de proce-dencia volcánica.

Los foraminíferos planctónicos indican una edadSantoniense Superior-Maastrichtiense.

Formación de Calizas de Río Chavón (Campaniense-Maastrichtiense)

La localidad tipo propuesta por Lebrón y Mann(1991) es la sección de la Loma El Peñón de 700 m de

espesor, situada en una pista forestal en la Hoja deRincón Chavón (Fig.2, UTM, X: 05051; Y: 20694) en eleste de la cordillera. Existe una cierta confusión entreesta localidad y la posición del corte original deBourdon (1985) localizado en el cauce del RíoChavón. La base es un contacto transicional quesuperpone series continuas de calcarenitas y micri-tas sobre lutitas y areniscas con granos de carbona-to del Mb Las Auyamas; el techo son las calizas are-nosas y areniscas rojizas de la Fm Loma de Anglada(Figs. 2, 3 y 4)

Consiste en una sucesión rítmica de capas delga-das tabulares de calcarenitas con silicificaciones, quepueden incluir calciruditas con clastos de 10 cm dediámetro máximo, restos de rudistas y equínidos ygranos de arena gruesa y microconglomerado derocas volcánicas (Pl. 3, fot. 2, 3 y 4). Las calciruditaspresentan bases incisas, granoclasificación, lamina-ción paralela y ripple. En las cercanías de El Seibo, laparte superior de la formación es una ritmita hemipe-lágica con foraminíferos planctónicos y radiolariosformada por capas regulares de biomicrita laminadaseparadas por marga (Pl. 3, fot. 5), como queda carac-terizado en el corte de la trinchera del ferrocarril(UTM 497453, 2065362) (Fig. 6): 1. 30-40 m de bancos regulares (cm/dm) de calca-

renita entre silto-pelitas y areniscas de granosvolcánicos. Es un término de transición entre elMiembro Las Auyamas y los niveles detríticoscarbonatados característicos de la FormaciónRío Chavón.

2. 80 m no observables. 3. 40 m de calcarenitas (biolitarenitas, biolitoespa-

ritas de textura packstone, algunas bases decapas incluyen clastos del tamaño rudita) congranos de cuarzo y de feldespato, extraclastosde caliza micrítica, escasos cristales de glauconi-ta y fauna de foraminíferos planctónicos y ben-tónicos, fragmentos de equínidos, lamelibran-quios, gasterópodos y briozoarios. Lascalcarenitas alternan con micritas en bancos de0,1 a 1,2 m de potencia. La estratificación es irre-gular, con variaciones de espesor interpretadascomo canalizaciones y slumps.

4. 100 – 120 m no observables. 5. 45 m de biomicritas arcillosas laminadas (wac-

kestones) gris-amarillas localmente silicifica-das y dispuestas en bancos regulares planopa-ralelos de 0,1 a >1 m de espesor separados porjuntas de marga. Contienen foraminíferosplanctónicos, radiolarios y espículas de espon-ja silícea.

Los afloramientos nororientales de la cordilleracontienen comparativamente un volumen mayor de

biomicritas laminadas y de pelitas de origen volcáni-co con feldespato, piroxeno y magnetita; mientrasque las litarenitas y calcarenitas con carbonatossomeros retrabajados son menos frecuentes que enel sur. Bourdon (1985) y Lebrón y Mann (1991) deno-

minan a esta facies flysch calcaire de La Mina y Fm LaMina respectivamente (Fig. 3). Las calcarenitas y cal-ciruditas de la Fm Río Chavón se interpretan deposi-tadas por corrientes de turbidez en la zona distal deun talud de carbonatos que recibe terrígenos volcáni-


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cos de áreas fuente costeras. Su relevo en vertical porcalizas hemipelágicas en el área de El Seibo indicauna retrogradación del talud.

Bourdon (1985) cita en la sección tipo del ríoChavón fauna del Turoniense y del Coniaciense-Santoniense, que en este trabajo se considera rese-dimentada en las turbiditas. La edad de la FormaciónRío Chavón se atribuye al Campaniense-Maastrichtiense superior por la presencia deAbathomphalus mayaorensis, Contusotruncana sp.,Globotruncana bullioides, G. irca, G. af. lapparenti,G. linneiana, G. af. gr. stuarti, G. (Globotruncanita) af.stuartiformis, G. (Globotruncanita) gr. stuartiformis,G. (Rosita) af. fornicata, G. af. ventricosa, G. ventri-cosa, Globigerinoides sp., Globotruncanita elevata,Globotruncanita sp., Hedbergella sp., Heterohelixsp., Heterohelix af. globulosa, Pseudoguembelinacostulata, Racemiguembelina fructicosa yRugoglobigerina sp. La fauna de diferentes edades

Fig. 7. Columna estratigráfica en la Loma El Peñón situada al nortedel pueblo de Bejucalito (Hoja de Rincón Chavón), que detalla lasucesión del Cretácico reducida al Maastrichtiense por acuñamien-to contra un monte submarino de serpentinita tapizado por bre-chas de ladera (Fm Don Juan) y la transgresión marina representa-da por la plataforma de carbonatos de la Fm Bejucal de edadThanetiense. Situación en la Fig. 2Fig. 7. Stratigraphic section at the Loma El Peñón, north of theBejucalito village (Rincón Chavón Sheet), detailing the Cretaceousseries reduced to the Maastrichtian by onlap onto a serpentinite sea-mount draped by a scree of breccias (Don Juan Fm) and the marinetransgression represented by the Bejucal carbonate platform ofThanetian age. See location in Fig. 2

Plancha 3. 1= Biomicrita de radiolarios (pequeñas manchas blan-cas) recristalizados a calcita, las manchas oscuras grandes sonconcentraciones diagenéticas de ferromagnesianos, luz naturalX13.5, Mb Las Auyamas, Las Lisas. 2= Turbidita multiepisódica degranos calcáreos y grava volcánica, con granoselección, lamina-ción paralela y ripples a techo, Fm Río Chavón, Rincón Chavón. 3=Debrita de cantos de biomicrita silicificada en la base de una turbi-dita calcárea, Fm Río Chavón, El Seibo. 4= Caliza bioclástica de pla-taforma, con restos de gasterópodos y lamelibranquios recristali-zados y equínidos entre micrita, luz natural, X12, Fm Río Chavón,El Seibo. 5= Biomicrita laminada hemipelágica, parcialmente silici-ficada, Fm Río Chavón, El Seibo. 6= Barras litorales, calcarenitas debioclastos y granos volcánicos, estratificación ondulada (izda.),estratificación cruzada de bajo ángulo (dcha.), Fm Loma deAnglada, Rincón Chavón. 7= Biostroma de rudistas, ejemplaresrotos ligeramente redondeados, Fm Loma de Anglada,Maastrichtiense, Rincón Chavón. 8= Biostroma de rudistas, FmLoma de Anglada, Maastrichtiense, Rincón Chavón.Plate 3. 1= Biomicrite with radiolaria (small white circles) recristali-zed into calcite, the big irregular dark dashes are diagenetic con-centrations of ferromagnesian minerals, natural light X13.5, LasAuyamas Mb, Las Lisas. 2= Multistorey turbidite, composed of cal-careous grains and volcanic gravel with granoclassification, para-llel and ripple divisions, Río Chavón Fm, Rincón Chavón. 3= Debritewith silicified biomicrite pebbles at the basal part of a calcareousturbidite, Río Chavón Fm, El Seibo. 4= Platform skeletal limestone,with recristalized gastropoda, lamellibranquia and echinoids andmicrite matrix, natural light, X12, Fm Río Chavón, El Seibo. 5=Hemipelagic laminated biomicrite, partially silicified, Río ChavónFm, El Seibo. 6= Nearshore calcarenitic bars, with mixed bioclastsand volcanic grains, showing gently ondulated stratification (left)and cross-bedding (right), Loma de Anglada Fm, Rincón Chavón.7= Rudist biostromal beds, made of broken and slightly roundedspecimens, Loma de Anglada Fm, Maastrichtian, Rincón Chavón.8= Rudist biostromal beds, Loma de Anglada Fm, Maastrichtian,Rincón Chavón.


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Fig. 8. Síntesis de las asociaciones de facies, ambientes y episodios deposicionales del Cretácico Superior de la Cordillera OrientalDominicana y bloque diagrama esquemático de los sistemas deposicionales reconocidos en el episodio Cenomaniense-SantonienseFig. 8. Summary of facies associations, depositional environment and episodes in the Upper Cretaceous of the Oriental Cordillera and sche-matic diagram of depositional systems in the Cenomanian-Santonian


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resedimentada en el flysh de la Mina (Bourdon,1985), incluye Sulcoperculina globosa y S. vermunti,formas también presentes en la Fm Loma deAnglada.

Formación de Calizas de Loma de Anglada(Maastrichtiense)

Lebrón y Mann (1991) proponen la Loma de Angladaen la Hoja de Rincón Chavón (Fig.2, UTM, X: 05203; Y:20662) como localidad tipo, citando como referenciael corte del río Mana de Bourdon (1985) incidido en lacuesta de la loma. Desafortunadamente, la sucesiónnunca es completa porque la base y el techo de la uni-dad están cortados por fallas (García-Senz, 2004b),estimándose un espesor de 450 m con los siguientestramos litológicos:1. Yacente, superficie de cabalgamiento sobre el

Eoceno.2. Litarenitas de granos volcánicos en capas delgadas.3. Calcarenitas limosas que gradan en vertical a

calizas bioclásticas con estratificación onduladay cruzada (Pl. 3, fot. 6) con foraminíferos bentó-nicos, algas melobesias, equinodermos, corala-rios y niveles de ostreidos.

4. Calizas arenosas microconglomeráticas de ele-mentos volcánicos y fauna similar a (2).

5. Areniscas en bancos delgados ricas en elemen-tos volcánicos, que hacia el techo forman la basede dos ciclos somerizantes que terminan cadauno en calizas biostromales de rudistas (Pl. 3,fot. 7 y 8).

6. Techo, superficie de cabalgamiento bajo el Mbde Hato Mayor.

Diez kilómetros hacia el ONO, la formación aflorapor segunda y última vez en la Loma El Peñón (Hojade Rincón Chavón, Fig. 2), con la particularidad deque su base es una disconformidad sobre una protru-sión de serpentinita foliada. La sección estratigráficade Loma Peñón (Fig. 7) muestra sobre la disconfor-midad un máximo de 100 metros de areniscas decolor rojizo con granos de cuarzo, minerales volcáni-cos y bioclastos, con una estratificación nodular mar-cada por óxidos insolubles concentrados en venas yen las superficies de capa. Contienen restos de cora-larios, lamelibranquios, equinodermos, gasterópo-dos, ostrácodos y globigerínidos mal preservados. Eltecho es una superficie de erosión bajo un horizontedelgado de brechas de color rojo-vinoso con clastosde arenisca arrancados de la Formación Loma deAnglada y clastos de serpentinita. Este depósito debrechas, interpretado como un depósito subaéreo deladera, es un equivalente de la Fm Don Juan de

Bowin (1966) que aflora en otras áreas de la cordille-ra (Fig. 2). Encima yace la caliza masiva de la FmBejucal de edad Thanetiense (Serra-Kiel et al., 2007).

La atribución al Maastrichtiense de la Fm Loma deAnglada (Bourdon, 1985) se ha confirmado en estetrabajo con nuevas dataciones. El tramo (2) de la sec-ción de Loma de Anglada contiene Sulcoperculinaglobosa, Sulcoperculina sp. y Rotalia sp. El tramo (3)contiene Conorbitoides sp?, Pseudorbitoides sp.,Sulcorbitoides sp., Sulcoperculina sp. y Rotalia sp. Eltramo (4) contiene rudistas de la asociaciónTitanosarcolites (Pons et al., 2005a,b) considerada delMaastrichtiense en las Antillas Mayores (Mitchell yGunter, 2002).

Asociaciones de facies y episodios deposicionales

Las asociaciones de facies que tienden a ocurrir jun-tas y presentan pasos graduales entre ellas, se con-sideran genética y ambientalmente relacionadas(Reading, 1986). En la sucesión del CretácicoSuperior de la Cordillera Oriental se diferencian tresgrupos de asociaciones de facies que se relevan en lavertical como las capas de un pastel (Fig. 7), sin quelas condiciones de afloramiento permitan reconstruirla geometría deposicional y la forma de las superfi-cies limitantes. Cada uno de estos tres grupos deasociaciones facies genéticamente relacionadas sehan definido como episodios deposicionales, evitan-do la connotación de secuencia, sin embargo y comose muestra a continuación, las asociaciones de faciesentre los episodios primero y tercero son radical-mente distintas, e implican cambios en las paleopen-dientes y en la forma de la cuenca.

Episodio deposicional del Cenomaniense-Santoniense

Se han reconocido tres asociaciones de facies: (1)Ritmitas de decantación con turbiditas volcanoclás-ticas, depósitos de coladas fangosas con cantos,slumps y olistones, que en conjunto caracterizan unsistema clástico de talud submarino de tipo ‘apron’;(2) una asociación pelágica de lutitas silíceas y decalizas, y (3) una asociación de depósitos piroclásti-cos, lavas y rocas autoclásticas procedentes deestrato-volcanes. La secuencia vertical de facies delepisodio indica un incremento del volumen de lossistemas ricos en arena gruesa y gravas proceden-tes de conos de talud y la disminución de las faciespelágicas y las coladas de lava. La distribución hori-zontal de las facies es irregular, aunque en términosgenerales los criterios de procedencia, paleoco-

rrientes y la estructura tectónica de gravedad de lossedimentos sugieren un área de topografía activa alnoreste de la actual cordillera y un talud inclinadohacia el OSO con transporte groseramente perpendicular.

Episodio deposicional del Santoniense

Comprende exclusivamente silexitas de radiolarios,interpretadas como facies pelágicas de la zona meso-batial a abisal, depositadas bajo un CCD somero en


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Fig. 9. Curvas de subsidencia de una columna sintética del Cretácico de la Cordillera Oriental (parámetros en Tabla 1), obtenidas median-te el programa Decompact 2001 de David Waltham. Las curvas muestran cuatro etapas de subsidencia (Sub-1-4) interrumpidas por doscortas etapas de elevación (E1, E2) de valores inciertos, representados como mínimos. La escala de tiempo es de Gradstein et al. (2004).Edades: a) Escuder Viruete et al. (2006); b) Myczynski e Iturralde Vinent (2005); c) Bourdon (1985); d) Monthel (2004b); e) Serra et al. (2007)Fig. 9. Synthetic subsidence curves for the Cretaceous of the Oriental Cordillera (see parameters in Table 1), derived by the programDecompact 2001 of David Waltham. The graphics show four subsidence stages (Sub-1-4) interrupted by two brief uplifts (E1, E2) of difficultestimation, represented as minimum values. Timescale from Gradstein et al. (2004). Ages: a) Escuder Viruete et al. (2006); b) Myczynski andIturralde Vinent (2005); c) Bourdon (1985); d) Monthel (2004b); e) Serra et al. (2007)


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una cuenca marginal infra-alimentada, sin aportesclásticos y en condiciones de elevada productividadoceánica. Estos cambios ambientales coinciden conla atenuación del vulcanismo y preceden a la nuevadistribución de facies del episodio siguiente.

Episodio deposicional del Santoniense-Maastrichtiense

Las facies dominantes son calcilutitas de decanta-ción que gradan en lateral y vertical a turbiditas decalcarenitas y calciruditas y a calizas hemipelágicas.Esta asociación determina un ambiente deposicio-nal de abanico interno submarino en la base deltalud de una plataforma de carbonatos actualmentecubierta o erosionada bajo la Llanura Costera delCaribe (Fig. 1). Efectivamente, las facies groserascorrespondientes a flujos concentrados se sitúanpreferentemente en el sur de la cordillera, y las másfinas y diluidas en el noreste, indicando una distali-zación hacia el norte. La topografía activa que expo-nía a la erosión el núcleo volcánico-plutónico entiempo Cenomaniense-Santoniense está allanadaen este episodio, dominado por aportes desde eltalud meridional (Fig. 8). La única topografía activadentro de la cuenca es un monte de serpentinitacubierto por barras arenosas costeras y parches derudistas en el Maastrichtiense. En sucesión vertical,las turbiditas están reemplazadas por calizas hemi-pelágicas en el sur de la cordillera, indicando la sua-

vización y estabilización del talud de la plataformade carbonatos.

Curva de subsidencia, control de la estratigrafía yprocesos tectónicos

Se ha calculado la curva de enterramiento para unacolumna sintética del Cretácico mediante la técnicadel backstripping (Fig. 9), los datos se muestran enla Tabla. 1. La cronostratigrafía está anclada en 5determinaciones radiométricas y de biozonas conun margen de error reducido. La profundidad delagua es la media entre las estimaciones mínimas ymáximas inferidas de las facies sedimentarias y delcontenido en fósiles, con las mayores imprecisio-nes correspondientes a las facies de ambientemesobatial a abisal. La componente eustática se hatomado de la curva de primer orden de Gradstein etal. (2004) y se sustrae a la batimetría para obtener laprofundidad de agua aparente referida al nivel delmar actual. Esta última se adiciona finalmente alespesor descompactado para obtener la curva desubsidencia total con correcciones batimétricas yeustáticas. La forma de esta última responde esen-cialmente al mecanismo que produce la subsiden-cia tectónica, en este caso los procesos que actúanen la zona de subducción, y provee un control sobrelos cambios en el espacio de acomodación de lossedimentos.

Tabla 1. Datos para decompactación usados en la curva de enterramientoTable 1. Decompactation data

En la figura 8, la etapa de subsidencia Sub-1corresponde con la formación del arco volcánico dela Fm Los Ranchos por procesos de subducción. Laetapa E1 que la sucede es una rápida elevación enel Aptiense Superior que se manifiesta por el creci-miento de los edificios volcánicos hasta el nivel delmar (el conocido Mb Pueblo Viejo de la Fm LosRanchos, que incluye depósitos costeros carbono-sos, Russell y Kesler, 1991). La etapa Sub-2 es unperíodo de reducida subsidencia que resultó en unmar somero sobre los edificios volcánicos arrasa-dos favorable al crecimiento de la plataforma arre-cifal de Hatillo (Myczynski y Iturralde-Vinent, 2005).La etapa Sub-3 inicia la secuencia deposicional delCretácico Superior, primero con una subsidenciatotal elevada influida en gran medida por el incre-mento rápido de la batimetría durante la formacióndel talud submarino (la curva de espesor descom-pactado muestra en contraste un incremento suavede pendiente); seguida de una deceleración paraacelerarse cerca de los 90 Ma en coincidencia con laefusión de las principales coladas de lavas. El picode máxima subsidencia se alcanza en elSantoniense (85 Ma) con el depósito de radiolaritasen condiciones de máxima batimetría y aporte míni-mo desde los taludes, produciendo por un cortoperíodo de tiempo una cuenca infra-alimentada. Encontraste, el ciclo Sub-4 supone una disminucióndrástica de la subsidencia durante el Campaniense-Maastrichtiense en condiciones de estabilización delos taludes de carbonato y del crecimiento al niveldel mar de montículos de serpentinita. La disminu-ción dramática de la subsidencia y del vulcanismode Sub-3 a Sub-4 sería la esperada por el cese delcrecimiento del prisma de acreción en una cuencade ante-arco (Wells, 1989). La secuencia delCretácico Superior termina con un pulso rápido deelevación E2 que bascula los estratos hacia el sur ysitúa la cuenca sobre el nivel del mar, resultando ladiscordancia pre-Thanetiense. Bowin (1975),Boisseau (1987), Bourdon (1985), García-Senz et al.(2007) definen esta discordancia como colisional.

Posición de la cuenca del Cretácico Superior de LaEspañola en el Arco volcánico del Caribe

En una transversal de la isla de La Española, Mann etal. (1991) reconocen los siguientes cinturones de unmargen convergente desde el prisma frontal hacia elsuroeste: (1) un complejo metamórfico de HP-LT queaflora en la Cordillera Septentrional y en la Penínsulade Samaná, interpretado como un cinturón de exhu-mación de rocas de alta presión que son parte del

complejo colisional formado entre el arco de islas delCaribe y la plataforma americana (Joyce, 1991,Pindell et al., 2005), (2) La sucesión estratigráfica de laCordillera Oriental, (3) el Grupo Tireo formado pormás de 4 km de rocas volcánicas y subvolcánicascubiertas por sedimentos marinos del Campaniense-Maastrichtiense (Lewis et al., 1991, Escuder Viruete etal., 2007), (4) una meseta oceánica de basaltos conintercalaciones de sedimentos marinos sondeada enel mar Caribe (ej. DSDP Leg 15), reconocida en laPenínsula del Sur (Maurrasse, 1982) y más reciente-mente en la Sierra de Neiba (Hernaiz Huerta et al.,2007). En esta transversal, la sucesión estratigráficade la Cordillera Oriental representa a los depósitos deuna cuenca de ante-arco del margen convergente.

Conclusiones

Se ha establecido que la sucesión del CretácicoSuperior de la Cordillera Oriental constituye unpaquete estratigráfico de unos 6 km de espesor quese extiende desde el Cenomaniense? hasta elMaastrichtiense Superior. La discordancia de la baseregistra el inicio del talud submarino de una cuencamarginal a un arco volcánico y se interpreta comoformada por los procesos de inestabilidad gravitato-ria que disgregan los bloques fallados en el talud. Ladiscordancia del techo trunca profundamente el flan-co de un antiforme y se interpreta como formada porel cierre por colisión de la cuenca marginal.

El análisis de las formaciones estratigráficas revelaun primer episodio deposicional con una asociación defacies de talud compuesta por depósitos volcaniclásti-cos secundarios, depósitos volcánicos de origen prima-rio y sedimentos pelágicos. El aumento de la subsiden-cia y la actividad de fallas producen inicialmente unexceso de pendiente en el talud, generando inestabili-dad gravitatoria (turbiditas, debris flow, slumps, olisto-litos), para después crecer en volumen los depósitosricos en arena gruesa y gravas procedentes de conosde talud. Un intervalo de silexitas de radiolarios consti-tuye un nivel guía de gran extensión areal que repre-senta un episodio de sedimentación sin aportes clásti-cos en una cuenca infra-alimentada. Este intervalo seha correlacionado con el pico de máxima subsidencia ymáxima profundidad en un momento de reorganiza-ción de la geometría de la cuenca. El último episodiodeposicional contiene una asociación de base de talud,formada por carbonatos de plataforma resedimentadoscomo calcarenitas y calciruditas, bajo condiciones debaja tasa de subsidencia que favorecen la estabilizaciónde los taludes de carbonato y la disminución del espa-cio de acomodación.


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Es difícil establecer con los datos locales de laCordillera Oriental el contexto geotectónico de lasucesión estratigráfica del Cretácico Superior. Noobstante, su posición por detrás de un complejo deexhumación de rocas de alta presión (complejo decolisión) y por delante de la Fm Tireo, que contieneuna proporción elevada de rocas volcánicas delarco, sugiere su sedimentación en una cuenca deante-arco.

Agradecimientos

Este trabajo forma parte del proyecto de cartografíageotemática de la República Dominicana financiadapor el programa SYSMIN de la Unión Europea (2002-2004). Los autores están agradecidos a MarianoMarzo y a Manuel Iturralde-Vinent por sus revisionescríticas del manuscrito.

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Recibido: septiembre 2006Aceptado: marzo 2007

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