EL DESARROLLO PALEOGEOGRÁFICO DE AMERICA CENTRAL*. · Fase tafrogénica con levantamiento y...

G E Ó L O G O S P E T R O L E R O S

EL DESARROLLO PALEOGEOGRÁFICO DE AMERICA CENTRAL* .

R. Weyl**

Original recibido el 18 de Julio de 1974. Profesor de graduados en la Universidad de Giessen. República Federal Alemana.

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ASOCIACION M E X I C A N A DE

I N T R O D U C C I Ó N

El desarrollo paleogeográfico de América Central ha despertado desde hace mucho tiempo el interés de geólogos, paleontólogos, biólogos y geógrafos, y sólo en tiempos más recientes ha sido objeto de numerosos ensayos de reconstrucción paleogeográfica, lo que ha dado lugar a conceptos antagónicos, como por ejemplo, considerar por un lado, al Golfo de México como un cratón continental sumergido y oceanizado, hecho ocurrido en el Mesozoico y por el otro como si fuera una cuenca oceánica formada desde tiempos muy antiguos, (cotej. EWING y otros 1962; ANTOINE Y BRYANT 1969; V IN IEGRA 1971; WILHELM Y EWING 1972). O bien pensemos sobre la cuenca del Mar Caribe que en un principio se supuso era el continente "Karibia" sumergido; como una cuenca de mar profundo ya existente desde el Paleozoico; como zona de hendiduras (Rift Zone) o como una placa interpuesta entre los continentes de las Américas del Norte y del Sur. En forma impresionante, KHUDOLEY Y MEYERHOFF (1971) externaron recientemente en una monografía, sus puntos de vista opuestos.

En la zona del puente continental de América Central, objetivo central del presente trabajo, la interpretación del arco montañoso en forma de S, ha ocasionado serias dificultades solamente en la región del istmo. Además, han sufrido varios cambios las rocas sedimentarias paleozoicas y mesozoicas, así como las estructuras geológicas, tanto en México como en Las Antillas.

En relación a estos problemas en ios últimos 10 años se ha publicado una serie de hipótesis y conceptos (DENGO 1967, 1968, 1969; DENGO Y BONENBERGER 1969; FREELAND Y DIETZ 1971; MOLINAS Y SYKES 1969; KHUDOLEY Y MEYERHOFF 1971, e.o.), así como numerosos datos recientes derivados, tanto de la exploración petrolera, como de la investigación básica llevada a cabo en diversas

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GEOLOGOS PETROLEROS

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universidades en colaboración con instituciones geológicas de América Central.

Después de proporcionar la literatura general pertinente al caso (WEYL 1971), posteriormente se informará, desde un punto de vista muy especial, sobre el desarrollo paleogeográfico de América Central.

Con este f in me he atrevido a reproducir en mapas el cuadro de la distribución de la tierra firme y del mar -hasta donde puede ser representado- y el de las facies; mapas que, por naturaleza, llevan inherentes toda la inseguridad de tales representaciones y ante los cuales WOODRING (1966 a) advirtió en forma expresa. Los mapas base para la península de Yucatán fueron, ante todo, los mapas de BUTTERLIN Y BONET (1966); para la región de Guatemala y Chiapas, los de VINSON (1962); LOPEZ-RAMOS (1969 a у b) у VINIEGRA (1971); para Honduras los mapas de MILLS у otros (1967, 1969). Mucho más escaso es el material cartográfico del Sur de América Central. Aquí fue preciso recurrir, en parte, a las representaciones espaciales de LLOYD (1963), DENGO (1968) y WEYL (1964, 1970) y por otro lado, intentar desarrollar un cuadro preciso y lógico en base a los datos especialmente de TERRY (1956), WOODRING (1960, 1966 a), DENGO (1962a), WITHMORE Y STEWART (1965), HENNINGSEN (1966 a, b), BANDY (1970) y RIVIER (1971).

La siguiente región correspondiente a Colombia estuvo representada, esencialmente, de acuerdo con los mapas de CAMPBELL (1968). Empero, de acuerdo con mi opinión y según el estado actual de los conocimientos, hipotéticamente lo mejor es el concepto desarrollado especialmente por FREELAND Y DIETZ (1971 ) en el sentido de que la región Sur de América Central sólo se ha formado a partir del Jurásico por desmembración de la placa de las Américas del Norte y del Sur, lo cual podría explicar la ausencia de sedimentos más antiguos. De acuerdo con este concepto, los mapas para el Jurásico y el Cretácico Inferior están trazados en los contornos entre desplazados de los continentes actuales.

El Mar Caribe que limita el Este con América Central, de acuerdo con las investigaciones sísmicas y perforaciones marinas profundas de que se dispone ahora y que avanzaron hasta dentro del Coniac (EDGAR Y SAUNDERS 1971), a partir del Cretácico Superior, puede considerarse al menos como cuenca de mar profundo. Sin embargo, las

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transgresiones del Cretácico Inferior de América Central hablan en favor de una existencia anterior (cotéj. MEYERHOFF en KHUDOLEY y M. 1971). En el Pacífico, la investigación sísmica y el relieve permiten esperar una construcción muy diferente al Noroeste y Sureste de la Cresta de Cocos. En el Noroeste no hay nada en contra de la suposición de que exista un antiguo suelo oceánico, aunque por movimientos de la corteza podría haber cambiado su posición con respecto a la tierra firme actual. Delante de la costa del Pacífico de Costa Rica y Panamá, en cambio, de acuerdo con los conceptos de LLOYD (1963) y DENGO (1968) y las observaciones sedi mentológicas de HENNINGSEN (1966 a y b), deben haberse encontrado mayores regiones insulares volcánicas, cuyos restos probablemente representan los numerosos montes marinos de esta región.

Partiendo de los conceptos de la tectónica de placas, junto con las investigaciones geofísicas y geológicas marinas de la cuenca de Panamá (VAN ANDEL y otros 1971), M A L F A I T Y D I N K E L A M A N (1972) y después HEATH Y VAN ANDEL (1973) se ha formulado una hipótesis, aunque distinta y discutida, tanto del desarrollo tectónico, como del paleogeográfico de la placa Caribica. Sus argumentos, que especialmente se ocupan de la región Sur de América Central, pueden ser resumidos muy brevemente, como sigue: Desde el Cretácico Superior hasta el Paleoceno se movió un espolón de la placa del Pacífico Este en el espacio del Caribe, para lo cual dominaba una comunicación oceánica abierta. Se supone que una expansión de la fosa de América Central en dirección Sureste desde el Eoceno causó el inicio del vulcanismo andesítico en el Sur de América Central. Sostienen que en el Oligoceno Superior hasta el Mioceno Inferior entonces chocó una cresta primit iva, la Cresta Carnegie con la placa continental de América del Sur. Como resultado de esta colisión, la Cresta Carnegie comenzó a astillarse y sus partes i'ntegrales aisladas formaron la Cresta Cocos y crestas menores en la Cuenca Norte de Panamá. Al entrechocar sobre la fosa Sureste de América Central "emplomaron" la zona de subducción allí situada, lo cual tuvo por consecuencia un rápido ascenso isostático del Sur de América Central a su altura actual y una extinción progresiva de Este a Oeste del vulcanismo.

Una apreciación crítica de esta hipótesis debe quedar reservada para un informe ulterior sobre tectónica y magmatismo de América Central.

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EL NORTE DE AMERICA CENTRAL.

Subsecuentemente a la división de la historia estructural de México en ciclos geotectónicos (DE CSERNA 1960, GUZMAN y DE CSERNA 1963, MILLS y otros 1967 y 1969, DENGO y BOHNENBERGER 1969) los autores citados, también incorporaron el desarrollo del Norte de América Central a estos ciclos y distinguieron las siguientes fases:

1 . - Ciclo Geotectónico Jaliscoense.

a).- Ortogeosinclinales paleozoicos con rocas sedimentarias de la Serie Chuacús y Formación Tambor. Prepensilvánico.

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El continente o tierra firme de América Central suele ser definido de una manera general como la región entre el Istmo de Tehuante-pec, en México y las tierras bajas o llanura del Río Atrato en el Noroeste de Colombia. Según la geología y estructura se subdivide en dos unidades completamente diferentes, lo cual ya habían reconocido SAPPER, SCHUCHERT y STILLE, y que quedó confirmado en trabajos más recientes (p.e. DENGO 1969). La parte Norte tiene un basamento con esquistos cristalinos, gneises y anatexitas paleozoicas. Sobre este basamento se depositaron sedimentos neopaleozoicos, mesozoicos y terciarios que han sufrido deformaciones antes del Pensilvánico, después del Pérmico Medio y en el cambio de Cretácico a Terciario. La parte Sur, comenzando eventualmente en el Sur de Nicaragua, tiene corteza oceánica con basaltos cretácicos submarinos y sedimentos pelágicos, los cuales fueron plegados para fines del Cretácico y en el Terciario quedaron cubiertos por una imponente secuencia de sedimentos marinos, depósitos piroclásticos y rocas volcánicas y subvolcánicas, las cuales sufrieron plegamiento y levantamiento en el Neoterciario. MAC DONALD (1972) introdujo para el Sur de América Central y para las Antillas el concepto de una corteza tectonizada "Tectonitic Crust", que ocupa aproximadamente una posición intermedia entre la corteza netamente continental y la netamente oceánica.

La consideración y análisis del desarrollo paleogeográfico siguen después de esta división.

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b).- Fase anatexítica con deformación y metamorfismo de las rocas sedimentarias e intrusiones graníticas. Prepensilvánico.

c).- Fase orogénica con formación de una fosa (Flysch) clástica en el Pensilvánico y Pérmico (Grupo Santa Rosa, Formación Chochal) y plegamiento subsiguiente en el Pérmico Superior hasta el Triásico Inferior.

d).- Fase tafrogénica con sedimentos postorogénicos (Molasa) desde el Triásico hasta el Jurásico (Formación Todos Santos).

2.- Ciclo Geotectónico Mexicano.

a).- Geosinclinal mesozoico en prolongación del geosinclinal mexicano desde el Jurásico Superior-Cretácico Inferior hasta el Cretácico Superior, preponderantemente con calizas y evaporitas.

b).- Fase anatexítica, representada por intrusiones graníticas en el Cretácico Medio, desarrollada solamente al sur del Valle de Motagua y Polochic.

c).- Fase orogénica con depósito de sedimentos clásticos desde el Maestrichtiano hasta el Eoceno (Grupo Verapaz y Peten), plegamiento durante el Cretácico Superior con apogeo en el Eoceno Inferior.

d).- Fase tafrogénica con levantamiento y formación de fallas en el Oligoceno, vulcanismo en el Neoterciario y preponderantemente depósito clásticos continentales.

PALEOZOICO.

En el Paleozoico debe distinguirse entre una serie metamòrfica de la parte más antigua del Carbonífero Superior y una serie solo débilmente metamorf izada del Carbonífero Superior hasta Pérmico. Entre ellas se sitúa una fase de deformación intensiva, metamorfismo y formación granítica. DENGO y BOHNENBERGER (1969, Págs. 208-212) incorporan ambas series al ciclo geotectónico Jaliscoense en el sentido DE CSERNA (1960) en México. Los sedimentos más antiguos transformados en rocas metamórficas, representan el relleno de un geosinclinal

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que persistió desde el Paleozoico Inferior hasta el Paleozoico Medio y que atravesaba el Norte de América del Centro, mientras que los sedimentos del Neopaleozoico con una secuencia clástica más antigua y una carbonática más joven representan la fase orogénica del final de esa era. Ambas series fueron plegadas a fines del Pérmico y comienzos del Triásico.

La presencia de esquisto cristalino en las regiones de Guatemala, Honduras y Nicaragua es conocida desde hace mucho tiempo (DOLLFUS y MONTSERRAT 1868, SAPPER 1899, 1937); empero, un estudio más detenido con métodos modernos de exploración, se inició en los últimos 10 años y condujo a la reconstrucción de una paleogeografía más prudente. McBIRNEY (1963) describe una imponente serie de esquistos micáceos, gneises, anfibolitas y mármoles que aflora en la parte central de Guatemala, a cuyo conjunto denominó Serie Chuacús por aflorar la sección tipo en la Sierra de Chuacús. De acuerdo con sus formas y facies mineralógicas pertenecen a las facies de esquisto verde y anfibolitas. En la misma región, VAN DEN BOOM (1972) pudo dividir el antiguo basamento metamòrfico montañoso en una zona Clorítica-Serícita, una Zona de Biotita y una Zona de Granate como subfacies de la facies del esquisto verde del tipo BARROW y supuso que el área de suministro estaba constituida por grauvacas y rocas arcillosas arenosas, margosas y calcicas. KESLER, JOSEY y COLLINS (1970) describieron antes a metasedimentos similares como Grupo Chuacús Oeste y en base al alto contenido de K2O y a la presencia abundante de cuarzo consideraron que el área de suministro era un cratón rico en potasa como la Península de Yucatán o los Árcales Precámbricos del Noreste de Oaxaca en México.

McBIRNEY y BASS (1969) describieron bajo el nombre Formación El Tambor a una facies preponderantemente volcánica y correla-cionable con la serie Chuacús (o Grupo) que aflora al Este de Guatemala y al Norte de Honduras, constituida por una gruesa secuencia de "piedras verdes" provenientes de lavas básicas y sus tobas. Las relaciones faciales y tectónicas con la serie Chuacús las interpretaron de acuerdo con el esquema reproducido en la Fig. 1.

Una descripción resumida de las series metamórficas y la secuencia estratigráf ica paleozoica-mesozoica en el Este de los Altos Cuchumatanes de ANDERSON y otros (1973) apareció después de la publicación del presente trabajo, por lo que no pudo ser aprovechada.


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a.- PALEOZO I CO I N F E R I O R

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b . - F I N DEL P A L E O Z O I C O

Sedimentos del Mesozoic

s e d i m e n t o s P a l e o z o i c o s

Gj-anitos Pa leoze icos Plutooes

Loraml'dicos

c - Q U A T E R N A R I O

Fig. 1.- Relaciones esquemáticas de las rocas Pre-mesozoicas de Guatemala Central. (Según McBIRNEY y BASS 1969, Fig. 4).

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La edad de las series metamórficas puede ser definida por la superposición discordante del Grupo Santa Rosa no metamòrf ico , que pertenece al Pensilvánico. Otros datos aportaron las fechas radiométri -cas (McBIRNEY 1963; PUSHKAR 1968; GOMBERG, B A N K S y McBIRNEY 1968), obtenidas de circones detr í t icos que dieron una edad de 1075 ± 2 5 m.a. y para un granito, formado por granitizacion de meta-arcosas, (el Granito Rabinal), una edad de 345 + 2 0 m.a. De acuerdo con ello, McBIRNEY y BASS (1969, Pág. 273) f i jaron la fase anatexít ica del metamorfismo en'ei Devónico Superior, mientras V A N DEN BOOM (1972, Págs. 42-43) señaló la del carbonífero Inferior.

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De acuerdo con el estado que guardan nuestros conocimientos, la edad probable del material que se transformó en las series metamórficas varía del Cambrico al Devónico inclusive. Por consiguiente, DENGO y BOHNENBERGER (1969, Págs. 209-210) resumen con cautela la situación paleogeográfica, como sigue: "De este conocimiento fragmentario de las rocas metamórficas del Pre-Pensilvánico, y la extrapolación de las condiciones paleotectónicas postuladas para México (GUZMAN y DE CSERNA, 1963), se puede suponer que un ortogeosinclinal con lineamiento E-0 se extendió a través del Norte de América Central durante el Paleozoico Inferior y Medio. Como no existe evidencia de un cratón antiguo en el Sur de América Central, parece lógico suponer que existía un promontorio al Norte del ortogeosinclinal próximo a la posición actual de la plataforma de Yucatán. No es posible todavía establecer los límites entre los depósitos del augeosinclinal y del miogeosinclinal durante el Paleozoico Inferior. La serie de rocas, típica del eugeosinclinal, es la Formación El Tambor que aflora al Sur del Valle Motagua de Guatemala. La serie Chuacús es a lo menos parcialmente eugeosinclinal. Quizá las rocas miogeosinclinales están cubiertas por rocas más jóvenes en la parte meridional de la Península de Yucatán".

Sobre la extensión de estas geosinclinales y sus rocas sedimentarias hacia el Sur y el Este sólo pueden formularse conjeturas. Sin embargo, esquistos cristalinos también se reconocen en Honduras y Nicaragua (cotéj. Mapa Fig. 2), donde fueron descritos bajo diferentes nombres (ZOPPIS BRACCI 1957: Formación Palacaguina; DEL GlUDICE 1960: Esquistos de Nueva Segovia), pero de acuerdo con FIGGE (1 bien debe suponerse una edad mesozoica que paleozoica de e Por otro lado, la presencia de series clásticas, probablemente zoico Superior, en Honduras y Nicaragua habla en favor de sión de la orogenia paleozoica en estas regiones. Sin embargo ría hacia el Este, en el ámbito de las Antillas, de acuerdo ce metamórficas de Cuba y Jamaica; es tema de discusión au puede asegurarse de acuerdo con el concepto de KHU MEYERHOFF (1971, Págs. 19-36).

Para explicar el origen del basamento cristalino rn\(,||||||(^|||(]' existe, desde hace mucho tiempx), la suposición aún no comprobada de que las estructuras internas siguen el curso morfológico actual de las cadenas montañosas de América Central en un arco abierto hacia el Norte, de modo que las estructuras paleozoicas, mesozoicas y cenozoicas transcurren una tras otra en forma más o menos paralela. KESLER

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Fig. 2.- Bosquejo paleogeográfico del Pre-pensilvánico del Norte de América Central. (Según DENGO 1969, Fig. 2; DENGO y BOHNENBERGER 1969, Fig. 2, y KESLER 1971, Fig. 10).

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(1971) fue el primero en revisar esta suposición mediante la medición sistemática de estructuras en cuatro regiones diferentes entre la Sierra Madre del Sur de México y la Sierra de las Minas en el Norte de Guatemala, con lo que se comprobó que existen dos planos de "desgaste" de diferentes edades. Los planos axiales del plegamiento más antiguo y mucho más intenso, la esquistización correspondiente y los elementos lineares pertinentes, forman el subordinado arco abierto hacia el Norte (cotéj. Mapa, Fig. 2). De acuerdo con estos conceptos prevalece una curvatura hacia el Norte, que KESLER comprobó en el Este de la cadena montañosa y V A N DEN BOOM (1972, Pág. 17) en el Centro. El elemento más joven de importancia secundaria son los pliegues con planos axiales orientada N-S, los cuales se localizan en la vecindad de las grandes zonas de fallas de Guatemala, y según K E S L E R , indican qué movimientos a lo largo de estas zonas de fallas en el Paleozoico podían haber sido la causa del plegamiento transversal.

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Capas del neopaleozoico se encuentran en una franja delgada, que desde Chiapas atraviesa las cadenas montañosas Centrales de Guatemala y en los Montes Maya (cotéj. Mapa, Fig. 3), yacen discordantes sobre el paleozoico metamòrfico más antiguo y contienen en la base guijarros del montañoso basamento cristalino antiguo.

El neopaleozoico, que comprende al carbonífero Superior y al Pérmico Inferior (Pensilvánico hasta el Leonardiano), se divide generalmente en una serie clástica, denominada Grupo Santa Rosa, y una serie calcárea, la Formación Chochal. El Paleozoico de las Montañas Maya, que por mucho tiempo había sido subdividido en una Serie Maya Precarbonífera y una serie Macal carbon ífera-pérmica (DIXON 1955), de acuerdo con investigaciones más recientes de BATESON y HALL (1971), KESLER y otros (1971), HALL y BATESON (1972) y BATE-SON (1972), es un complejo de estratos, al que debe unirse con el Grupo Santa Rosa de Guatemala.

Las capas clásticas del Grupo Santa Rosa se interpretan como productos del desgaste, hasta llegar al aplanamiento o nivelación del orógeno del Paleozoico. DENGO y BOHNENBERGER (1969, Pág. 211) las señalan como "la cuña clástica" perteneciente al Ciclo Jaliscoense paleozoico. HALL y BATESON (1972, Pág. 954) hablan de "t ipo de molasa" en la región de las Montañas Maya, y lo comparan con el flysch de Guatemala. Entre ambas regiones se encontraba una zona de traviesas formada de vulcanitas acidas, el "Bladen Volcanic Member". De acuerdo con esta división, suponen que en la parte Norte existe un miogeosinclinal y en el Sur un eugeosinclinal.

En el Mapa de la Fig. 3 se sigue, en lo esencial, a LOPEZ RAMOS (1969 a y b), quien une la cuenca de sedimentación neopaleozoica de Chiapas y Guatemala a los geosinclinales paleozoicos de México Central. De acuerdo con el concepto de VINIEGRA (1971), un geosinclinal proveniente de Guatemala continuó por Chiapas en donde sufrió una flexión hacia el Norte, cruzando Tabasco en dirección al Golfo de México. Este geosinclinal estuvo limitado al Oeste por el cratón de Oaxaca. Se ha acordado en considerar al Macizo de Chiapas, como un límite meridional y a la vez área de suministro para la zona de depósitos terrígenos situada al Este. Las mismas condiciones se han encontrado al Sur de Guatemala y en Honduras. En el Norte se supone que la Plataforma de Yucatán es una región continental según los datos proporcionados por los pozos que atravesaron al Cretácico Inferior y a


Fig. 3.- Bosquejo paleogeográfico del Paleozoico Superior en el Norte de América Central. (Esencialmente según López Ramos 1969 a y b).

Es tema de discusión si el geosinclinal continúa hacia el este, dando por seguro que no terminó abruptamente en la entrada actual del Mar Caribe. Especialmente A.A. MEYERHOFF (1966 y en K H U D O LEY y MEYERHOFF 1971) ha aducido numerosas razones que le hacen suponer que la orogenia paleozoica de América Central, que afectó a los geosinclinales paleozoicos, tiene su continuación en las Crestas de Nicaragua y de Cayman, y que debe haber proseguido hasta Jamaica y al Este de Cuba, respectivamente. Empero, admite al mismo tiempo que este es uno de los problemas aún no resueltos en la geología

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los lechos rojos, probablemente de la Formación Todos Santos, que descansan inmediatamente sobre metamorfitas con edad radiomètrica de 290 ± 30 m.a (BASS y Z A R T M A N N 1969, cotéj. También V IN IEGRA 1971).

G E Ó L O G O S P E T R O L E R O S

JURÁSICO.

Después de un intervalo internriedio representado por la falta de un conjunto de estratos que corresponde al Pérmico Superior y al Triásico, y que se interpreta como una fase de peniplanación o nivelación continental, comenzó una renovada sedimentación en el Jurásico. Por de pronto, en el Norte de Honduras un delgado depósito de forma de artesa fue inundado de cuando en cuando y rellenado con finas areniscas y esquistos de la Formación Subjurásica El Plano (MILLS y otros 1967, Fig. 30). En el Jurásico Superior se encuentran difundidos ampliamente en todo el Norte de América Central y la continuación de México, conglomerados rojos continentales, areniscas y arcillas esquistosas de la Formación Todos Santos. Una mirada retrospectiva sobre la investigación iniciada por SAPPER (1894) y VINIEGRA (1971, Págs. 474-480), discutió la edad de la formación en su mayor parte exenta de fósiles. La Formación Todos Santos fue interpretada por MILLS y otros (1967) y por DENGO y BOHNENBERGER (1969) precedidos por GUZMAN y DE CSERNA (1963), como molasa postorogénica del ciclo tectónico paleozoico, (=Jaliscoenses) la cual llegó a sedimentarse en

de la región del Caribe. ARDEN (1969), en cambio, comprobó en un informe getieral sobre el desarrollo geológico de la Cresta de Nicaragua, que dentro de las cuencas del Golfo y del Mar Caribe no existen rocas más antiguas que las del Jurásico.

Ei Neopaleozoico del Norte de América Central está fuertemente defornnado en forma característica. Una determinación precisa de ia edad de la deformación no es posible, debido a que faltan el Pérmico Superior y el Triásico. Por eso, el Pérmico Superior o el principio del Triásico se suponen como la edad de la fase de la deformación a la cual, en las Montañas Maya, probablemente siguió una intrusión de granito triásica (206-213 m.a. según BATESON 1972, Pág. 962). Como consecuencia de los movimientos tectónicos neopaleozoicos, todo el Norte de América Central fue levantado por lo que no hubo depósitos marinos del Triásico. Se desconoce ta extensión de este bloque continental del Mesozoico Inferior en las regiones oceánicas actuales; por lo que noes posible hacer su cartografía. En la región del Mar Caribe, la discrepancia del concepto -continente hundido o suelo antiguo de mar profundo,-expfiesto en forma detallada por KHUDOLEY y MEYERHOFF (1971, Pág. 41-49), ya puede regir para el Triásico.

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ASOCIACIÓN MEXICANA DE

CRETACICO.

La transgresión mesozoica a través del Norte de América Cent ra l , alcanzó su punto culminante en el Cretácico Medio. De acuerdo con los trabajos de V INSON (1962), M I L L S y otros (1967) , DENGO y BOHNENBERGER (1969) y V I N I E G R A (1971), se originó la siguiente división: En el Norte yacía la plataforma de Yucatán, con una capa de roca en constante hundimiento. Al Sur de la plataforma se extendía la continuación Este del miogeosinclinal mexicano con su Centro en el Norte de Chiapas y el Peten. V INSON habla de una cuenca mesozoica-cenozoica, la "Cuenca Chapayal", a la que subdivide en la Plataforma de Yucatán, el anticlinal Libertad, la Cuenca Chapayal, y la Bahía

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depresiones y cuencas irrtramontanas. En la Mosquit ia , por ejemplo, se depositaron 500 m. de conglomerados de textura gruesa con cantos rodados volcánicos. En la Cuenca Ulua al Norte de Honduras dos depósitos en forma de artesas en la región de At ima y Taulabé recogieron 800 m. de sedinnentos clásticos ( M I L L S y otros 1967, Pág. 1769).

En Chiapas y en el Oeste de Guatemala se formaron en la época de la Formación Todos Santos en el Jurásico Superior, dos cuencas salinas, la más antigua durante e rOxford iano y la ot ra , durante ia parte superior del Jurásico Superior y Cretácico Inferior. Las cuencas se desplazaban desde el Noroeste hacia el Sureste, señalándose una transgresión, que de manera general se supuso como proveniente del Go l fo de México, pero que V I N I E G R A (1971 , Fig. 10) cree que proviene del Pacífico; no obstante se sigue apoyando la idea de que el Go l fo de México debió haber sido una placa continental plana, la cual fue invadida por el mar, desde el Sur a la Cuenca Sigsbee. A V I N I E G R A (1971) se deben los mapas geológicos detallados para el Pre-Kimeridgiano, el Kimeridgiano-Tithoniano y el Neocomiano Inferior de la región Sur de México y Guatemala. En la Fig. 4 se procuró reunirlos con los datos de M I L L S y otros (1967), sobre la región de Honduras. Sólo puede hacerse referencia a la discusión sobre la historia mesozoica del Gol fo de México (Ver V I N I E G R A 1971; W I L H E L M y EWING 1972). En todo caso, la transgresión indicada en las salinas, de donde probablemente haya venido, introduce un nuevo ciclo de sedimentación marina en el Norte de América Central, que, de acuerdo con DENGO y BOHNENBERGER (1969, Pág. 212) se efectuó en el geosinclinal del Norte de América del Centro perteneciente al ciclo tectónico mexicano.

fig. 4.- Мшрв paleogeográfico del Jurásico Superior

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Amat ique . En el Sur está í im i tada por el Macizo de Chiapas y una región montañosa o umbra l , que f u e r o n denominados por V I N S O N Geoanticl inal Nuclear de Amér ica Central ; por M I L L S y o t ros c o m o Antepai's Nuclear; V I N I E G R A lo consideró c o m o una t ier ra ant igua const i tu ida de rocas metamórf icas paleozoicas. A l Sur de esta región se f o r m ó en el Norte de Honduras y Nicaragua la Cuenca de Honduras fuer temente art iculada, que de m o d o general se ext iende de Este a Oeste como depresión in t racont inenta l , en ta cual debe dist inguirse la cuenca parcial de Jocotán , Ulua y Mosqui t ia . La Cuenca Honduras ten ía conexión hacia el Este con el Mar Caribe, y cabe suponer una u n i ó n tempora l con el Pací f ico, en el á m b i t o del G o l f o Fonseca y a través de la región de El Salvador (Calizas Metapán) . Hacia el Sur, ta Cuenca Honduras estaba del imitada por una t ierra f i r m e llamada " i n t e r i o r " en el ámbi to de Nicaragua, la cual a su vez, l imi taba con el Mar Caribe y su comunicac ión con el Pacíf ico. El Mapa de la Fig. 5 que representa ia paleogeografía del Cretácico In fer ior , t iene por base a esta d iv is ión .

La f o r m a c i ó n de la Cuenca Honduras se in ic ió en el A p t i a n o y alcanza su forma def in i t iva en el A l b i a n o . La secuencia marina de estratos que alcanza desde el A p t i a n o hasta el T u r o n i a n o , evidencia marcadas diferencias de facies en sedimentos pelágicos, facies de arrecifes, facies pre y pxjst arrecife y conglomerados de calizas. Los estratos son reunidos como Grupos Yojoa ( M I L L S y o t r o s 1967) . A fines del Turon iano se desplegaron para f o r m a r una serie de ant ic l inales que se extienden de Este a Oeste.

En la plataforma de Yucatán ha sido per forado Cretácico en espesores de hasta 3,CKX) m; en el Cretácico In fer ior c o n anh id r i t a y calcitas tobáceas; en el Cretácico Medio y Superior con calizas de depósitos cambiantes, do lomías y anhidri tas. La p la ta fo rma , de consiguiente, había sido un lecho de rocas de h u n d i m i e n t o c o n t i n u o . A l Sur de ello yacía en el Neocomiano Infer ior una cuenca salina que abarcaba desde el Este de Chiapas hasta Guatemala y^ Belice, la cual también recibió hasta más de 3 , 0 ( X ) m. de evapor i tasi Desde el Neocomiano Superior hasta el T u r o n i a n o , predominan en Guatemala calizas y dolomías pobres en fósiles de la Formación Cobán, que se ext ienden sobre amplias partes del Norte de Amér ica Central y señalan el p u n t o culminante de la transgresión del Cretácico Medio. En la pendiente , las calizas Cobán pasan a las calizas ricas en f o r a m i n í f e r o s y rudistas de la Formación Campur senoniana, cuya extensión actual está l imi tada a la región al Norte del Valle Polochic, indicando con el lo probab lemente la

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^ig. 5.- Mapa paleogeográfico del Cretácico Inferior


392

regresión del Cretácico Superior.

Una cadena de levantannientos que se extendía desde el Macizo de Chiapas, a través de las actuales cadenas montañosas cristalinas hacia el Este, delimitaba una región marina del Sur, en la cual, según V I N I E G R A (1971, Pág. 490) se encontraban aguas profundas de mar abierto con sedimentos de calizas, turbiditas, vulcanitas y rocas volcano-clásticas.

En la parte superior del Cretácico Superior se iniciaron movimientos tectónicos, que perduraron hasta en el Terciario Inferior, a los que se relaciona con la Orogénesis Laramídica. Estos movimientos cambiaron fundamentalmente la distribución de tierra f i rme y mar y así las relaciones de las facies.

En Guatemala y Chiapas se verificó la formación de una antefosa en el borde Norte de la tierra f irme central que se iba levantando. En ella fueron depositados calizas conglomeráticas, arenitas calcáreas, esquistos rojos y pardos a los que VINSON (1962) separaba como formaciones Chemal y Sepur del Campaniano, mientras BONIS (1969) las reunió en una sola, a la que denominó Formación Sepur, extendiéndola hasta el Terciario Inferior. Según él, sólo la parte del Cretácico Superior alcanza un espesor de 1,500 m., pero la formación excede de 3,000 m. Hacia el Oeste se continúa la facies clástica que corresponde a la Formación Ocozocuautia de Chiapas. Los estratos con frecuencia yacen discordantes sobre el Cretácico más profundo, sin embargo, se supone que en parte también provienen del mismo en forma continua. Abundantes guijarros y cantos rodados de la Formación Campur indican intensa erosión de las regiones de sedimentación actuales.

En el Norte de Peten y en la Península de Yucatán, la formación de sedimentos calcáreos y evaporíticos, con espacios intermedios locales sin interrupción de sedimentación, se continúa hasta el Cretácico Superior y el Terciario Inferior. Con ello queda indicada una estructuración o eslabonamiento Norsureño en plataforma de lecho de rocas, antefosa y zona de elevación del orogénico (cotéj. Mapa. Fig. 6) .

El desarrollo de la Cuenca de Honduras en el Cretácico Superior es descrito por MILLS y otros (1967) como sigue: En el Turoniano comenzaron intensos movimientos tectónicos, mediante los cuales las

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f / i j . 6." Mapa paleogeográfico del Cretácico Superior


TERCIARIO.

Los movimientos orogénicos que se inician en el Cretácico Superior, según DENGO y BOHNENBERGER (1969, Pág. 213) perduraron hasta el Terciario Inferior y alcanzaron su punto culminante en el Eoceno Inferior. Se verifican juntamente con movimientos de corteza muy activos en la región de las Antillas y en el Sur de América Central. Sin embargo, todavía falta una correlación precisa de faces individuales, en tanto esta fuese posible. Los sedimentos del período Cretácico del Norte de América Central, fueron plegados en forma intensiva e imbricados hacia el Norte. La intensidad de los plegamientos fue mayor en el borde de la antefosa menor en el interior y más débil en la plataforma de Yucatán. En el transcurso morfológico de las cadenas montañosas del Peten y Verapáz, las que describen un arco abierto hacia el - Norte, se reflejan las estructuras internas. En un mapa de relieves en gran escala de Guatemala el cual, en otros, se exhibe en el aeropuerto de la capital de Guatemala, las estructuras destacan en forma eminente.

Consecuencia de la orogénesis y el levantamiento relacionado con ella, fue el retroceso del mar hacia el Norte, el cual durante el Terciario sólo de cuando en cuando y en forma limitada transgredía todavía en el Norte de América Central, mientras la Península de

rocas sedimentarias de la cuenca fueron plegadas en anticl inorios paralelos al antepaís, que se extendían de Este a Oeste. La intensidad de los plegamientos de acuerdo con los perfiles es considerable; en las regiones de Ulua y Olancho Central se verificaron empinados empujes en dirección Norte. Simultáneamente se produjo una extensa elevación en el Norte de América Central e interrupción de la sedimentación, hasta que se inició una sedimentación de molasa postorogénica con el Grupo Valle de Angeles, que desde el Cretácico Superior llegaba hasta el Mioceno. Sus sedimentos rojos están muy difundidos y , especialmente en los flancos de los anticlinorios, alcanzan espesores de hasta de 1,000 m. En las Montañas San Juancito y las partes Noroestes del lecho de rocas Mosquitia se verificó una actividad volcánica, cuyos productos de movimientos telúricos se vuelven a encontrar en los conglomerados del Grupo Valle de Angeles. Una representación de los detalles en el mapa de Cretácico Sufierior de acuerdo con los sustratos no es posible todav ía.

394

GEÓLOGOS PETROLEROS Yucatán y Tabasco unidos a la misma, subsistieron ampliamente como región marina.

En el Paleoceno, Guatemala fue tierra firme y erosionada hasta una peniplanicie. En Yucatán, en cambio, con frecuencia ha sido perforado el Paleoceno (BUTTERLIN y BONET, 1966), asf como en el Este de Chiapas ( V I N I E G R A 1971, Figs. 5 y 7). En cambio falta en la Cuenca de Macuspana-Campeche. En el Norte de Honduras se produjo al final del Cretácico una transgresión en la Cuenca Ulua, en la cual fueron depositados durante el Eoceno hasta 350 m. de lutitas negras y calizas margosas de la Formación Esquías. También la parte Este de la Cuenca Mosquitia siguió siendo región marina, en tanto que su porción Oeste emergió (M ILLS y otros 1967, Pág. 1775). Donde la tierra firme centroamericana limitaba con el Pacífico, sigue ignorándose todavía. El Terciario Inferior marino en el lado Pacífico, sólo se conoce del Sur de América Central, las regiones del Pacífico de Guatemala y El Salvador son vulcanitas terciarias y cuaternarias y cubiertas por sus productos de derribo. El trazado de los límites en los mapas (Figs. 8-11) se apoya en el l ímite actual de corteza continental y oceánica.

En el Eoceno Inferior, la antefosa en el Norte de Guatemala (ia Cuenca Chapayal en el sentido de VINSON (1962), que en el Cretácico Superior había sido zona de depósito del Grupo Verapáz, otra vez se había hundido tanto que fue inundada y se podía convertir en zona de depósito del Grupo Peten de unos miles de metros de espesor. Este depósito fue subdividido por VINSON (1962, Págs. 442-448) en una serie de formaciones de facies diferentes: Las formaciones Cambio, Reforma y Toledo constituidas de lutitas, son sedi. cuenca más profunda en la antefosa, la Formación carbonática y la Formación Toledo carbonática-sulfáti rocas en la plataforma de Yucatán. A partir del Eo verificó levantamiento y regresión, que también abarcó I Yucatán y originó un hiato que afectó hasta el Oligocenc el área de la llanura de la Costa del Golfo siguió si sedimentación marina. También en el Norte de Hond retiró al final del Eoceno de la Cuenca Ulua, la Cuen conservó en su parte Este como región de hundimiento durante el Terciario y Cuaternario subsiguientes.

En el Oligoceno Superior se verificó en el Oest Este de Chiapas el depósito local de algunos cientos

ASOCIACION MEXICANA DE

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conglomerados terrígenos, y- también en Honduras se depositaron en el transcurso del Terciario, en cuencas aisladas, sedimentos rojos del Grupo Valle de Angeles.

En el Mioceno Inferior, irrupciones en la continuación Oeste de la artesa Bartlett, condujeron a una invasión en la región de la Bahía Amatique con la desembocadura del actual Río Dulce, donde fueron depositadas calizas de arrecifes en espesores de hasta 1,000 m. También en la península de Yucatán, el 'mar transgredió por úl t ima vez en el Mioceno Superior, de modo que las calizas de ia Formación Carril lo Puerto que llegan hasta el Plioceno, recubren extensas regiones de la Península. (BUTTERLIN y BONET 1966).

En el Plioceno, las grandes fosas tectónicas, que atraviesan el país montañoso de Guatemala, fueron llenadas con los depósitos clásticos de la Formación Armas y Herrería de más de 2,000 m. de espesor. En parte son continentales y en parte contienen todavía faunas marinas.

Durante las transgresiones que en el Terciario sólo alcanzaban regiones marginales, el núcleo del Norte de América Central fue tierra f irme, en la cual se inició en el Oligoceno un vulcanismo extremadamente fuerte. Fue el objeto de investigaciones sistemáticas de McBIRNEY y W I L L I A M S (1965) y W I L L I A M S y McBIRNEY (1969). El movimiento de tierras comenzó con latiandesitas, que en forma preponderante llevan cuarzo (PICHLER y WEYL 1973) y alcanzó en el Mioceno su punto culminante con la irrupción de aproximadamente 10,000 kilómetros cúbicos, preponderantemente de ignimbritas. Con sus capas horizontales dominan a lo lejos el panorama de Nicaragua y Honduras y, en este sentido, son también un elemento de la Paleogeografía. En contraste impresionante con ello, se encuentra la cadena de los volcanes cuaternarios que acompañan al Pacífico, la cual se extiende hasta el interior de Costa Rica y representa un eslabón de ambas partes de América Central. Sus relaciones tectónicas fueron investigadas por DENGO, BOHNENBERGER y BONIS (1970); su posición en la construcción de cortezas y su desarrollo petrográf ico-químico por McBIRNEY (1969) y PICHLER y WEYL (1973).

La prueba de huellas glaciaricas cuaternarias es reciente en los Altos Cuchumatanes, que fueron supuestas primero por E N J A L B E R T , comprobadas después por ANDERSON (1968, 1969) y más tarde

GEOLOGOS PETROLEROS

confirmadas y levantadas en mapas por HASTENRATH (en impresión). Una breve referencia también puede encontrarse en ANDERSON y otros (1973, Pág. 816).

EL SUR DE A M E R I C A CENTRAL.

A la parte Sur de América Central corresponden la parte Suroeste de Nicaragua, Costa Rica y Panamá. En el Norte, el l ímite o zona de transición, respectivamente, al Norte de América Central está oculto por la superposición con vulcanitas terciarias y cuaternarias. McBIRNEY y W I L L I A M S (1965) ya incluyeron transgresiones de sedimentos mesozoicos (?) y lavas básicas alcalinas en el Noreste de Nicaragua, en la secuencia de estratos del Sur de América Central, mientras DENGO, LEVY , BOHNENBERGER y CABALLEROS (1969) la clasifican en la secuencia de estratos del Norte de América Central. En el Sur de Panamá se continúan secuencias de estratos y estructuras en la región de la Cordillera Costera y Cordillera Occidental Colombianas (CASE y otros 1971).

CRETÁCICO.

Las rocas más antiguas conocidas al Sur de América Central, son una secuencia de lavas basálticas submarinas y magmatitas básicas subefusivas intercaladas con rocas piroclásticas, sedimentos vulcanóge-nos, esquisto arcilloso, radiolaritas, calizas silíceas y calcitas. La presencia principal de estas rocas se encuentra en la Península Nicoya costarricense, por lo cual fueron llamadas Complejo Nicoya. Otras existencias siguen en las penínsulas pacíficas de Costa Rica y Panamá. Las cadenas montañosas panameñas al Este de la Zona del Canal, de acuerdo con los conocimientos actuales, si bien defectuosos, están formadas de series rocosas correspondientes (DENGO y otros 1969, CASE y otros 1971) y sirven de transición con ello a las formaciones Diabas del Mesozoico Superior, en la secuencia de las cordilleras del Oeste de Colombia y Ecuador (GOOSSENS y ROSE 1973; PICHLER, STIBANE y WEYL 1974). En el Norte termina su aparición con la península Santa Elena y el inicio de la costa no articulada de Nicaragua.

Los basaltos, que con frecuencia están segregados en almohadillas, concuerdan en su quimismo ampliamente con toleítas oceánicas

397


398

(WEYL 1969, 1972). Los sedimentos pelágicos intercalados en ellos y la ausencia de sedimentos de origen continental, condujeron a la concepción de que el Complejo Nicoya representa suelo oceánico (HENNINGSEN y WEYL 1967; DENGO 1968, 1969). Para ello se supone que islas volcánicas podían haberse extendido quizá en un arco abierto hacia e! Noreste, entre la tierra f irme del Norte de América Central y la artesa de sedimentación del Oeste andino (LLOYD 1963; DENGO 1968), sin poderse precisar la posición en forma más detenida.

Hacia el Noreste continuaba el vulcanismo submarino en la región de la actual Cresta Nicaragua y contr ibuyó en forma esencial a la construcción de la cresta (ARDEN 1969).

La edad del complejo Nicoya, según el concepto de DENGO, varía del Jurásico al Cretácico, mientras HENNINGSEN (1966 a y b demostró que contenía microfauna del Campaniano hasta el Maestrichtiano, FISHER y PESSAGNO (1965) también pudieron incorporar series rocosas similares al Complejo Nicoya del Noroeste de Panamá, la Formación Changuinola, en el Campaniano hasta el Maestrichtiano Inferior y una determinación radiomètrica de edades (BARR y ESCALANTE 1969), dio una edad absoluta de 72.5 millones de años. Si todos estos datos señalan hacia la edad del Cretácico Superior del Complejo Nicoya, entonces no debe excluirse sin más ni más una edad más elevada de las partes más profundas, pero esto requiere todavía la prueba correspondiente. Para la edad más elevada, especialmente DENGO (1968, Pág. 28) hizo valer que entre el Complejo Nicoya, descrito y denif ido por él, y el Cretácico Superior de edad micropaleon-tológicamente más elevada con la Formación Sabana Grande en el Noroeste de Costa Rica y la Formación Changuinola del Noreste de Panamá, existe una discordancia.

Un problema decisivo no es afectado por la controversia sobre la precisa posición de edades: ¿Qué se encuentra debajo de las rocas del Complejo Nicoya, o sea, cómo debe explicarse que un Mesozoico y Paleozoico más antiguos faltan al igual que rocas cristalinas del t ipo de corteza continental, en tanto se prescinde de los granitos terciarios? Estos sólo vuelven a aparecer otra vez en la Sierra Nevada de Santa Marta y en la cordillera central de Colombia. Los conceptos de la tectónica de placas y la deriva continental podrían ofrecer una solución, según los cuales ambas placas continentales americanas habrían yacido muy juntas hasta el Jurásico y sólo comenzaron a derivar y a separarse a

GEOLOGOS P E T R O L E R O S

TERCIARIO.

El desarrollo ulterior del Sur de América Central en el Terciario está caracterizado por la formación de numerosas cuencas de sedimentación, un intenso vulcanismo submarino e insular y por la elevación del eje montañoso del istmo desde el Mioceno. WOODRING (1960) y después de él DENGO (1968) esbozaron las cuencas principales, su representación y concepción en la base del mapa de la Fig. 7; empero, WOODRING (1966 a y b) señaló que estas no son idénticas con la difusión actual de sedimentos del Terciario o concuerden con la distribución actual de las montañas y regiones de tierras bajas.

Sobre el desarrollo postcretácico del Sur de América Central existen numerosos datos del Sur de Nicaragua y Costa Rica, mismos que se deben especialmente a la exploración petrolera en estas regiones. Mucho más escasos son los datos provenientes de Panamá. El desarrollo muy diferente de las aisladas regiones, es decir, las cuencas, hace parecer razonable una clasificación regional de la representación, cuya sinóptica se está procurando en los mapas del Terciario (Repr. 8-1 1).

partir del Jurásico Superior. FREELAND y DIETZ (1971) han desarrollado para ello un modelo muy evidente.

Al igual que el Norte de América Central, también el Sur es escenario de activos movimientos de corteza laramianos. Las rocas del Complejo Nicoya, en tanto plegables, están plegadas en forma intensiva, los basaltos cizallados, en parte esquistosos y cloritizados. El plan de construcción, de acuerdo con los datos reunidos hasta ahora, se desvía considerablemente del Cenozoico (DENGO 1962a, HENNINGSEN y WEYL 1967). La Formación Sabana Grande del Noroeste de Costa Rica que pertenece al Campaniano hasta el Maestrichtiano, de acuerdo con DENGO yace discordante sobre el Complejo Nicoya. Por su parte está superpuesta en forma discordante por la Formación Rivas del Cretácico Superior, mientras que en extensas partes del país entre el Complejo Nicoya y un Eoceno Medio de transgresión se encuentra un hiato. Este señala una extensa elevación de grandes partes del Sur de América Central y una formación de mayores regiones insulares, mismas que hicieron posible un intercambio de faunas continentales al final del Cretácico y el principio del Terciario (SIMPSON 1966, THENIUS 1972).

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A S O C I A C I O N M E X I C A N A DE

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3 0 0 km.

F/g. Z- Areas principa/es de formaciones marinas de/ Terciario de América Centrai. (Según WOODRING 1960 y DENGO 1968, Figs. 8 y 11).

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GEÓLOGOS PETROLEROS

COSTA RICA.

A los movimientos tectónica del Cretácico Superior sigi regresión en la región costera del Pacífico de Costa Rica, de me el área de sedimentación de! Paleoceno quedó limitada aquí a ur abierta hacia el Sureste en la región del actual Valle Tempisquf parte Central de Costa Rica, la cual está ocupada hoy día por la montañosa de la Cordillera de Talamanca, en cambio, se formó i de sedimentación marina, misma que hacia el Noroeste llegó región costera del Pacífico de Rivas, Nicaragua, y que hacia el puede seguirse hasta la región costera del Atlántico de Pana Nicaragua, esta fosa recibió hasta 8,000 m. de sedimentos te (ZOPPIS y DEL GlUDICE 1958). En la región l imítrofe costar panameña, RIVIER (1971) señala 6,000 m. de rocas sedimenta abarcan desde el Cretácico Superior hasta el Eoceno. Para la Ce Talamanca actual y la cordillera del litoral del Pacífico, las ci

NICARAGUA.

A lo largo de la costa del Pacífico, en la región de la fosa de Nicaragua y del Río San Juan, y con ello abarcando las tierras bajas atlánticas de Costa Rica, sobre el zócalo del Complejo Nicoya, si bien sólo abierto en Guanacaste, ya se había desarrollado en el Cretácico Superior más alto una cuenca de sedimentación, fosa de Nicaragua, la cual, de acuerdo con la concepción de ZOPPIS y DEL GlUDICE (1958) siguió subsistiendo hasta en el Mioceno y que recibió un relleno de+ 8,000 m. de sedimentos en su mayor parte clásticos y , con frecuencia, de toba volcánica. Estos sedimentos fueron plegados antes del Plioceno, pues el Plioceno yace en la región costera del Pacífico con la formación marina El Salto en forma discordante y muestra una inundación marginal. El hundimiento de la fosa de Nicaragua no resulta posible fi jar con precisión en lo temporal. Se supone que se verificó a continuación de las grandes irrupciones de ignimbrita. En su depresión penetró ei mar desde el Mar Caribe en forma de un largo canal, mientras su lado pacífico se levantó quedando con ello interrumpido aquí, la comunicación interoceánica en el Plioceno. Este concepto formulado por L L O Y D (1963, Pág. 96) sin argumentación más detallada, encuentra su confirmación paleontológica en la diferenciación de la fauna marina de moluscos del Plioceno a ambos lados del istmo (WOODRING 1966 b). Evidencias geológicas no se habían hecho asequibles.


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grandes partes están formadas por areniscas y lutitas de toba calcárea eocenas hasta miocenas, sin embargo, no se dispone de datos más precisos respecto a los espesores, pero también éstos deben ser considerables. HENNINGSON (1966 a) señala que en la Cordillera Costeña del Pacífico se encuentran, por lo menos, 1,000 m. tan sólo para el Eoceno Medio y Superior.

La cuestión de la procedencia de series de rocas sedimentarias tan gruesas, preponderantemente clásticas, fue investigada en forma detenida por HENNINGSEN (1966 a) en base a investigaciones de minerales pesados, ia medición de la orientación de los granos y orientación de restos fósiles. De acuerdo con ello podría darse por seguro que el transporte de materiales se verificó desde el Sur o el Suroeste, es decir, aquellas regiones que hoy se encuentran en el Pacífico y para las cuales en las reconstrucciones paleogeográficas de L L O Y D (1963) y DENGO (1968) se supusieron que fueron islas volcánicas durante el Cretácico Superior y el Terciario Inferior.

Mientras las rocas del Eoceno Inferior y Medio son altamente tobáceas, en el Eoceno Superior predominan calizas, que en parte son ricas en foraminíferos grandes y, en parte, representan formaciones arrecifales. De acuerdo con RIVIER (1971) estas facies alcanzaron su desarrollo principal en el borde Suroeste de la fosa de sedimentación, es decir, en el espacio de la actual cordillera costeña del Pacífico, la cual también lleva por eso la denominación local de "Fi la de Cal".

El Oligoceno está caracterizado por la transición de facies netamente marinas a facies de albufera (lagoonal). En el Oligoceno Inferior considerado como tectónicamente tranqui lo, dominan en todo el espacio de Costa Rica facies marinas. A partir del Oligoceno Medio es dable constatar una diferenciación. En la parte Central de Costa Rica el mar no parece haber estado tan extenso como en el Eoceno, y probablemente la comunicación con la fosa en Nicaragua fue interrumpida por la elevación de un mayor bloque insular en el Noroeste de Costa Rica (Guanacaste). En la región litoral del Pacífico de Costa Rica (Cordillera Costeña), lutitas oscuras con pirita representan sedimentaciones de una cuenca semieuxínica, la cual fue separada del Mar Atlántico abierto por primeras zonas de elevación en el espacio de la Cordillera de Talamanca. El material de las rocas sedimentarias, según HENNINGSEN (1966 a, Pág. 38), antes como ahora proviene de una región de suministro situada en el Oceano Pacífico actual.

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F / 3 . / 0 . - Mapa paleogeográfico del Oligoceno Superior y del Mioceno Inferior


Mientras DENGO (1962 b, Pág. 157; 1968, Fig. 11) en el Oligoceno ya supuso una formación insular inicial y el levantamiento del eje central de Costa Rica, HENNINGSEN (1966 a, Pág. 55) tuvo la impresión de que la Cordillera de Talamanca está formada esencialmente por rocas sedimentarias precisamente del Oligoceno, lo cual encuentra una confirmación en el mapa sinóptico geológico de Costa Rica (DONDOLI y otros 1968). Según él, el levantamiento de la Cordillera sólo se inició en el Mioceno posterior. A q u í parecen concillarse las explicaqiones de RIVIER (1971) cuando observa que en la zona central de Costa Rica en el Oligoceno cabe suponer una traviesa submarina con formación local de arrecifes. De acuerdo con él, en el Mioceno Superior se inició el levantamiento enérgico de la cordil lera, acompañado de un hundimiento igualmente enérgico de la región litoral atlántica y formación de la Cuenca Limón del Neo-Terciario. Esto condujo a una renovada comunicación marina con la Cuenca de Nicaragua y otra ulterior a través del actual Valle Central de Costa Rica con sus rocas sedimentarias marinas del Mioceno.

KRUCKOW (en impresión) ha sometido a una revisión las rocas sedimentarias del Mioceno de Costa Rica y llega a la conclusión deque hasta en el Mioceno Medio se extendía un canal marino con profundidad de agua máxima de 100 m. a través del actual Valle Central, que estaba limitado en el Norte por cadenas de colinas en el ámbito de la Cordillera de Tilarán, en el Sur por la Cordillera de Talamanca que entonces estaba elevándose. En un cálculo aproximado de la cuota de elevación a partir del Mioceno (20 mio. a) llega a las siguientes cantidades anuales, suponiendo un levantamiento uniforme.

En el Mioceno Inferior las condiciones de sedimentación se mantuvieron iguales: En el espacio de la actual Cordillera de Talannarica se encuentran rocas sedimentarias neríticas, en la zona litoral At lánt ica rocas sedimentarias pelágicas. Hacia fines del Mioceno Inferior se verificó otra vez un ahondamiento del mar con microfauna pelágica (RIVIER 1971).

El Mioceno Medio yace discordante sobre las rocas erosionadas y niveladas del Oligoceno Supefior y del Mioceno Inferior. Las rocas sedimentarias varían de epineríticas hasta parálicas con intercalaciones de arrecifes, por un lado y lignitos, por el otro . Es de suponer que con ello queda indicado el inicio de la conversión terrigena de la Cordillera de Talamanca, sobre cuyo principio difieren las opiniones.

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Valle Central en Cartago 0,075 mm.

Valle Central en Desamparados 0,095 mm.

Cordillera de Talannanca (Escazú) 0,116 m m .

Cordillera de Talamanca (Chirripó) 0,152 m m .

Después de la comprobación de varios sistemas de terrazas en los grandes ríos (Río Reventazón y Río Barranca) esta elevación seguramente no se verificó en forma continua sino por etapas. Empierò, la cuota de elevación total concuerda muy bien con ta etevadón en ia región del Este de Panamá donde, según los datos de B A N D Y y CASEY (1973) se puede determinar una cuota promedio de 0,20 mm/año .

En el Plioceno sigue otra elevación fuerte de la Cordil lera de Talamanca, cuya erosión produjo los conglomerados bastos de la Formación Suretka. Hasta en las regiones marginales en el Norte de Limón y en la Costa del Pacífico, Costa Rica era ahora tierra f i rme.

V / 1 Su desarrollo ulterior se refleja en ta morfología y en los sediv i V terrestres más jóvenes poco investigados todavía. Restos ex ten-

oeniplanicies situadas a diversas alturas, actualmente, tanto en la M-a de Talamanca, como en la Sierra de Tilarán señalan hacia ; más prolongados de una relativa quietud tectónica en el Plioce-e pudieron conducir a la formación de un relieve plano de ción. Sólo hacia fines del Plioceno y durante el Pleistoceno se el levantamientojle[asjTnonteñ^ sierras actuales, preponderan-Ì a lo largo de las fallas en dirección NO/SE, y subsiguiente más fuerte' En el Neopleistoceno probablemente se alcanzó la

Itura sobre el nivel del mar de la cordillera de Talamanca, puesto ¿Jlié su región de las cumbres lleva huellas de una formación de ventisqueros de la era glacial (WEYL 1956, HASTEN RATH 1973). La formación de fallas y el levantamiento están acompañados por el hundimiento de la fosa de Nicaragua en el Norte y por la reactivación del vulcanisnno en su flanco Suroeste en la Cordillera de Guanacaste y en la Cordillera Central.

PANAMA.

Menos conocidas aún queen Costa Rica son las condiciones en

GEOLOGOS PETROLEROS - _

409

Panamá, cuanto más que muchos de los datos elaborados por compañías petroleras permanecen sin publicar. Así resulta comprensible que probablemente el mejor conocedor del Terciario de América Central, W.P. WOODRING (1960, Pág. 310) se expresó en forma extraordinariamente escéptica respecto a eventuales ensayos de reconstrucción de la Paleogeografía: "Los contornos de las áreas de rocas marinas no coinciden con los contornos de las cuencas, las cuales siguen siendo desconocidas. En mérito a las similitudes de fauna, resulta razonablemente seguro que las áreas de Bocas del Toro, Panamá Central, y Darién, son partes de uria cuenca". Este concepto corresponde al mapa publicado y revisado simultáneanr>ente por él de las cuencas de sedimentación terciaria en su extensión actual, y que aceptara DENGO (1968, Fig. 11). Más reservada aún es la declaración de WOODRING (1966 a, Págs. 43-45): "La geografía terciaria de Panamá no será conocida hasta que la historia estructural sea mejor comprendida y hasta que se realicen estudios de la fuente y dirección del transporte de los detritos en las formaciones. Uno cree que es cierto. La distribución actual de tierra y mar y la distribución actual de tierras bajas y montañas, no puede ser usada conno una guía para la geografía del Terciario". Y en la versión en español de su conferencia pronunciada en San José en 1965, agrega: "Cualquier paleogeógrafo que presentara un puente continental como una curva angosta en forma de S estaría expuesto al r id ículo".

Si a pesar de esta advertencia en los mapas se hace el intento de presentar a lo menos una idea aproximada de la distribución de tierra firme y mar, entonces se hace esto en el interés de una comprensión de las relaciones mayores y, especialmente, también como posibilidad de una discusión sobre relaciones biogeográficas.

Como partida,para el Paleoceno sirve para ello con excepción de la región l imítrofe panameña-colom 1970) hasta ahora no se han dado a conocer ningum Paleoceno o Eoceno Inferior desde Panamá. Sólo en la de Costa Rica, en el Río Lari, FISHER y PESSAGNO ( ron sobre el Cretácico Superior calizas de edad del Pal Eoceno Medio. Brechas con microfósiles restaurados c interpretan en el sentido de que en una región vecina el una intensa erosión. Como otro indicio debe evaluarse del Canal la Formación Gatuncillo del Eoceno Medio sobrepuesta en forma discordante al complejo basal. a. ello parece suponer que extensas partes de Panamá en seguimiento a la

ASOCIACIÓN MEXICANA DE orogénesis del final del Cretácico, fueron de tierra f i rme durante el Paleozoico. Una mayor región de tierra f irme como la que se encuentra entre el Mar Caribe y el Pacífico, también debe ser exigida por la geografía animal, si se quiere sostener el concepto de una primera inmigración de mamíferos primitivos de América del Norte a América del Sur en el cambio del Cretácico al Terciario a través de América Central (SIMPSON 1966, PATTERSON y PASCUAL 1968, THENIUS 1972).

Por Otro lado, el análisis de microfaunas de la región l imí t rofe pananneña-colombiana por BANDY (1970, Pág. 187) ha demostrado que en este espacio desde el Paleoceno hasta el Eoceno había sido depositado un ciclo de sedimentos de agua profunda, lo cual al mismo tiempo significaba una comunicación oceánica abierta. A ello corresponde la indicación de CAMPBELL (1968, Pág. 255) de que el geosinclinal Sinú-Atrato con un relleno de 10,000 m. del Terciario en el Paleoceno no deja reconocer ninguna tierra anterior occidental.

En un trabajo aparecido durante la impresión del presente, BANDY y CASEY (1973), subsiguiente a BANDY (1970), prosiguieron con el desarrollo de las relaciones faciales y probables profundidades marinas en el Este de Panamá y lo representaron en una curva batimétri-ca. Según esto dominaron hasta el Eoceno profundidades oceánicas que se supone fueron de 4,000 m. En el Eoceno y el Oligoceno comenzó un ligero levantamiento del suelo marino y a partir de Mioceno la formación de la "Cresta Panamá", por la cual en el Plio-Pleistoceno la comunicación interoceánica fue interrumpida definitivamente (hasta la abertura de un canal sin esclusas -el autor-).

En el Eoceno Medio justificado por la Formación Gatuncil lo en transgresión, se inició un intenso hundimiento de la región central de Panamá, y también en Darién, Tonosi, Chirique y probablemente Bocas del Toro están comprobados el Eoceno Medio y Superior (WOODRING 1960, Pág. 312). Mientras en la zona del Canal dominaba un ambiente nerítico, después de las microfaunas sobrevinieron, por de pronto , algo hacia el Este condiciones abisales. Hacia la pendiente es dable registrar una disminución de la profundidad de agua (BANDY 1970, Pág. 184). En el Oeste de Darién, donde el Eoceno alcanza 1,500 m. de espesor, radiolarios en el Eoceno Medio también atestiguan un ambiente abisal, mientras en el Eoceno Superior siguen faunas neríticas. En la región l imítrofe hacia Colombia, en cambio, parece faltar el Eoceno Superior,

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lo cual encuentra su explicación con la ausencia de sedimentación o aplanamiento ( B A N D Y 1970, Pág. 187).

TERRY (1956) resumió sus conceptos de la paleogeografía eocena en el sentido de que una extensa transgresión se verificó sobre un terreno construido por rocas volcánicas. La Provincia Darién, de acuerdo con su interpretación, se encontraba completamente inundada, mientras en el Oeste de Panamá las regiones de Coclé y Veraguas permanecían emergidas en forma preponderante.

La idea de una extensa inundación de Panamá concuerda muy bien con la de Costa Rica, la cual en el Eoceno también fue preponderantemente espacio marino. La idea también concuerda con los conceptos de la geografía animal, misma que para el Eoceno debe suponer una separación total de la fauna mamífera de América del Sur.

La reconstrucción de CAMPBELL (1968, Pág. 253), quien en la región marginal del Pacífico de Darién, indicó una gran y larga extensión terrestre que quizá sigue a la morfología actual, de acuerdo con ello no debería interpretarse para la parte inferior del Eoceno Superior, sino posterior.

Según B A N D Y (1970), el ciclo de hundimiento y sedimentación en el Eoceno Superior y el Oligoceno Inferior, siguió una fase de elevación señalada por sedimentos marinos de aguas poco profundas, sedimentos límnicos y brechas de erosión. A ella corresponde una ola de inmigración de primates y rodentios a América del Sur, que deben haber atravesado el istmo como "Island hoppers" en el sentido de SIMPSON. Sobre la posición de las islas sólo resultan posibles datos inseguros. T E R R Y (1956, pág. 35) observa que en el Oligoceno las Islas Perlas en la Bahía de Panamá, el litoral de la Bahía de San Miguel y la región central de Panamá, desde la zona del canal hasta la Bahía Monti jo, fueron los centros más importantes de actividad volcánica y que en la región nombrada en últ imo término, las vulcanitas están entremezcladas con lignitos y otros sedimentos terrestres.

Un nuevo ciclo de sedimentación siguió desde el Oligoceno Medio hasta el Mioceno > Medio. Sus sedimentos son dables encontrar en todas las regiones del Terciario de Panamá, sin embargo, en el Oeste todavía no están diferenciados mayormente. Aquí parecen predominar en el lado del Pacífico masas de extracción volcánica con intercala-


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ciones marinas, salobres y ligníticas, mientras en el Norte, en la región del Terciario de Bocas del Toro, existen el Oligoceno Superior Marino y el Mioceno Inferior en continuación de la región del Terciario Costarricense con la Formación Uscari.

No se sabe hasta donde ya se manifestaba el eje central orogénico de la Cordillera Talamanca.

En la zona del canal, las condiciones son muy diferentes: En la región de Gatún, el ciclo de sedimentación está representado por la Formación Caimito del Oligoceno Superior, hasta el Mioceno Inferior con facies de aguas poco profundas. La Formación Culebra del Mioceno Inferior también contiene faunas de aguas poco profundas y formas de agua salobre (WOODRING 1960, págs. 315-316), la Formación Cucaracha que sigue es l imnít ica y aportó una fauna de mamíferos importante para la Paleogeografía (véase más abajo). La siguiente formación más joven, la Formación La Boca, en cambio es de nueva cuenta una roca sedimentaria de aguas profundas.

Al Oeste de la Falla L imón, que debió haber sido de importancia decisiva para la Paleogeografía en la región central de Panamá, y en el Darién, el ciclo de sedimentación del Oligoceno-Mioceno está representado por las Tobas del Pacífico de 1,500 m. de espesor predominantes en el Sur, y en el Norte por la Caliza Clarita de 760 m. de espesor. Las microfaunas ricas en radiolarios, señalan hacia un ambiente abisal en el Oligoceno Medio. También en la zona l imí t ro fe panameña-colombiana está representado el ciclo por rocas sedimentarias abisales del Oligoceno Medio, mientras en el Oligoceno Superior y en el Mioceno Inferior se verificó aplanamiento que es atr ibuido al relleno de las artesas (BANDY 1970, pág. 187).

La fauna de mamíferos descrita por WITHMORE y STEWART (1965) de la Formación Cucaracha de principios del Mioceno Medio, contiene ungulados de las especies Diceratherium, Anchi ther ium, Archaeohippus, Mericochoerus y Brachycrus. La fauna guarda estrechas relaciones con las faunas de angulados norteamericanos, de modo que debe haber existido una posibilidad de migración a través del Norte de América Central y el istmo hasta la zona del Canal. La comunicación hacia América del Sur, en cambio, todavía estaba interrumpida, de acuerdo con la concepción de una cuenca de sedimentación en la margen Oeste de los Andes del Norte. WITHMORE y STEWART,


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respecto a la comunicación terrestre no piensan todavía forzosamente en una comunicación cont inua de tierra f irme, misma que especialmente en el espacio de la artesa Limón de Nicaragua del Norte de Costa Rica tendría poca probabilidad. Ellos opinan que en forma alternada aisladas regiones sobresalían sobre el nivel del mar y volvían a hundirse y que detrás de las faunas de ungulados migrados también volvían a abrirse canales marinos. Este concepto corresponde a las afirmaciones de la Paleogeografía Marina y a la creciente inquietud del suelo en el transcurso del Mioceno.

Al igual que en Costa Rica, también en Panamá el Mioceno Medio, está caracterizado por movimientos tectónicos y el inicio del levantamiento de las cordilleras actuales. En las microfaunas se evidencia en el transcurso del Mioceno un aplanamiento muy difundido de las cuencas de sedimentación que se van estrechando, y que ahora probablemente concuerdan en lo esencial con los actuales límites de extensión de los sedimentos del Neoterciario. Empero, en la zona del Canal de comunicación oceánica todavía sigue abierta, y las micro-faunas, de acuerdo con B A N D Y , han indicado para la Formación Gatún facies neríticas, y para la Caliza Chagres yacente sobre ella facies batiales hasta más elevadas todavía. Al Este de la Zona del Canal se verifica aplanamiento desde el Mioceno Medio hasta el Plioceno y rellenamiento de las Cuencas; lo mismo rige para la región l imítrofe panameña-colombiana. En el Oeste de Panamá, según TERRY (1956, pág. 52), predominó en el Mioceno Superior un activo vulcanismo. El eje orogénico central se manifiesta en rellenos clásticos y depósitos límnicos con lignitos en el lado del Caribe y del Pacífico.

De acuerdo con WOODRING (1966 b), en el Mioceno Medio las faunas marinas de moluscos eran idénticas a ambos lados del istmo; a partir del Mioceno Superior se manifiesta una diferenciación en una provincia de faunas del Caribe y del Pacífico. Desarrollos similares se reflejan en las faunas de corales del Mar Caribe, de las cuales al inicio del Oligoceno desaparecen elementos cosmopolitas, lo que FROST (1972, pág. 463) considera como una consecuencia del cierre de las comunicaciones interoceánicas en América Central y, con ello, bloqueo del Mar Caribe de la contracorriente ecuatorial del Pacífico Este. También en las faunas foraminíferas bentónicas se inicia con el Mioceno Superior una diferenciación entre el espacio del Caribe y del Pacífico (DUQUE 1971, págs. 56-57).


Por otro lado, con las procionidas al final del Mioceno о al principio del Plioceno se vuelven a mostrar inmigrantes de la fauna mamífera norteamericana en el continente sudamericano. Sin embargo, todavía se los incluye a los "Island Hoppers". Las afirmaciones de la geografía animal concuerdan así muy bien con los resultados de la estratigrafía y la paleogeografía que debe derivarse de aquélla.

El Plioceno trae una comunicación definit iva de tierra firme entre ambos continentes americanos. Sedimentos marinos sólo se encuentran todavía marginalmente, tal como la Formación Charco Azul de 1,000 m. de espesor en la Península Burica del Pacífico o la Caliza Chagres en una ensenada del Caribe al oeste del Canal de Panamá, los que habían tenido todavía condiciones batiales.

Cuando fue cerrada la comunicación oceánica a través de la Zona del Canal, no resulta posible determinar con seguridad en base a la distribución de los sedimentos marinos (WOODRING y THOMPSON 1949, pág. 245); los autores mencionados hasta consideran la posibilidad de que los sedimentos marinos fueron depositados en bahías que penetraban profundamente en la tierra f i rme y que sólo hubiese existido una comunicación oceánica en el Eoceno Superior, el Oligoceno, y el Mioceno Inferior. Como comunicación principal, y la que subsistió por más tiempo, consideran el camino a través de la zona de depresión del Noroeste de Colombia. Las relaciones estrechas de las faunas de moluscos de la Gatún y la Caliza Chagres, sin embargo, hablan en favor de una abierta comunicación oceánica situada en la proximidad de la Zona del Canal todavía durante el Mioceno Superior y el Plioceno Inferior.

El intercambio de las faunas de mamíferos de tierra f i rme se inició en el Plioceno Superior (PATTERSON y PASCUAL 1968, pág. 411), de modo que para este tiempo debe contarse con una comunicación terrestre definitiva. Durante el Pleistoceno se verif icó por descenso eustàtico del nivel del mar un ensanchamiento esencial del puente terrestre (STEWART 1968), un descenso de las gradas climáticas de altura y, con ello, una intensificación del intercambio de f lora y fauna entre las Américas del Norte y del Sur.

El conocimiento geológico de Panamá ha sido ampliado esencialmente en los últimos años por una serie de trabajos para conocimiento de los lugares de minerales y por los trabajos previos para

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un canal interoceánico, aun cuando hasta ahora sólo se ha informado en forma muy precaria sobre ésto (ANONIMO 1969; CASE 1973; CASE y otros 1971; DEL GlUDICE 1973; FERENCIC 1971; D E L G I U D I C E y PECCHI 1971; V IKSNE y otros 1969; WINGS y McDONALD 1973). Un informe resumido presentó DEL GlUDICE (1973), el cual probablemente será publicado en las Memorias de la Sociedad Geológica de los EE.UU. Digno de mención es ante todo, de acuerdo con ello, la comprobación de cuatro ciclos de intrusión a partir del Cretácico en o debajo de corteza oceánica básica. El Terciario está caracterizado, tanto por sedimentos marinos batiales hasta de carácter nerít ico, como también por intenso vulcanismo terrestre. Singularmente notable es para ello la presencia de una extensa capa de ignimbrita del Neomioceno en la región central de Panamá.


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EL DESARROLLO PALEOGEOGRÁFICO DE AMERICA CENTRAL*. · Fase tafrogénica con levantamiento y...

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