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Efectos del Vulcanismo en la región Norte
de San Cristóbal (Valle de Villa Altagracia, zona La Majagua)
Tabaré L. Mundaray y Báez |
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Santo Domingo, D.N., R. D. Parte I Generalidades acerca del origen de los magmas y sus implicaciones en las rocas ígneas. - Introducción - Diferenciación magmática tipo
cristalización fraccionada Parte I I Geología de la región Norte de San Cristóbal - Geomorfología de la región
Norte de San Cristóbal (zona La Majagua) - Yacimiento de sílice Generalidades acerca del origen de los magmas y sus implicaciones sobre las rocas ígneas
Muchas veces, los derrames pueden salir por fisuras (fracturas o fallas) y conformar áreas extensas y hasta mesetas con espesores de decenas y hasta centenas de metros. Los productos o efectos volcánicos, constituyen las rocas ígneas extrusivas o volcánicas; éstas se caracterizan por poseer texturas, estructuras y composiciones mineralógicas específicas que reflejan el ambiente de formación y que difieren de aquellas que se formaron en las profundidades. Después de comentar someramente estos aspectos todavía podríamos preguntarnos que cosas son los magmas. A nuestro juicio entendemos que los magmas constituyen un sistema multifacético o multicomponente, o policomponente, donde puede existir una, dos o las tres fases de la materia: líquido, sólido y gaseoso. La fase líquida, la componen todos los silicatos fundidos; la sólida, la componen un conjunto de cristales en suspensión (olivino, piroxenos, plagioclasas, etc.), y bajo ciertas condicionantes ambientales, puede encontrarse una fase gaseosa donde el constituyente más importante es el vapor de agua; para mayor información le sugerimos consultar el capítulo VII del libro Yacimientos Minerales del Ing. Leovigildo Cepeda Dávila, Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional Autónoma de México (1975). Tipologías magmáticas Antes del año 1928, se pensaba que cada roca ígnea había sido el fruto de la cristalización de un magma inicial con una composición química particular y en general se creía que cada roca ígnea se formaba por un magma específico de composición mineralógica idéntica al de la roca ígnea final o lo que es lo mismo cada roca ígnea de una composición mineralógica dada, había sido formada por un magma de la misma composición, de manera que se contaban más de 150 magmas diferentes*. Después se creyó que existían solo dos tipos de magmas: el granito y el basáltico y que las rocas ígneas en general, se formaban por una mezcla de estos magmas. A partir del año 1928 gracias a las investigaciones de N. L. Bowen: The Evolution of the Igneous Rock. Princeton Univ. Press; Priceton, N. J, la opinión general es que solo existe un solo tipo de magma: el basáltico original y todas las rocas ígneas provienen de dos procesos: la diferenciación magmática y la asimilación magmática. *Leovigildo Cepeda Dávila (op.cit.)
Es el conjunto de procesos mediante el cual un magma original, se separa
en fracciones diferentes conformando rocas de distinta composición. *op. cit. Diferenciación magmática sensu stricto: La temática sobre las soluciones fue investigada y discutida por Bowen en el 1928; quien a través de críticas planteó que las separaciones magmáticas respondían a un conjunto de procesos, para los cuales descartó la imposibilidad de algunos. A continuación solo mencionamos los principales: Miscibilidad limitada, gravedad, difusión y convección, transferencia gaseosa y transparencia acuosa. Cristalización fraccionada Nos comenta el Ing. Cepeda en la obra citada anteriormente que: ¨ciertos minerales de las rocas ígneas se encuentran normalmente asociados debido a que cristalizan casi a la misma temperatura, por ejemplo la ortoclasa con la oligoclasa, el olivino con la labradorita, la hornblenda con la andesina, etc. Por otro lado, algunos minerales raramente o nunca se encuentran juntos, como el cuarzo y anortita, la moscuvita y los piroxenos, el olivino y la ortoclasa, etc. Estas relaciones implican cristalización fraccionada, es decir separación de una o varias fases sólidas a partir del magma inicial”. Serie de cristalización de Bowen Mediante al proceso de cristalización fraccionada, un magma que empieza a enfriarse, los minerales más solubles y más pesados, son los que cristalizan primero; en general son los llamados accesorios como la magnetita, ilmenita, esfera, rutilo, etc. Luego cristalizan los minerales ferromagnesianos y los ricos en calcio como el olivino, piroxenos y las plagioclasas, como la anortita, bitownita y labradorita; después los anfíboles, biotita, andesina, oligoclasa, albita, ortoclasa, moscuvita y cuarzo.
Feldespato potásico Zeolita
La asimilación es el proceso mediante el cual un magma incorpora
hacia si, material con el que está en contacto; éste material
puede ser roca encajonante; es decir, la roca con el que está en
contacto; el magma también puede incorporarse o asimilarse xenolitos
(xenos extraño y litos, roca), y otro magma de composición
diferente. El reomorfismo o movilización, es el proceso que explica cuando
una roca que originalmente era sólida se vuelve parcial o totalmente
fluida o fundida; la fusión puede deberse a múltiples causas
genéticas, cuya discusión no viene al caso. Lo importante
es que la roca parcial o totalmente fundida, puede inyectarse en las rocas
adyacentes a manera de un nuevo magma conocido como neomagma. Consolidación de los magmas. Diez años después de las investigaciones de N.L. Bowen,
otro investigador P. Niggli (1938), escribió: “La loi des
phases en minéralogís et petrographie”.
Diagrama de variación Los caracteres de un conjunto de rocas que presentan un origen común,
pueden ser representados gráficamente a través de los denominados
diagramas de variación.
En este inciso explicaremos de manera general los caracteres más
globales de la región, desde el punto de vista geomórfico. Profundizamos nuestros estudios en la vertiente Oeste del valle de Villa Altagracia que limitan claramente las Lomas de La Majagua y Los Mogotes al Noroeste, con altitudes de 969 m.s.n.m. y 1,125 m.s.n.m. respectivamente. En la parte central de la Loma Majagua, se atraviesa La Loma de La Cuchilla de El Limón que posee la forma de una “S” abierta, que se aloja en toda el área y va disminuyendo suavemente en altitud, hasta el propio valle de Villa Altagracia en el río Guananito, afluente del río Haina. En el Este y Noreste, está limitada por el Valle de Villa Altagracia;
en el Sur por los ríos Haina y Duey (afluente del Haina) y por
La Loma Vieja que posee una altitud de 910 m. s. n. m. No somos coincidentes con R. R. Blesch, en el sentido de que éste plantea, que el valle ha sido el resultado de la erosión rápida de la granodiorita y que su suelo es de origen aluvial. Sostenemos que la erosión es un proceso geológico dinámico que se inició durante y después del levantamiento pero nunca este proceso dinámico originó al valle. Los productos de la erosión, es decir los sedimentos coluviales y aluviales, sólo se han depositado en una franja del valle para enriquecerlo como suelo, después de la intervención de los procesos biológicos que lo originaron; esto es así, debido a que para nosotros, el suelo no es solo una entidad exclusivamente geológica, sino que en su proceso de gestación, han intervenido en él, los procesos biológicos relacionados con el tiempo. Por otro lado, los sedimentos depositados en el costado Noreste y Este de la región, son de diferentes litologías, como los de origen: basálticos, graníticos, granodioríticos, metamórficos y de sílice, que descansan sobre una litología francamente básica o basáltica.
Podríamos sintetizar al respecto, que el valle de Villa Altagracia, está limitado al Norte por las Lomas La Peguera y La Calentura; al Oeste, por la Loma la Humeadora; al Este, por la Loma de Los Siete Picos y al Sur, por la Loma La Humeadora, que a su vez limita por el Sur como Pie de Monte con las terrazas arrecifales del Llano costero del Caribe de edad pleistocena. Morfológicamente el Valle de Villa Altagracia, es alargado con orientación noroeste a sureste a lo largo de los ríos Guananito y Haina, desde el poblado de La Cumbre, al Norte hasta Madrigal al Sur. Suelos Los suelos de la región, fueron analizados en función de
un todo integrado, donde intervinieron en el tiempo variables desde su
formación o génesis hasta su madurez. En primer término hemos detectado dos tipologías con génesis diferentes, pero que al mezclarse han originado en el tiempo un suelo muy particular. Las tipologías son: ? Residual o Autóctono Ambos suelos son de origen ígneo, con incidencia de pequeñas cantidades de rocas metamórficas. La roca madre de los suelos transportados, se localizan en las vertientes de las lomas de composición básica y volcánicas o extrusivas que fueron transportados por los arroyos de la región; en el trayecto hacia el valle, estos arroyos cortaron y erosionaron también a otras rocas como las intrusitas (tonalitas), coladas ácidas extrusivas (cuarzo) y metamórficas en cantidades pequeñas (esquistos de hiperstena y epidota, esquistos de clorita-epidota y anfibolitas). Los clásticos cortados y erosionados, han sido transportados y depositados en el pie de monte del valle y a lo largo del mismo. . Es bueno señalar que La Loma Cuchilla de El Limón fijada y extendida con dirección hacia el Suroeste, está constituida por rocas ácidas y sílice, y que es cortada por los arroyos citados; sus sedimentos también son transportados y depositados a todo lo largo del pie de monte de valle. El suelo residual o autóctono, es del tipo laterítico y se localiza a todo lo largo y ancho del valle de Villa Altagracia, y ha sido el resultado de la intemperización físico-químico de las rocas básicas o basálticas que lo conforman; ésta conformación ha generado tres perfiles: A, B y C. El perfil A, está formado por una combinación de un suelo transportado y un humus joven de silicatos alterados del suelo residual. La parte del suelo transportado es muy rico en clásticos de cuarzo de color blanquecino, mica y feldespatos que alteran a arcillas y ferromagnesianos arcillosos. El suelo residual o in situ, se compone de feldespatos cálcicos alterados a caolín, olivinos alterados a arcillas y hornblendas y piroxenos alterados en arcillas. Posee en general un color rojo. Intenso y textura suelta. La presencia de minerales dispersos de hematita es la responsable de color rojo. El perfil A, es el más superficial y posee una profundidad de más o menos 1.0 m. La textura del perfil corresponde a partículas de todos los tamaños con muy buena selección, fábricas sin orientaciones aparentes y empaques muy sueltos, lo que lo definen como de alta porosidad y excelente permeabilidad. Por debajo del perfil A, se localiza el perfil B, que se enriquece por la percolación del perfil A, que junto a las aguas meteóricas, le depositan los minerales lixiviados enriquecidos con materiales orgánicos. El color del perfil B, es rojo más oscuro que el localizado en el perfil A. Su espesor es de más o menos 2.0 m. y el tamaño de las partículas es limoso-arcilloso a diferencia del A, que es gravoso-arenoso-limoso; esto significa que su selección no es buena. La fábrica al igual que el A, no posee orientación aparente, pero su empaque es más apretado que el A y consecuentemente su porosidad y permeabilidad son menores. El horizonte C, posee apenas un espesor de 30 cm. Y su color es café-verdoso;
en él se encuentra la roca basáltica, muy fracturada, de
manera que las aguas percolan directamente a la roca in situ que también
está fracturada por tectonismo pretérito. El clima que ha
prevalecido en la región y que ha incidido en la conformación
del suelo, es del tipo tropical húmedo, donde la precipitación
es superior a los 2,250 mm., de manera que son muy comunes los torrenciales,
aspectos que favorecen al medio para que la intemperización química
o la disolución sea más intensa. En el libro: “Reconocimiento y evaluación de los recursos naturales de la República Dominicana”, de autoría O. E. A. (1968), hacen alusión al tópico de los suelos de la región de Villa Altagracia, pero lo abordan de manera general y lo clasifican por las asociaciones: “Suelos aluviales recientes indiferenciados y la asociación Guanuma-Elmhurst (ver página 91-92). En el trabajo citado, se hace referencia a algunas propiedades de los suelos del Valle de Villa Altagracia. Estas son las siguientes: Suelo tipo Guanuma (55) (ver pág.101): Suelo tipo Elmhurst (56): (ver pág. 100): Posición fisiográfica y material originario: Terrazas llanas
a onduladas; materiales constituidos principalmente por tonalita.
Consideraciones Globales La isla de La Hispaniola se ubica en la plataforma de las Antillas Mayores y prácticamente dentro de la micro placa caribeña; según F. Lewis, es un sistema de arco de isla maduro, el cual posee una compleja historia de vulcanismo, plutonismo, metamorfismo y levantamiento tectónico similar al de otros arcos de islas. De acuerdo a la concepción tectonista de placas, la isla se encuentra a todo lo largo del límite Norte de la placa del Caribe que se mueve en el presente hacia el Este y también con la placa de Norteamérica que se desplaza hacia el Oeste. Por el límite Sur, la placa caribeña se consume a manera de subducción en la placa de Suramérica, mientras que por el Oeste, limita con la placa de Cocos y el Suroeste, con la placa de Nazca; por el Noroeste, con la placa Suramericana. De acuerdo a la concepción geosinclinalista, la isla de La Hispaniola, al igual que las demás Antillas y Centroamérica durante el Jurásico inferior, correspondieron a una extensión con bifurcación del Geosinclinal Mexicano. A la región se le conoció como Geosinclinal Centroamericano-Antillano. Durante el período cretácico, la revolución Laramide, se manifestó con una espirogénesis regional que afectó a la paleozona donde se encuentra la isla Hispaniola, la cual generó un levantamiento paulatino. El episodio se caracterizó por un intenso vulcanismo de carácter básico y ultrabásico. Los efectos de este vulcanismo, se encuentran en la formación Siete Cabezas del cretácico superior y formación Duarte del cretácico medio. Precisamente estas rocas del basamento Hispaniola, se encuentran en Villa Altagracia. Se sabe que el período cretácico se caracterizó por un vulcanismo en la región de La Hispaniola, mientras que durante el terciario, hubo sedimentación acompañada de levantamiento. Dice J. F Lewis que en La Hispaniola, existen relaciones muy cercanas
entre los caracteres fisiográficos y estructurales con los del
orden topográfico y sobre esta base dividió a la isla en
10 zonas o regiones subtectónicas; éstas conforman fajas
con alineamientos de orientación, cuasi Este Oeste y guardan entre
sí zonas geológicas las cuales están bien definidas.
La región Norte de San Cristóbal corresponde a la zona No.
4: “Massif du Nord-Cordillera Central”; y la define como:
“El sistema montañoso principal de La Hispaniola. Se extiende
desde el canal de la Tortuga, en Haití, al Sureste, hasta San Cristóbal,
al Oeste de Santo Domingo (una distancia de más de 340 Km.). Dice más adelante J. F. Lewis que: “Grandes y extensos valles ocurren dentro de la Cordillera, siendo los dos más prominentes: el valle de Constanza (30 km2. de superficie), en la parte centro Oriental de la cordillera; y el valle del río Artibonito, cerca de Restauración a lo largo del límite entre Haití y República Dominicana”; y continúa comentando que ¨Otros valles de importancia son el de Jarabacoa (23km2. de superficie); el de Bonao (128km2 de superficie) y está separado del valle de Villa Altagracia (175 km2 de superficie) por una elevación del terreno en La Cumbre*” ________________
Es bueno señalar que hemos citado a J. F. Lewis, debido a que la región de estudiada se encuentra en la descrita por él. Señalamos específicamente a la zona Massif du Nord-Cordillera Central (No. 4) y al valle de Villa Altagracia que se localiza en esta región subtectónica. Un aspecto muy significativo en esta globalidad es que como la isla se encuentra a lo largo del límite Norte entre la placa del Caribe y la placa Norteamericana, se ha determinado que este límite y el segmento de la isla Hispaniola se caracterizan por: ? Fuerte sismicidad Precisamente estas características se manifiestan en nuestra región con los efectos de: ? Vulcanismo básico y ultrabásico.
La región donde se encuentra nuestra zona de estudio puede bien encajarse como un lugar donde ha existido una debilidad de la corteza terrestre; así pues lo atestiguan los procesos volcánicos y plutónicos, hidrotermálicos y metamórficos. Los efectos del primer proceso quedan bien definidos con la formación de “Siete Cabezas”, descrita por Bowin (1966) de la siguiente manera: “La formación Siete Cabezas” constituye la cresta abrupta, inmediatamente al Norte de la Carretera Duarte, entre Piedra Blanca y Villa Altagracia. Estas rocas son volcánicas afaníticas de color gris verdoso oscuro, principalmente basaltos, con menor cantidad de tobas y areniscas sucias. La formación Siete Cabezas al Este de Madrigal parece descansar discordantemente sobre la formación Duarte. También en el lado Occidental del río Isabela, algunos diques de la formación Siete Cabezas intrusionando a la formación Duarte. Los únicos fósiles encontrados en la formación Siete Cabezas, son radiolarios que no tienen valor estratigráfico; es por lo tanto, considerada preterciaria por su similitud con la formación ¨Peralvillo¨. Las posiciones estructurales y estratigráficas de las formaciones ¨Peralvillo¨ y Siete Cabezas, sugieren que ambas fueron depositadas en el mismo episodio general de actividad volcánica. El segundo proceso, el plutonismo regional, se localiza en la zona La Majagua, por un complejo intrusivo de rocas de la familia del granito con la estructura de un micro stock o posiblemente un lacolito que se conjuga con pequeños plutones tabulares y discordantes que cortan los basaltos de la formación Siete Cabezas a manera de Sills o diques y de mantos tabulares. Las estructuras poseen una composición ácida con las petrologías citadas; éstas presentan texturas faneríticas, aunque a veces se encuentran texturas hipoabisales, que sugieren que los magmas sufrieron una diferenciación del tipo cristalización fraccionada y que fueron expulsadas de su medio natural para cristalizar una parte en las cercanías de la superficie de la zona, mostrando las texturas faneríticas de grano medio. Por la posición estratigráfica, sugerimos una edad paleocena inferior, debido a que las estructuras citadas cortan a la formación Siete Cabezas del cretácico superior-paleoceno superior. El tercer proceso, el hidrotermalismo presente en la región, sugiere que las presiones a las que estuvo sometido el magma original, que generó una diferenciación por una deformación puntual de la corteza terrestre, e hizo que las soluciones acuosas presentes, fueran expulsadas hacia la superficie, ocasionando que estas precipitaran sobre un conjunto de fracturas preexistentes que ya se habían gestado durante el tectonismo; sobre estas fracturas se depositaron las soluciones que precipitaron en filones de sílice con minerales de valor económico desconocido, pero que por los análisis químicos realizados, nos indican que nos encontramos en la presencia de trazas y anomalías de Au, Cu, Pb, Zn, Mn, Mo, Fe, Ni y Co. Los filones de cuarzo cortan tanto a las rocas basálticas de la formación Siete Cabezas, como al intrusivo ácido antes mencionado. Es notorio señalar que en los respaldos de los filones o vetas, se observó un metasomatismo de contacto cuyo estudio sería importante dado el interés económico que podría encerrar. El evento mencionado sugiere una edad paleoceno superior. El cuarto proceso presente en la región, corresponde al metamorfismo y se caracteriza por dos eventos importantes: El metamorfismo de contacto y el regional. El primer evento se nos manifiesta sobre las rocas básicas de la formación Siete Cabezas y el segundo evento ocurre sobre las rocas metabásica de la formación Duarte descrita por Bowin en el 1968, así como por Palmer en 1963 y por Lewis en 1980; éste último propuso el término Complejo Duarte. El evento de metamorfismo de contacto, ocurrió sobre la formación Siete Cabezas, cuando se depositaron sobre la misma y de manera concordante sobre las coladas lávicas de composición ácida, principalmente sílice (la cual es cuarzo, debido a su gran estabilidad desde su depositación en el paleoceno inferior hasta el presente). La depositación ácida sobre las rocas básicas o basálticas de la formación Siete Cabezas a manera de contacto, metamorfizaron la superficie basáltica engendrando rocas metamórficas de los grados: alto, mediano y bajo; las de grado alto, están representadas en el contacto basalto/sílice por las anfibolitas de epidota y las de grado bajo, por los esquitos de clorita-epídota-albita que pertenecen a la Facies de los esquitos verdes. Los eventos intrusivos en la región, correspondientes al paleoceno medio en la formación Siete Cabezas, provocaron metamorfismo de contacto con los basaltos de esta formación y al cristalizar generaron rocas intrusivas de la familia del granito. Las mencionadas rocas también sufrieron metamorfismo por tectonismo. La energía generada por el levantamiento, metamorfizaron una parte del complejo intrusivo y gestaron gneis de granitos y gneis de tonalitas, así como esquistos micáceos o de moscuvita. El segundo evento o metamorfismo regional, está representado en
la región sobre las rocas de la formación Duarte o Complejo
Duarte. Mencionamos a continuación los principales caracteres que
definen la formación citada:
El Complejo Duarte se localiza en la región Norte de San Cristóbal a todo lo largo del Batey 56 hasta la zona del Madrigal, Medina, Hato Dama, San Francisco, y Los Ramones, también a lo largo de la Autopista Duarte en la región, en las cercanías de Pino Herrado y en La Cumbre.
Consideraciones particulares (zona La Majagua) Preámbulo En el inciso anterior se mencionaron los procesos que originaron la variedad de rocas que ocurren en la región; éstos en general son: Procesos Volcánicos: basaltos, andesitas y sílice. Procesos Plutónicos: granitos calcoalcalinos, granodioritas y tonalitas. Procesos Hidrotermálicos: filones de cuarzo con trazas o anomalías de metales como Au, Ag, Cu, Pb, Ni, Zn, Co, Mn, Mo, Fe, Al, Ti… Procesos Metamórficos: anfibolita, anfibolita de epídota, gneis de granito, gneis de tonalita, esquistos micáceos, esquistos de clorita. En este inciso describiremos algunas variedades de sílice y por las rocas granito, granodiorita y tonalita. Las rocas mencionadas se encuentran meterorizadas, de manera que fruto de este proceso, se gestaron yacimientos residuales de feldespatos; también describiremos los gneis de granito y de tonalita por su interés residual como mena feldespática. Con relación a los procesos hidrotermálicos requeriremos de estudios geoquímicos detallados, perforaciones, y otros estudios prospectivos. Rocas intrusivas Fueron encontradas las rocas mencionadas anteriormente, aquí describiremos sus texturas y mineralogías. Granito Calcoalcalino Ocurre por lo general meteorizado, pero logramos encontrar algunos frescos; éstos poseen los siguientes caracteres: Fanerítico, Holocristalino de grano medio, con textura inequigranular. Los cristales en general son subhedrales de 3mm. de diámetro y consecuentemente hipidiomórfico. Su mineralogía es: ? Cuarzo primario anhedral de 2 mm. de espesor, de color gris claro aceitoso; su abundancia es de un 30%. ? Feldespato alcalino de la variedad ortosa y de forma subhedral con
diámetro de 4mm; su color es café rojizo y claro; su abundancia
es de 50%. El mineral secundario correspondió al óxido de hierro de la variedad hematita y de color café rojizo oscuro; forma subhedral de 1 mm. de diámetro y de abundancia menor al 1%. La roca tiene un origen ígneo intrusivo y fue clasificada como un granito calcoalcalino de hornblenda.
Roca ígnea intrusiva, holocristalina de grano medio, fanerítica, inequigranular, con cristales en general subhedrales de tamaños entre 1 mm.-4mm. y de textura hipidromórfica. Los minerales presentes son: ? Cuarzo primario, anhedral, de color gris claro aceitoso sus tamaños en general son de 3 mm.; su abundancia es de 25%. ? Feldespato alcalino de la variedad ortosa; sus formas en general son subhedrales con diámetro de 2 mm.; su color es café claro y su abundancia es de 20%. ? Feldespato calcosódico de la serie plagioclasa tipo andesina. Los cristales en general son subhedrales, pero abundan cristales enhedrales; sus tamaños son de 4 mm. y colores blancos encendidos; su abundancia es de 40 %. ? Minerales accesorios de los tipos ferromagnesianos en especial los anfíboles y piroxenos. El anfíbol característico es la hornblenda que posee un color negro con diámetro de 1 a 2 mm. y de formas subhedrales y anhedrales; su abundancia es de un 7%. El piroxeno más abundante es la augita que posee tamaños de 2 mm. y de color verdoso oscuro y con formas subhedrales. Su abundancia es de 3%. Se encontraron también minerales del grupo de las micas identificándose como biotita de color marrón brillante y de forma laminar enhedral a subhedral. Su abundancia es de 3%. Minerales Secundarios: opacos, de el grupo de los óxidos en especial: hematita y rutilo. El color de la hematita es rojo oscuro, anhedral, de 1 mm. de diámetro; el rutito es de color negrusco, anhedral, de 1 mm. de diámetro; ambos minerales tienen una abundancia de un 2%. La roca fue clasificada como una granodiorita de hornblenda y su origen es ígnea intrusiva. Tonalita Roca ígnea intrusiva, holocristalina, fanerítica, inequigranular con cristales subhedrales y euhedrales y tamaños que varían de 1 mm. a 5 mm., textura hipidiomórfica. Los minerales presentes son: ? Cuarzo primario anhedral, de color gris aceitoso; tamaños de 2 a 3 mm. de y su abundancia es de 25%. ? Feldespato calcosódico de la serie plagioclasa y del tipo oligoclasa-andesina, con colores blanquecinos muy brillantes; su tamaño es de 4 mm. y su abundancia es de 60%. ? Minerales accesorios de los tipos ferromagnesianos en especial anfíboles
y micas. El anfíbol encontrado es la hornblenda y posee un color
negro intenso, pero su tamaño es menor a 1 mm. de diámetro
y formas anhedrales; su abundancia es 3%. La mica encontrada es la moscuvita
y posee un color gris claro plateada con formas subhedrales y euhedrales
con tamaños hasta 1 cm. y a veces de 3 cm. Textura porfírica;
y su abundancia es de 10%. La roca es de origen ígneo intrusivo y fue clasificada como una tonalita de moscuvita.
Los minerales presentes son: ? Feldespato cálcico de la serie plagioclasa y de los tipos labradorita-anortita. Sus cristales son subhedrales (a veces euhedrales) del tamaño en general de 4 mm., pero en algunos ejemplares de mano, se encuentran de hasta 8-10 mm. de diámetro. Su color es esencialmente blanquecino; su abundancia es de 30%. ? Máficos de los grupos clinopiroxeno y olivino. El clinopiroxeno es augita, de color verde claro, subhedral y tamaños 1 a 4 mm. que contrastan con los de la plagioclasa; a veces suelen encontrarse con augitas alteradas a clorita; su abundancia es de 35%. El olivino encontrado es el de hierro o fayalita, de color marrón, con diámetros que varían de 2 a 4 mm; su abundancia es de 30%. ? Los minerales secundarios más importantes son: rutilo, magnetita
y epidota; la abundancia de éstos máficos es menor al 5%.
Los minerales característicos son la plagioclasa del tipo andesina y el máfico o piroxeno es la augita; también el anfibol tipo hornblenda, pero en mucho menor proporción. La abundancia de la plagioclasa tipo andesina es de 30%; la augita es de 60% y la hornblenda es menos de 10%. La andesina es subhedral y euhedral; igual sucede con la augita, pero los anhedrales son más comunes. La hornblenda es negra, la augita verde y la andesina blanca; ésta última posee fenocristales de 8 mm. que ocurren maclados. Es común encontrarse también fenocristales de hornblenda de 8 mm. Se observó la presencia de biotita a manera accesoria con abundancia de 2% y con formas euhedrales tabulares. La roca fue clasificada como andesita de augita y su origen es volcánico extrusivo.
Se encontraron las siguientes tipologías: ? Gneis de granito. Todas estas rocas se formaron por metamorfismo de contacto y regional en la época de la formación del magma que engendró el complejo intrusivo y en el momento en que la roca máfica fue la roca hospitalaria o huésped, pero también cuando el magma cortó a la misma con plutones concordantes o discordantes como: mantos, diques y lacolitos presentes en la zona a manera local. No se ha podido encontrar lo que pudo ser la cámara magmática o receptáculo, pero creemos que se encuentra muy por debajo de los afloramientos o estructuras mencionadas; también se generó metamorfismo en los respaldos de las rocas huéspedes o encajonantes, cuando precipitaron las soluciones acuosas hidrotermales. El metamorfismo de contacto se originó en la aureola de la cámara magmática. La roca huésped son los basaltos de la formación Siete Cabezas, de manera que en esa aureola, la roca en contacto se metamorfizó y originó: anfibolita sensu estricto, anfibolita de epidota y esquisto de clorita. Las soluciones hidrotermales al precipitar sobre fracturas preexistentes del macizo intrusivo provocaron metasomatismo de contacto y también durante la epirogénesis que provocó el metamorfismo regional en las rocas del complejo intrusivo y engendraron rocas metamórficas de los tipos: ? Gneis de Granito A continuación describiremos los caracteres más importantes de las tipologías mencionadas: Origen de los Gneis Se formaron por levantamiento regional durante la epirogénesis Laramídica o bien cuando las soluciones hidrotermales circularon por sus fracturas durante el relleno de sus cavidades.
Desde ésta última época hasta el presente, el intemperismo y la erosión, han trabajado denudando la superficie del terreno metamorfizado y generando hacia niveles topográficos inferiores coluviones que se han transformado en lateritas autóctonas ricas en minerales cuarzo/arcillosos, pero también en las partes topográficas más altas, han originado yacimientos residuales cuarzo/feldespático. Los procesos mencionados, se han verificado en los gneis de granodioritas y gneis de tonalitas. A continuación describiremos las texturas y mineralogías de estos gneis: Gneis de Granito En la región, ésta roca se caracteriza por su composición cuarzo feldespática de grano mediano a grueso, bandeada de manera irregular, con una exfoliación mal definida; su textura es a todas luces granoblástica y ésto es así, debido a una mayor abundancia de cuarzo y feldespato sobre los máficos anfíboles y piroxenos y muy especial sobre las micas. Indiscutiblemente la roca preexistente fue un granito cacoalcalino de hornblenda y el proceso metamórfico que la gestó, fue de carácter regional que ocurrió durante la epirogénesis Laramídica. Desde el punto de vista de la descripción petrográfica, la roca se considera perteneciente a la Facies de la granulita. La ortoclasa es más abundante que la plagioclasa, contrastando en la observación el color café rosado de éste mineral sobre el color blanquecino de la plagioclasa y en general por una concentración de minerales claros cuarzo/feldespático y alcalino/calcosódicos, sobre los minerales oscuros anfíboles/piroxenos/micas o lo que es lo mismo por una alternancia de minerales félsicos y máficos. Podemos apuntalar que el origen del gneis es ígneo, instrusivo y metamorfismo regional por: ? El paso gradual de granito a gneis Por estos caracteres lo clasificamos como un ortogneis o gneis de granito calcoalcalino de hornblenda y su origen es de metamorfismo regional. Gneis de Granodiorita y de Tonalita Poseen los mismos caracteres texturales y estructurales que los gneis de granito, pero varía en su composición mineralógica. Anfibolitas En la región, se encontraron varias rocas de anfibolita de origen basáltico. Estas variedades se deben a las diferentes intensidades del metamorfismo regional. A continuación describiremos las variedades más comunes en el lugar: anfibolita de epidota y hornfels máfico. Anfibolita de Epidota Esta variedad se caracteriza por conservar un color negrusco verdoso y grano mediano muy rica en hornblenda y plagioclasa cálcica. La hornblenda presenta alineación paralela y subparalela y consecuentemente la roca es exfoliada. Al observarse bien se detectan los siguientes minerales: biotita, granate y epídota. El metamorfismo fue indudablemente regional, pero en el contacto sílice-basalto, se observó un metamorfismo de contacto y es evidente, pues las coladas lávicas de sílice, se depositaron concordantemente sobre los basaltos. Esta roca fue clasificada como un hornfels máfico y se caracteriza por ser denso de color oscuro verdoso, de textura granoblástico muy rico en plagioclasa cálcica y hornblenda y en menor cantidad en hiperstena, diópsida, olivino y biotita. Las anfibolitas de epidota de la región, conservan una textura granoblástica exfoliada o alineada, rayada y fajeada. Es común encontrar cerca de ellas el contacto transicional basalto/anfibolita, aspecto indicativo de un origen netamente basáltico.
Preámbulo Anteriormente, comentamos de manera general, la presencia de coladas de sílice en la región. Desde el punto de vista regional, lo más común es encontrarse con los productos máficos de la formación Siete Cabezas; sin embargo, nos encontramos con una singularidad que contrasta a los ojos de cualquier geólogo de campo: un afloramiento concordante de sílice yacente sobre las rocas basálticas de la formación mencionada; esto es indudablemente algo inusitado, no previsto y paradójico y si a esto le agregamos, que dicho afloramiento estaba enmascarado por una película grisácea oscura adherida a la sílice, más la vegetación típica de bosque húmedo, concluiríamos de inmediato que se trataba de otro afloramiento basáltico de la región, debido a que nuestros geólogos de “campo” últimamente se han acostumbrado a realizar sus observaciones desde sus vehículos. Yacimiento de sílice Aflora a todo lo largo de la loma Cuchilla de El Limón como un casquete blanco colocado en la loma y que yace concordantemente sobre los basaltos de la Formación Siete Cabezas a manera anómala en el lugar, pues se trata de una concentración de cuarzo masivo, denso y compacto con fracturas fruto de un endogenismo o tectonismo por levantamiento que afectó la región en el terciario inferior, cuando se hizo presente la revolución Laramide en Las Antillas. Los afloramientos en muchos lugares se encuentran enmascarados con una película grisácea, pero en otros se encuentran rodados a manera de peñascos con diámetros de hasta 10 m. y pesos que superan las 20 toneladas; éstos rodados conservan colores blanquecinos; al golpe del martillo, mantienen una gran cohesión, densidad y gran dureza características del cuarzo. Los productos obtenidos con el martillo, son astillosos y de color blanco “aceitoso” con dureza 7 en la escala de Mohs. En otros lugares donde la erosión hídrica ha actuado, se observan afloramientos de color blanco lechoso al intemperismo, pero al fresco, el color es blanco de hueso o lechoso. Es común encontrar partículas del tamaño de las guijas o guijarros puntiagudos, fruto del corto recorrido; en los arroyos, lo encontramos con poca redondez, debido al poco transporte; también se encuentran como gravas y arenas blanquecinas depositadas en los pequeños meandros de los arroyos. Los volúmenes de estas gravas y arenas son pequeños y descansan armoniosamente sobre las rocas basálticas donde los arroyos las cortan.
Dichos contactos son concordantes y armoniosos, pero bruscos y abruptos. Contrastan por su color blanco en la sílice y negro en el basalto. Es común encontrar anfibolitas y hornfels máfico en la zona contacto negra; esto es así, por el metamorfismo que se produjo cuando la sílice se depositó a manera de colada sobre el basalto preexistente. Los afloramientos están enmascarados superficialmente por un suelo silíceo grisáceo o cenizo de un espesor muy escaso que apenas alcanza 10 cm. de espesor; sobre esta pequeña capa, la vida vegetal proliferó de manera especial y con una evolución larga donde apenas se observan coníferas y grayumbos como manchones de una vegetación otrora más floreciente y fueron desmontadas para sustituirse por gramíneas para actividades antropogénicas o de ganado vacuno en tiempos recientes; también en las zonas bajas se desmontó esa vegetación y se sustituyó por la caña de azúcar para la industria azucarera. Las actividades de los insectos, arácnidos, anolis reptilias y
mamíferos originaron pequeñas cavidades dejando en las afueras
de sus madrigueras pequeñas cavidades de arenas de sílice
que sirvieron como guías petrológicas durante los levantamientos
de campo. El yacimiento de sílice del lugar puede considerarse como una lava que arrojó temperaturas parecidas a 650ºC y que al solidificarse constituyó cuarzo estable a las presiones y temperaturas atmosféricas. Las formas de afloramientos, son bloques uniformes, homogéneos, tabulares, horizontales y lisos. Génesis del yacimiento de sílice La presencia de una colada lávica de sílice en un lugar exclusivo, ubicado en una región donde los procesos máficos, han sido prácticamente los mismos (a excepción del intrusivo granítico de Jamey), es un indicador de una diferenciación magmática tipo cristalización fraccionada posiblemente de presión filtrante, que afectó la evolución del magma originalmente basáltico. La presencia de un intrusivo granítico y una colada de sílice, implica necesariamente que el magma basáltico original, se separó en dos o más fracciones distintas que luego reaccionaron con líquidos residuales y constituyeron magmas secundarios de composición diferentes al original y escaparon por presión hacia la superficie para depositarse a manera de coladas homogéneas en la zona, durante o inmediatamente después de iniciarse la epirogénesis que ocasionó el levantamiento regional. La presencia de muestras de campo con basaltos homogéneos unidos a sílice homogénea con definición clara entre su frontera (sílice/basalto), es una evidencia de una cristalización fraccionada. La presencia de muestras de basaltos homogéneos unidos a granitos de grano fino del tipo hipoabisal con una definición clara, es también una evidencia de una cristalización fraccionada. La presencia de olivino junto a plagioclasa cálcica, en una muestra de basalto, sin encontrarse en ella cuarzo y ortosa, indican necesariamente cristalización fraccionada. La presencia de un intrusivo ácido coexistiendo a su alrededor con rocas máficas o basálticas, implica cristalización fraccionada. Parece que la sílice de nuestra zona durante su gestación, tuvo un gran contenido acuoso y otras sustancias volátiles, lo cual implica que sufrió alteración hidrotermal y que de ser así evidenció una cristalización fraccionada. Dice Walter T. Huang (petrología, Pág. 42-43): … “el contenido de agua y otras sustancias volátiles debe tener en la cristalización de las masas fundidas naturales de silicatos o magmas, y pueden ayudar a explicar la formación de grandes masas de cuarzo en los filones y pegmatitas”. Consideraciones finales En la región del valle de Villa Altagracia donde aflora la formación
Siete Cabezas, se encuentra una diversidad de rocas ígneas volcánicas
y plutónicas. Estas rocas provienen de la diferenciación
magmática del magma basáltico original que originó
la formación Siete Cabezas de edad cretácico superior-paleoceno
superior. El magma basáltico original, se separó por diferenciación magmática sensu stricto y originó las coladas de sílice que se depositaron por encima de las coladas basálticas en la zona de La Majagua; también el magma basáltico original, se separó por cristalización fraccionada y originó en las profundidades una cámara magmática de composición granítica que al cristalizar conformó el intrusivo La Majagua con sus productos: granitos, tonalitas, y granodioritas. Durante el proceso de cristalización una parte de este magma escapó
y fue absorbido por un magma basáltico de la región y se
originó por asimilación magmática otro magma de composición
andesítico que fue el que precisamente conformó las andesitas
que afloran al Noroeste de La Majagua y en la Loma de El Mogote.
La citada provincia corresponde a la serie Alcalina, debido a que el porcentaje en sílice en general es menor a 51. El concepto serie alcalina, es por el momento tentativa debido a que nos hacen falta más análisis químico; y planteamos de inmediato que solo hicimos muestreo en la localidad de La Majagua. Para determinar si la serie es atlántica nos faltan también otros análisis químico. Bibliografía
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