geología de la región septentrional de los estados lara y yaracuy

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GEOLOGÍA DE LA REGIÓN SEPTENTRIONAL DE LOS

ESTADOS LARA Y YARACUY

Franco URBANI. Redacción. En colaboración con el Grupo de Trabajo Lara-Yaracuy-Falcón, integrado por Arias P., Baena J.,

Baquero M., Baritto I., Camposano L., Carrillo E., Cavada J., Coello R., Contreras O., De Abriqueta A., De Armas J. V., Figueira L., Fournier H., Goddard D., Gómez A., Grande S., Hernández A. C., Ichaso A., Jaimes M., Lozano F., Martens U., Martínez A., Martínez G. J.,

Melo L., Méndez-B. J., Mendi D., Mussari A., Nevado F., Noguera M., Novoa E., Orihuela N., Pindell J., Ramírez A., Reátegui W., Ricci D., Sánchez A., Seitz G., Urbani B., Valencia V.,

Valletta G., Viscarret P. & Wright J. E.

Universidad Central de Venezuela, Facultad de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Ciudad Universitaria

& Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas, El Llanito. Caracas.

furbani@funvisis,gob.ve

Contenido Pág.

1. INTRODUCCIÓN 1

1.1. Generalidades 1 1.2. Área de estudio 3 1.3. Trabajos previos 3 1.4. Objetivos y metodología 11

2. ASPECTOS GEOLÓGICOS GENERALES Y ESPECÍFICOS 13

2.1. Cartografía geológica 14 2.2. La Formación Matatere 23 2.2.1. Antecedentes 23

2.2.2. Petrografía de areniscas y conglomerados 29 2.2.3. Las capas de peñones 49 2.2.4. Olistolitos 86

2.3. El contacto de la Formación Matatere sobre la Ofiolita de Siquisique 93 2.4. La Ofiolita de Siquisique y unidades asociadas 115 2.5. La discordancia regional del Eoceno tardío 156 2.6. Geología de la región de Yumare 171 2.7. Los diques de basalto de Yaracuybare 207

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2.8. Petrología de unidades metamórficas 226 2.8.1. Complejo El Guayabo 227 2.8.2. Complejo San Julián 237 2.8.3. Complejo Nirgua 244 2.8.4. Esquisto de Aroa 248 2.8.5. Esquisto de Mamey 255 2.8.6. Formación Barquisimeto 258 2.9. Geocronología U-Pb y Ar-Ar 264 2.10. Emanaciones de petróleo, aguas termales y aguas sulfurosas 324 2.11. Yacimiento de mercurio de San Jacinto 338 2.12. Mineralogía no petrográfica 356 2.13. Fósiles del norte de Barquisimeto 381

2.14. Esbozo de geología estructural 393 3. PROPUESTAS PARA LA ACTUALIAZACIÓN DEL LÉXICO ESTRATIGRÁFICO DE VENEZUELA 397

3.0. Generalidades 397 3.1. Esquisto de Aroa 399 3.2. Complejo Carayaca 404 3.3. Complejo El Guayabo 408 3.4. Metagabro de La Zurda 410 3.5. Complejo Estructural Los Algodones 412 3.6. Esquisto de Mamey 416 3.7. Formación Matatere 419 3.8. Complejo Nirgua 428 3.9. Complejo San Julián 432 3.10. Complejo San Quintín 438 3.11. Ofiolita de Siquisique 440 3.12. Complejo Yumare 443

4. HISTORIA GEOLÓGICA 446 5. AGRADECIMIENTOS 459 6. BIBLIOGRAFÍA 461

Caracas Versión 1, diciembre 2013. Versión 2, octubre 2014.

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Capítulo 1. INTRODUCCIÓN

1.1. GENERALIDADES

El presente trabajo forma parte de un amplio programa de estudios de geología regional desarrollados en las últimas cuatro décadas, en diversas partes del norte del país especialmente donde afloran rocas ígneas y metamórficas. Por ello a continuación daremos un esbozo histórico que explica como se ha llegado a la situación actual de los estudios de esta parte del país y como encaja el presente trabajo:

- Tradicionalmente y desde la realización de las tesis de grado de la primera promoción de geólogos de 1942, en la Escuela de Geología de la Universidad Central de Venezuela (UCV) se puso mucho énfasis en trabajos de cartografía geológica fundamentalmente de regiones de rocas sedimentarias, por estar acorde con los intereses prioritarios del momento en cuanto a contribuir con la exploración petrolera.

- En los años 1962-1963 estaba prevista la realización de todas las tesis de grado en la zona de Humocaro, estado Lara, pero debido a la situación política del país con la presencia de irregulares armados en la región, se tuvo que cambiar de zonas de estudio. Por ello y con el apoyo del Ministerio de Minas e Hidrocarburos, la promoción de 1964 (y de años sucesivos) realizaron sus trabajos de grado en la Península de Paria, donde solamente afloran rocas metamórficas. Esto dio como consecuencia que varios profesores de la Escuela de Geología cambiaran su interés en este tipo de rocas, y varios de ellos en años sucesivos obtuvieron sus doctorados en temas relacionados con petrología, geoquímica y geología estructural de rocas ígneas y metamórficas.

- Ya para el año 1999 a través de parcelas individuales asignadas a tesistas, se había cubierto la cartografía geológica de las penínsulas de Araya, Paria, isla de Margarita y muy extensas regiones de la Cordillera de la Costa.

- En diciembre de 1999 ocurre la tragedia del estado Vargas, y la Escuela de Geología de la UCV fue invitada por la Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS) para elaborar las hojas geológicas a escala 1:25.000, primeramente del estado Vargas y luego del resto del estado Miranda. En este momento empezó una relación interinstitucional muy provechosa y efectiva entre el Departamento de Geología de la UCV y FUNVISIS, que sigue vigente hasta hoy día, esta última institución aportando financiamiento y recursos para los trabajos de campo y laboratorio.

- En el año 2004 se inicia el proyecto GEODINOS (Geodinámica de la interacción de las placas Caribe y Suramericana) llevado a cabo entre FUNVISIS y la UCV, con financiamiento de FONACIT. Como parte de este proyecto se llevó a cabo la integración de 146 hojas geológicas a escala 1:25.000 de la Cordillera de la Costa, luego publicado como el “Atlas geológico de la Cordillera de la Costa” (URBANI & RODRÍGUEZ 2004). Adicionalmente varios grupos de tesistas elaboraron en formato no-digital los mapas geológicos de la isla de Margarita y las penínsulas de Paraguaná, Araya y Paria, así como algunas hojas geológicas cubriendo lugares específicos contentivos de rocas ígneas y metamórficas en la península de Goajira, isla de Toas y Archipiélago de Los Monjes.

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- En el año 2006 se visitó por primera vez la región de Siquisique al norte del estado Lara. El objetivo era reconocer una localidad que desde los comienzos de la exploración petrolera en la década de los años 1920´s había llamado la atención de geólogos, por la presencia de rocas ígneas oceánicas (Ofiolita de Siquisique), rodeadas de rocas sedimentarias del Terciario. Esta es una zona árida de poca vegetación, con afloramientos y estructuras geológicas de excepcional calidad, aunado a que en Formación Matatere -adyacente a las rocas ígneas- presenta gruesas capas de conglomerado contentivos de abundantes clastos con diversos tipos de rocas ígneas. De inmediato se reconoció la importancia de llevar a cabo una cartografía geológica detallada, simultáneamente con el estudio petrológico de las rocas ígneas (tanto aflorantes como contenidas en las unidades sedimentarias asociadas), lo cual podría conducir a contribuciones relevantes para poder dilucidar la historia geológica de la región norte del país, correspondiente a las provincias generadas por la interacción de las placas Caribe y Suramericana.

- De lo anterior surgió la idea de llevar a cabo en forma sistemática la integración de las hojas geológicas a escala 1:25.000 desde Carora - Curarigua (como límite occidental), hasta empatar con las hojas del anterior "Atlas Geológico de la Cordillera de la Costa" (URBANI & RODRÍGUEZ 2004, polígono verde, Fig. 1.1), definiéndose así la extensión que cubre el actual trabajo (polígono rojo, Fig. 1.1). Teniendo en mente adicionalmente, que con el trabajo adicional previsto para 2014-2015 (polígono gris, Fig. 1.1), se llegarán a culminar todas las hojas geológicas a escala 1.25.000 del centro del país, desde Carora, hasta Cabo Codera.

Fig. 1.1. Ubicación de la zona de estudio (polígono rojo) en relación con otras regiones del

norte de Venezuela estudiadas (o en estudio) a través de proyectos FUNVISIS -UCV. Comparativamente con otras partes del país, desde un punto de vista geológico, la región

septentrional de los estados Lara y Yaracuy ha sido relativamente poco estudiada, en especial por su poca importancia en la exploración petrolera, tal y como sabemos hoy día. Pero en los años 1940-1950´s las empresas petroleras enviaron a geólogos muy competentes a esta región, realizando trabajos inéditos de gran calidad técnica que habían permanecido desconocidos para la comunidad geológica del país hasta 2006, de manera que con dichos informes en mano se pudo llevar a cabo la cobertura de la región de manera mucho más eficiente a efectos del control de campo.

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1.2. ÁREA DE ESTUDIO La región de estudio se encuentra enclavada en el noroccidente del país (Fig. 1), abarcando la

parte centro-norte del estado Lara (municipios Urdaneta, Torres, Jiménez, Irribarren y Crespo), la parte noroccidental del estado Yaracuy (municipios Bolívar y San Felipe) y una muy pequeña porción de Falcón suroriental (municipios Federación y Silva) (Fig. 1.2). Las principales poblaciones incluidas son Carora, Arenales, Curarigua, Siquisique, Bobare y Santa Inés, en el estado Lara; y Aroa, Yumare y San Felipe, en el estado Yaracuy. En total la zona de estudio abarca un área de 10.084 km2, subdividido en 80 hojas a escala 1.25.000.

Fig. 1.2. Mapa de ubicación de la región de estudio (color marrón), sobre el cuadriculado nacional de hojas topográficas a escala 1:25.000 de la Dirección de Cartografía Nacional (hoy

Instituto Geográfico Venezolano Simón Bolívar).

1.3. TRABAJOS PREVIOS

1.3.1. Lara septentrional

El geólogo suizo Dr. A. Oshner de la empresa The Caribbean Petroleum Corporation (TCPC),

en 1928 procede con un reconocimiento geológico del estado Lara y parte de los estados vecinos. Parece ser el primero en identificar las rocas ígneas de la región de Siquisique, que las interpreta como de edad post-Cretácico (OSCHNER 1930). Todas las muestras colectadas en esta campaña son enviadas a la sede en Maracaibo, donde el Dr. Heering las identifica macroscópicamente. Las rocas ígneas de la región de Siquisique las identifica como troctolita (HEERING 1930).

50 km

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Entre 1928-1929 el Dr. Louis Kehrer (TCPC), de nacionalidad suiza, realiza el primer

levantamiento geológico sistemático del estado Falcón y el norte de Lara produciendo mapas a escala 1:100.00. Durante este trabajo, cartografía y describe las rocas ígneas de la región de Siquisique, que también interpreta como post-Cretácico. Vista la importancia de la zona de Los Algodones, dado que en una región de pocos kilómetros afloran tanto rocas ígneas, como sedimentarias cretácicas y terciarias, la cartografía a escala 1.10.000 (KEHRER 1930). (Mayor información sobre la vida y obra del Dr. Kehrer puede consultarse en URBANI 2011).

En 1948 el geólogo suizo Dr. Otto Renz (TCPC) estudia y cartografía la región norcentral de

Lara a escala 1:40.000, incluyendo las zonas con rocas ígneas de Los Algodones y Tinajitas-Chorrerones. Este autor interpreta a las rocas ígneas como de edad pre-Cretácico (RENZ 1949).

Debido a la diferencia de edades asignadas para las rocas ígneas por Oschner, Kehrer y Renz, la

Cia. Shell de Venezuela envía al geólogo holandés Paul F. Kiewiet de Jonge para trabajar entre Siquisique y Río Tocuyo durante los meses de octubre 1949 a febrero 1950. Levanta mapas geológicos a escala 1.10.000 de la zona de Los Algodones y a 1:25.000 del sector de Tinajitas-Chorrerones. Indica que encuentra evidencias que el gabro es intrusivo en la Formación la Luna lo cual apoya la versión post-Cretácico de L. Kehrer, pero también dice que hay evidencia de la existencia de un basamento pre-Cretácico lo cual a su vez soporta el punto de vista de O. Renz (KIEWIET DE JONGE 1950). Cabe mencionar que los informes técnicos de los geólogos eran leídos primeramente por el superior inmediato, quien debía preparar un resumen ejecutivo del mismo, para seguir elevándolo a la consideración de instancias superiores, a fin de concluir con resultados prácticos para la empresa. Es decir que el informe era la primera parte de un expediente, donde todos los demás documentos incluidos no eran conocidos por el autor primario. Dicho esto y para este caso en particular, STREIFF (1950) prepara un memorando donde se señalan los aportes del trabajo de Kiewiet de Jonge, pero indica que aún quedan muchas interrogantes sobre la geología de la zona, dado que el autor no visitó algunas de las localidades críticas señaladas por los a1utores previos. En el mismo expediente hay un memorando que transcribimos a continuación, ya que explica el interés de las empresas del Grupo Royal/Dutch Shell, ya ahora constituida en Compañía Shell de Venezuela (CSV), para trabajar en esta zona: "Este informe ha sido estudiado con interés, y con mucho agrado hemos aprendido que ... se ha logrado mucho progreso hacia un mejor entendimiento de la geología del área de Siquisique, que es tan importante para la geología y evaluación de las posibilidades de petróleo en la región de Falcón, como en la gran faja de 125-150 km de ancho al norte del área de Siquisique, donde el Cretácico no alcanza la superficie" (BROWN 1951).

En la misma década de los años 1950`s la CSV envía al Dr. O. Renz a continuar los trabajos

entre Carora y Barquisimeto, dando como resultado la publicación de un importante trabajo referido a las capas de peñones que están incluida dentro de la actual Formación Matatere (RENZ et al. 1955). Así mismo supervisa el trabajo, del geólogo holandés E. van der Meulen a quien se le asigna el estudio de la región de Bucarito, quién cartografía con especial cuidado las capas de peñones y de conglomerado. Los mapas de VAN DER MEULEN (1954) fueron fundamentales para mejorar la eficiencia de nuestro propio trabajo de campo, ya que así pudimos ir exactamente a las localidades de facies gruesas de la Formación Matatere que queríamos estudiar.

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Como resultado de los trabajos de campo llevados a cabo por la CSV entre los años 1953 y 1954, por los geólogos R. Lakeman, E. van der Meulen y O. Renz, este último publica un trabajo síntesis de la región actualizando las ideas del momento sobre el "Surco de Barquisimeto" y los mecanismos para incorporar bloques de rocas más antiguas dentro de otras más jóvenes (RENZ 1960) (Fig. 1.3).

Fig. 1.3. Mapa geológico generalizado de la región de Carora- Barquisimeto. Tomado de RENZ

(1960). El recuadro rojo delimita el área cubierta por el presente trabajo. A pesar de los trabajos anteriores de la zona de Siquisique, probablemente debido a los

comentarios de STREIFF (1950), la CSV encarga al holandés Engbert Jan Coen Kiewiet de Jonge y al venezolano Gustavo Coronel para profundizar los estudios en esa localidad, con el objetivo esencial de estudiar las relaciones de las rocas ígneas y los sedimentos cretácicos. El trabajo de campo se realiza entre mayo y junio 1956 y los autores presentan una cartografía muy detallada a escala 1:10.000 de la zona de Los Algodones, y a 1:25.000 en los alrededores de Las Tinajitas-Chorrerones (CORONEL & KIEWIET DE JONGE 1957) (Fig. 1.4). Allí describen las

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relaciones de campo que consideran intrusivas con rocas tipo La Luna, en consecuencia concluyen que las rocas ígneas son de edad Cretácico Tardío - Paleoceno. Estos autores cartografían las siguientes unidades: Aluvión reciente, terrazas, Oligoceno, Eoceno, Formación La Luna, Formación Cogollo (sin diferenciar), Formación Río Negro (?), ofiolita extrusiva, complejo gabroide intrusivo. El informe incluye un anexo con análisis petrográficos realizados por SCHILLING & NIGGLI (1957), quienes en sus interpretaciones son los primeros en introducir el concepto de ofiolita para la asociación de rocas ígneas. Una nueva versión actualizada del trabajo anterior, incluyendo la petrografía de Schilling y Niggli, es preparada por G. Feo-Codecido y se publica bajo la autoría corporativa de Cia. Shell de Venezuela (CSV 1965). El mapa a colores incluido en esta publicación es el mejor y más detallado existente de la región (Fig. 1.4), de manera que todos los autores posteriores incluyendo el presente, lo han utilizado como base en sus mapas y para presentar nuevas interpretaciones de tectónica, estratigrafía e historia geológica.

Hasta este momento los principales trabajos en la región corresponden a autores de las

empresas asociadas al grupo Royal/Dutch Shell (Fig. 1.5).

Fig. 1.4. Mapa geológico de la Ofiolita de Siquisique y zonas circundantes. Elaborado por Coronel & Kiewiet de Jonge en 1957. Tomado de la publicación corporativa CSV (1965).

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Fig. 1.5. Mapa índice de los trabajos de cartografía

geológica de la Compañía Shell de Venezuela.

Los estudios arriba mencionados corresponden a informes inéditos entonces mantenidos bajo

estricta confidencialidad por las empresas, donde la única publicación fue la de RENZ et al. (1955). En esta década otras empresas envían sus cuadrillas a explorar la parte septentrional del estado Lara y meridional del estado Falcón, a saber:

H. F. HAZEL (1958) de la empresa Mene Grande Oil Company, realiza un reconocimiento de la región Barquisimeto-Siquisique e interpreta que las rocas ígneas de Los Algodones tienen una edad post-Cretácico-superior a pre-Oligoceno-superior.

D. H. RUSSELL (1958) de la empresa Richmont Exploration Company realiza el levantamiento de numerosas secciones estratigráficas en Falcón y Lara.

Ambos autores concluyen que no hay posibilidades de petróleo comercial en esta vasta región. En década de los años 1950´s, la Creole Petroleum Corporation emprende un ambicioso

programa la cartografía geológica de todas las cuencas sedimentarias país, a escalas 1:100.000 y 1:50.000. Para muchas partes de Venezuela estos mapas todavía son los mejores y mas detallados disponibles. La zona en consideración fue cubierta por las cuadrillas dirigidas por WHEELER (1958), JEFFERSON (1960) y MCDANIEL (1960) (Fig. 1.6). De los mapas producidos por estos geólogos, todos los rumbos, buzamientos y trazas de capas, fueron incluidos en los mapas del presente trabajo (Vol. 2 de la esta obra).

Fig. 1.6. Mapa índice de los trabajos de cartografía geológica de la Creole

Petroleum Corporation.

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En la década de los años 1950´s el Ministerio de Minas e Hidrocarburos (MMH) presta apoyo al tesista doctoral de la Universidad de Princeton, J. Bushman quien completa la "Geología de la región de Barquisimeto" (BUSHMAN 1958, 1959, 1960, 1965), mientras que el geólogo del MMH Juan Evanoff realiza un trabajo topográfico-geológico muy detallado en la caracterización de diversos cuerpos de olistolitos de dimensiones métricas a hectométricas, incluidos en la hoy denominada Formación Matatere, y a lo largo de la carretera Barquisimeto-San Pablo-Carora (EVANOFF et al. 1955, 1959).

En la segunda mitad de la década de los años 1960´s, los geólogos Domingo Rodríguez

Gallardo y Elias Zambano, bajo la dirección de Alirio Bellizzia, preparan la hoja geológica de Barquisimeto - Urachiche - Río Tocuyo a escala 1:100.000 (BELLIZZIA et al. 1969), que constituye el único mapa geológico que abarca la Serranía de Bobare (Fig. 1.7). Lamentablemente no se conoce un informe que acompañe al mapa, a excepción de un breve artículo donde se describen las rocas ígneas aledañas a Siquisique y otros cuerpos pequeños cerca de El Limón y Mapararí. En este trabajo se introduce la denominación informal de "Ofiolitas de Siquisique y de Río Tocuyo", que los autores interpretan relacionados a la zona de fallas de Oca (BELLIZZIA et al. 1972).

Fig. 1.7. Mapa índice de los

trabajos de cartografía geológica del Ministerio de

Minas e Hidrocarburos.

Igualmente con el apoyo del MMH, en entonces cooperante francés Jean-Francois Stephan, realiza el levantamiento geológico con énfasis en la estructura de la mitad septentrional del estado Lara al oeste del meridiano de Santa Inés. Su tesis doctoral (STEPHAN 1982, 1985) contiene la más completa descripción e interpretación geológico-estructural de la región centro-norte del estado Lara, e introduce el concepto vigente de las Napas de Lara. Este autor previamente había publicado un resumen sobre la región de Siquisique (STEPHAN 1977, 1980). El estilo estructural para la región esbozado por J.-F. Stephan fue tomado como hipótesis de trabajo para nuestras campañas de campo, resultando confirmado en todos los casos.

En 1979, el geólogo P. Bartok de Maraven S.A. visita la zona de Los Algodones, Siquisique, y

colecta muestras de chert intercaladas con las rocas volcánicas (BARTOK 1979), que son enviados y estudiados por el Dr. J. Case (USGS), determinado radiolarios del Cretácico (com. personal a SUBIETA & CASALGNEAN 1988). En la misma excursión de 1979, Bartok colecta amonites intersticiales en bloques de lava almohadillada en la quebrada Las Petacas, que junto a muestras colectadas previamente por el Dr. O. Renz, en 1949, publican el hallazgo de dicha fauna

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identificada como de edad Bajociense, Jurásico Medio. Hoy día conocemos que estos bloques de lava probablemente proceden de olistolitos de la Formación Matatere.

GIUNTA et al. (2002: 25) colectaron una muestra del basalto de la zona de Los Algodones a la

cual le practican análisis químicos, interpretando una afinidad MORB. KERR et al. (2008) también analizan muestras de las rocas plutónicas y volcánicas, tanto químicamente como para geocronología Ar-Ar (ver sección 2.9).

Entre 1976 y 1980, varios tesistas de la UCV realizan la cartografía geológica de la zona

comprendida entre Carora - Arenales y Curarigua (Fig. 1.8A). A partir de 2005 diversos profesores y tesistas de la UCV empiezan a realizar estudios en la región (Fig. 1.8), a saber:

- GILBERT et al. (2005) ensayan el uso de un contador portátil de radioactividad gamma a fin de delimitar los contactos entre rocas ígneas y sedimentarias.

- URBANI (2006) publica una guía de excursión geológica para la región de Siquisique - Urucure.

- MARTÍNEZ & VALLETA (2008) estudian petrográficamente las facies gruesas de la Formación Matatere.

- NOGUERA (2009) y NOGUERA et al. (2008) realizan estudios de geocronología de cristales de zircón detríticos (ZD), en muestras de arenisca de grano grueso de la Formación Matatere, para fines de determinación de fuentes de procedencia.

- MUÑOZ & RODRÍGUEZ (2009) cartografían geológicamente la zona de rocas ígneas al noreste de Siquisique, entre el Páramo de Guacamuco, Yurí, Las Tinajitas y Chorrerones (Fig. 1.8A). También estudiaron varios cuerpos pequeños en la zona de Las Llanaditas y Puente Limón.

- REATEGUI (2011) continúa la cartografía geológica hacia el este de la zona de los autores anteriores, alcanzando hasta la quebrada Maroroy (Fig. 1.8A).

- ICHASO (2011), SÁNCHEZ (2012), RICCI (2012) y GÓMEZ (2012) (Fig. 1.8B) integran la cartografía de todos los autores previos en hojas geológicas a escala 1:25.000. A su vez luego incluidas en el “Atlas geológico de la región septentrional de los estados Lara y Yaracuy” (Volumen 2 del presente trabajo)

Fig. 1.8. Mapa índice de los trabajos de cartografía geológica de la Escuela de Geología de la UCV. A: Trabajos locales. B: Trabajos de integración.

A B

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1.3.2. Yaracuy septentrional La región de Aroa es conocida desde el período colonial por las minas de cobre que estuvieron

en explotación hasta mediados de los años 1960´s. En 1612 Alonso Sánchez de Oviedo descubre estas ricas minas de cobre, lo cual es comunicado al rey. Casi una década después, la Corona envía a Don Manuel Gaytán de Torres para reconocer las minas y recomendar las mejores condiciones de su explotación y uso. El informe que presenta incluye un amplio proyecto con consideraciones tan diversas como el beneficio de las minas, los sitios para agricultura y cría de ganado para la alimentación del personal, la forma de transportar el mineral hasta el puerto de

Borburata, el establecimiento allí de un astillero para la fabricación de galeones, así como de las fundiciones necesarias para producir la artillería, utilizando el bronce que se produciría a partir del cobre de Aroa (GAYTÁN DE TORRES 1621, en URBANI 1992). La larga historia de estas minas se encuentra muy bien documentada en la obra de VERNA (1977), destacándose el período cuando fue propiedad de la familia del Libertador Simón Bolívar.

Desde un punto de vista netamente geológico, destacan los estudios del geólogo alemán Albert Schottky, cuya investigación de estos yacimientos fue presentada en 1877 ante la Universidad de Tübingen como tesis doctoral, la primera de temas geológicos de Venezuela (SCHOTTKY 1877).

En el siglo XX resalta el trabajo de LÓPEZ et al. (1944), quienes describen en detalle la geología de la región, las asociaciones de minerales y los métodos de explotación.

Fig. 1.9. Portada de la tesis doctoral de Albert SCHOTTKY (1877).

La geología regional de la parte norte del estado Yaracuy y el sureste del estado Falcón, fue

reconocida primeramente en la década de los años 1920´s por los geólogos de la empresa North Venezuelan Petroleum Company. Estos primeros hallazgos aparecen plasmados en el mapa geológico de LIDDLE (1928). Posteriormente el geólogo suizo Dr. H. Kugler también realiza reconocimientos en los cerros del norte de Yumare (KUGLER 1929), donde afloran rocas ígneo-metamórficas, pero también rocas del Cretácico semejantes a la Formación La Luna.

La cartografía geológica más detallada de las unidades sedimentarias la realiza el geólogo

venezolano B. Natera, de la Creole Petroleum Corporation, preparando mapas a escala 1:50.000. Las rocas metamórficas son cartografiadas como una sola unidad sin diferenciar (NATERA 1957) (Fig. 1.6).

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Desde 1959 el Ministerio de Minas e Hidrocarburos (MMH) inicia una campaña de levantamiento geológico en el estado Yaracuy, donde el trabajo de campo fue realizado primeramente por el geólogo Alirio Bellizzia, para luego ser incorporados Domingo Rodríguez Gallardo y Elías Zambrano. En ese momento, el hallazgo de granulita y anortosita ilmenítica en el cerro San Quintín al norte de Yumare despertó mucho interés, por lo cual acertadamente fue interpretada como de edad Precámbrica, ya que a nivel mundial, este tipo de rocas corresponden mayoritariamente a eventos magmáticos ocurridos en el Neoproterozoico. BELLIZZIA et al. (1976) señalan “uno de los hechos más resaltantes de esta investigación es el descubrimiento de un complejo de rocas de alto metamorfismo constituido por anortosita, granulita, gneis y anfibolita”.

Los resultados de estos trabajos fueron divulgados primeramente como mapas (BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1966, BELLIZZIA et al. 1968) (Fig. 1.7), mientras que el texto descriptivo fue presentado en el congreso geológico de 1969 y publicado en BELLIZZIA et al. (1976). Adicionalmente a la cartografía geológica, los trabajos del MMH continuaron para evaluar la posibilidad de explotación de las acumulaciones de ilmenita del cerro San Quintín (e.g.: RODRÍGUEZ & ÁÑEZ 1978).

En el año 2006 el grupo de trabajo del proyecto GEODINOS (FUNVISIS y UCV), inicia un

nuevo levantamiento geológico a escala 1:25.000, de los cerros del norte de Yumare (Tarana, San Quintín, La Zurda y Salsipuedes), en cuyos mapas se integra tanto la información de los autores previos arriba citados, como los nuevos datos de campo (LOZANO & MUSSARI 2008) (Fig. 1.8A). El mayor énfasis para las labores de laboratorio estuvo en las rocas metamórficas, no obstante que en el campo se dedicó mucho esfuerzo en la identificación de las unidades sedimentarias adyacentes y verificar la naturaleza de sus contactos.

Finalmente NEVADO (2012) y COELLO (2012), como parte del proyecto del presente trabajo,

integran 30 hojas geológicas a escala 1:25.000 de la parte mas septentrional del estado Yaracuy (Fig. 1.8B).

1.4. OBJETIVOS Y METODOLOGÍA El objetivo primario del presente trabajo, que también ha sido el norte de las actividades

conjuntas entre FUNVISIS y la UCV en la última década, es el de ir elaborando sistemáticamente los mapas geológicos de la franja norte y mas poblada del país, a escala 1:25.000, para que dichos productos puedan ser puestos al dominio público y con ello poder ser utilizados por instituciones públicas y privadas.

Estos mapas geológicos puede ser utilizados para fines tan variados como ordenamiento

territorial, elaboración de estudios de impacto ambiental; escogencia de los lugares adecuados para proyectos de infraestructuras como vías de comunicación, represas, proyectos habitacionales; prospección de minerales no metálicos.

Para poder llegar al objetivo general indicado, fue necesario pasar por diversas etapas, llevadas

a cabo en forma tanto sucesiva como paralela:

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- Recopilación de la información disponible, tanto publicada, como inédita de empresas petroleras, Ministerio de Minas e Hidrocarburos y en especial las tesis de pregrado y postgrado llevados a cabo en la región.

- Con la anterior información fue necesaria una etapa de estudio relativamente larga y de

continua retroalimentación, a fin de detectar donde habían mayores faltas en el conocimiento geológico, a fin de optimizar los recursos y esfuerzos, para la mejor selección de temas y lugares para desarrollar estudios detallados de campo y de laboratorio. Como resultado se consideró de especial importancia una cartografía geológica detallada en las regiones de Siquisique y Yumare, por contener tipos de rocas ígneo-metamórficas únicas en el país, de las cuales se podría extraer información de mucho interés geodinámico. También el estudio petrográfico de las facies gruesas de la Formación Matatere. Para el resto de la región se consideró suficiente un control de campo a escala de reconocimiento, conjuntamente con la integración de los datos previos.

- Subdivisión de la región total de estudio, en subzonas que fueron asignadas a distintos tesistas

de la Escuela de Geología de la UCV. Realización del trabajo de campo de cartografía geológica detallada y de reconocimiento, conjuntamente con el tutor. Las técnicas de campo utilizadas fueron las convencionales, con el uso de los mapas topográficos a escala 1:25.000, ubicación de afloramientos con mapas y GPS, descripción de las rocas, observación y medidas con brújula de las estructuras geológicas, documentación fotográfica y colecta de muestras para subsiguientes estudios en el laboratorio.

- Integración de la información en 80 mapas geológicos a escala 1.25.000 (Fig. 1.2), incluyendo

tanto los datos de trabajos previos, como aquellos de las propias campañas de campo. Los mapas se elaboraron utilizando el software de Sistema de Información Geográfica ArcGIS®. Entre 2008 y 2012 cada tesista elaboró los mapas que le fueron asignados. En el año 2013 los 80 mapas geológicos fueron fusionados en un proyecto SIG único, bajo estrictos controles de homogeneidad, calidad y formato. Estos 80 mapas a escala 1:25.000, junto con varios mapas adicionales a escalas 1:10.000, 1:100.000 y 1:250.000, se reproducen en el volumen 2 de la presente obra.

- Recopilación y síntesis de toda la información de campo y de estudios específicos en una

memoria descriptiva (el presente volumen 1), culminando con un capítulo que sintetiza la historia geológica de la región, desde los tiempos en que los distintos tipos de rocas se formaron, hasta adquirir la configuración actual.

13

Capítulo 2. ASPECTOS GEOLÓGICOS GENERALES Y

ESPECÍFICOS

En este capítulo se presenta una síntesis de los estudios más relevantes realizados en el área de estudio, en el marco del presente proyecto:

2.1. Cartografía geológica a escala 1:25.000, Lara - Falcón - Yaracuy 2.2. La Formación Matatere 2.2.1. Antecedentes

2.2.2. Areniscas y conglomerados 2.2.3. Capas de peñones 2.2.4. Olistolitos

2.3. El contacto inconforme de la Formación Matatere sobre la Ofiolita de Siquisique, Lara 2.4. La Ofiolita de Siquisique y unidades asociadas, Lara – Falcón 2.5. La discordancia regional del Eoceno tardío, Lara - Yaracuy 2.6. Geología de la región de Yumare, Yaracuy 2.7. Los diques de basalto de Yaracuybare, Falcón 2.8. Petrología de unidades metamórficas 2.8.1. Complejo El Guayabo 2.8.2. Complejo San Julián 2.8.3. Complejo Nirgua 2.8.4. Esquisto de Mamey 2.8.5. Esquisto de Aroa 2.9. Geocronología U-Pb y Ar-Ar, Lara - Yaracuy 2.10. Emanaciones de petróleo, aguas termales y aguas sulfurosas, Lara - Falcón - Yaracuy 2.11. Yacimiento de mercurio de San Jacinto, Lara 2.12. Mineralogía no petrográfica, Lara - Yaracuy 2.13. Fósiles del norte de Barquisimeto, Lara 2.14. Un esbozo de la geología estructural

14

2.1. CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA La cartografía geológica de la región de estudio se cumplió con la elaboración de 80 hojas

geológicas a escala 1:25.000 (Fig. 2.1.1), que se incluyen en el Volumen 2 de esta obra.

Fig. 2.1.1. Mapa índice de las hojas geológicas elaboradas a escala 1:25.000.

Dentro del contexto geodinámico de la tectónica de placas, la placa Caribe se encuentra en una

posición intermedia entre las placas norteamericana y suramericana. Si bien en el centro de la placa Caribe están expuestas rocas ígneas máficas oceánicas, en su periferia hay una mezcla de rocas de muy diversa naturaleza. Por ello en el norte de Venezuela, tenemos terrenos pertenecientes al dominio Caribe desplazados en dirección relativa hacia el este (Fig. 2.1.2), en contacto a través de la denominada sutura peri-Caribe con unidades geológicas de origen suramericano (Fig. 2.1.3).

Fig. 2.1.2. Esquema geodinámico general de la zona de interacción de las placas Caribe y Suramericana. El asterisco violeta ubica la zona de estudio. Adaptado de PINDELL (1999)

15

Fig. 2.1.3. Ubicación de la región de estudio en el contexto geológico regional.

A: Extensión de los terrenos de dominio Caribe (fondo azul). El rectángulo en rojo ubica a la Fig. 2.1.3B. Adaptado de PINDELL (1999).

B: Detalle del noroccidente de Venezuela, indicando la localización de la sutura peri-Caribe. Leyenda: Amarillo: cobertura Neógeno-Cuaternario, Verde: unidades de dominio suramericano,

Rojo: unidades de dominio Caribe. El polígono violeta ubica el área de estudio. Simplificado a partir de HACKLEY et al. (2006) y ZAMBRANO et al. (1972).

A

B

16

En esta configuración de interacción de terrenos de dominio Caribe y suramericano (Fig. 2.1.3B), pero específicamente en nuestra zona de estudio, las unidades cartografiadas se han dividido en los siguientes grupos:

- Unidades sedimentarias autóctonas de dominio suramericano, depositadas tanto como parte del margen pasivo de Suramérica, como del antearco Caribe, hoy día aflorantes en la Cordillera de Mérida y la Serranía de Trujillo. Edad Cretácico-Paleógeno (A, verde oscuro, Fig. 2.1.4).

- Unidades de las napas de Lara de dominio Caribe, que involucran a las formaciones Carorita, Bobare, Barquisimeto y Matatere, y a la Ofiolita de Siquisique. Metamorfismo de muy bajo grado pre-esquisto verde a anchimetamorfismo. Edad Cretácico Temprano al Eoceno medio (L, marrón, Fig. 2.1.4).

- Unidades de protolito sedimentario de dominio Caribe, con metamorfismo de bajo grado, facies de esquisto verde (clorita). Edad Cretácico (C, verde claro, Fig. 2.1.4).

- Unidades con protolito sedimentario e ígneo de dominio Caribe, con metamorfismo de medio a alto grado: facies de esquisto verde (biotita) a granulita. Edad Mesoproterozoico a Cretácico (B, rosado, Fig. 2.1.4). Algunas de estas unidades podrían ser para-autóctonas, originalmente parte del borde continental suramericano exhumado en zonas de relevo transpresivo entre fallas transcurrentes dextrales durante el Neógeno.

- Unidades sedimentarias post-napas de cobertura (neoautóctono) de la cuenca de Falcón, y molasas mio-pliocenas. Rocas no metamorfizadas. Edad Oligoceno tardío-Plioceno (F, amarillo, Fig. 2.1.4).

Fig. 2.1.4. Mapa síntesis de los grandes grupos de unidades geológicas.

Abreviaturas: Blanco: Sedimentos cuaternarios. A, L, C, F y B: ver texto arriba. Líneas negras gruesas: Continuas: Ofiolita de Siquisique en superficie. Segmentadas: Probable

continuación de la napa de la Ofiolita de Siquisique en subsuelo, con base a levantamiento aeromagnético de 1959. Líneas rojas segmentadas: Discordancia de las formaciones de la

Cuenca de Falcón sobre todas las unidades previas. El polígono en líneas azules corresponde a la extensión del área de estudio.

La Tabla 2.1.2 muestra un resumen de las características de las unidades cartografiadas en la

zona de estudio, mientras que en la Tabla 2.1.2 se indica el área de afloramientos de cada una de dichas unidades.

17

Tabla 2.1.1. Unidades geológicas de la región septentrional de Lara y Yaracuy (+Falcón). Grupo Unidades Protolito /

ambientes Autor del nombre / fecha Edad Metamor-

fismo

I Unidades

de cobertu-

ra, no metamór-

ficas

Sedimentos no consolidados

Fm. Maporita Fm. Guaidima Fm. Ojo de

Agua Fm. Cueparo Fm. Capadare Fm. Agua

Clara Fm. Cerro

Pelado Fm. Castillo Fm.

Churuguara Fm. Casupal Fm. Jarillal

Aluviones fluviales Conos aluvionales Depósitos fluviales Aguas salobres a

marinas someras Marino somero Carbonáticas, poca

influencia costera Marino somero a

prodelta Delta progradante a

amb. palustres Aguas marinas

someras Aguas tranquilas,

claras, bien oxigenadas

Sedimentación piemontina-costera

Marino litoral a nerítico interior

Unidades según COPLANARH 1974

BELLIZZIA & GONZÁLEZ 1968

MENCHER 1951, NATERA 1957 SENN 1940 NATERA 1957 WIEDENMAYER 1924 GARNER 1926 LIDDLE 1928 WHEELER 1960 GORTER & VAN

VLERK 1932 LIDDLE 1946 SENN 1935

Cuaternario Plioceno-

Pleistoceno Plioceno Mioceno tardío Mioceno medio-

tardío Mioceno medio Mioceno

temprano Mioceno

temprano Oligoceno tard.-

Mioceno temp. Oligoceno temp.-

Mioceno temp. Oligoceno temp.-

Mioceno temp. Eoceno tardío

Sin metamor-fismo

II Unidadesalóctonas,

no metamór-ficas o con metamor-fismo de muy bajo

grado

Fm. Matatere Subunidad III Subunidad II Subunidad I Unidad San Pablo Grupo Lara Fm.

Barquisimeto Fm. Bobare Fm. Carorita Unidad Atarigua Fm.

Barquisimeto Fm. Bobare Caliza

Curazaito “Fm. La Luna” Complejo

Estructural Los Algodones Ofiolita de

Siquisique

Turbiditas Sedimentos marinos Marino, entre 0,5 y

2,3 km de prof. Talud y abanico Marino batial Marino somero Mezcla tectónica de

sedimentarias (cretácicas

- paleógenas) e ígneas (cretácicas)

Corteza oceánica proto-Caribe (plutónicas, volcánicas y chert)

BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1966

STEPHAN 1982 STEPHAN 1982 VON DER OSTEN 1967 BELLIZZIA & R. 1966 BUSHMAN 1959 STEPHAN 1982 STEPHAN 1982 GARNER 1926 BELLIZZIA 1986 BELLIZZIA 1986

Paleoceno - Eoceno medio

Eoc. tem.-med. Pal. tar. Eoc.tem. Paleoceno tem. Cretácico Cretácico Tardío Cretácico Tempr. Cretácico Tempr. Cretácico Tempr. Cretácico Tard. Emplazamiento

durante el Eoceno medio - Oligoceno temprano

Cretácico Tardío

Anchime-tamor-fismo a

Prehnita-pumpe-llita

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Grupo Unidades Protolito / ambientes

Autor del nombre / fecha Edad Metamor-

fismo III

Unidadesalóctonas,

con metamor-fismo de

bajo grado

Esquisto de Aroa

Esquisto de

Mamey Serpentinita,

sin nombre formal

Complejo San

Quintín Metagabro de

La Zurda

Sedimentos pelíticos de ambiente reductor, con ocasionales niveles volcánicos

Sedimentos psamíticos

Lonjas mantélicas (fragmentos de ofiolita proto-Caribe)

Rocas psamíticas y volcánicas (lavas y piroclásticas)

Gabro (fragmento de Arco?)


BELLIZZIA &

RODRÍGUEZ 1967 BELLIZZIA &


RODRÍGUEZ 1976 GRANDE 2013

Cretácico Tardío Cretácico

Temprano Jurásico-

Cretácico Cretácico? Cretácico?

Esquisto

verde (clorita)

Serpentinita, sin nombre formal

Lonjas mantélicas (fragmentos de ofiolita proto-Caribe)


Jurásico-Cretácico

Esquisto verde

IV Unidadesalóctonas,

con metamor-

fismo de medio

a alto grado

Complejo Carayaca

Complejo

Nirgua Complejo San

Julián Complejo

Yumare Complejo El

Guayabo

Complejo de subducción del Arco Caribe

Sedimentos pelíticos-psamíticos, con ocasionales niveles volcánicos

Corteza continental: sedimentarias e ígneas plut. y volc.

Corteza continental, asociación

AMGC Corteza continental,

sedimentarias e ígneas plutónicas

URBANI 2013 (criterios de STEPHAN 1982)

BELLIZZIA &

RODRÍGUEZ 1967 URBANI & OSTOS

1989 BELLIZZIA &


Jurásico-Cretácico ?

Pérmico -

Jurásico ? Neoproterozoico- Paleozoico Neoproterozoico

Alta pres. - baja temp. (AP-BT)

Esquisto verde (biotita) a

anfibolita epidótica

Anfibolita epidót. a

anfibolita Granulita

V Unidadesautócto-

nas: margen pasivo y antearco Caribe

Caliza sin nombre

Fm. Paují Fm. Aguardiente Fm. Apón

Aguas marinas someras

Marino de talud superior a medio

Sedimentos marinos deltáicos

Marino plataforma carbonática

JAIMES 2012 TOBLER 1922 NOTESTEIN et al.1944 SUTTON 1946

Eoceno Eoceno medio Cretácico

Temprano Cretácico

Temprano

Sin metamorfismo

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Tabla 2.1.2. Área de cobertura de las unidades geológicas.

Unidad km2 % Formación Matatere 2.820 28 Unidades cuaternarias 2.730 27 Esquisto de Aroa 883 8,8 Formación Barquisimeto 430 4,3 Formación Bobare 412 4,1 Formación Capadare 386 3,8 Formación Ojo de Agua 363 3,6 Formación Castillo 342 3,4 Complejo Nirgua 337 3,3 Formación Casupal 273 2,7 Esquisto de Mamey 197 2,0 Complejo San Julián 193 1,9 Formación Aguardiente 139 1,4 Formación Cueparo 130 1,3 Formación Churuguara 127 1,3 Formación Apón 78,0 0,77 Formación Agua Clara 66,0 0,65 Complejo Carayaca 32,0 0,32 Formación Paují 27,0 0,27 Ofiolita de Siquisique 26,0 0,26 Formación Guaidima 25,0 0,25 Complejo Yumare 23,0 0,23 Formación La Luna 16,0 0,16 Formación Carorita 9,00 0,089 Formación Jarillal 8,00 0,079 Complejo San Quintín 6,00 0,060 Serpentinita 3,30 0,033 Formación Maporita 2,00 0,020 Formación Cerro Pelado 1,20 0,012 Complejo Estructural Los Algodones 1,10 0,011 Metagabro de La Zurda 0,70 0,0069 Caliza del Eoceno 0,37 0,0037 Área total 10.084 100

Calculadas a partir del SIG base del Atlas geológico (Volumen 2 de esta obra).

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Recientemente, URBANI (2014, en prensa) propuso una simplificación y agrupación de las unidades geológicas de la Cordillera de la Costa, siguiendo el concepto de terrenos, o de grandes bloques tectónicos con orígenes diversos en cuanto a edad y ambiente de formación del protolito, en sustitución del concepto de "fajas" introducido en el trabajo pionero de MENÉNDEZ (1976). La distribución de terrenos se muestra en la Fig. 2.1.4b, remarcando el área que corresponde al la región de estudio del presente proyecto.

Fig. 2.1.4b. Distribución de los terrenos de la Cordillera de la Costa. Tomado de URBANI (2014,

en prensa). El Polígono violeta ubica la parte oriental de la zona de estudio. Abreviaturas: Terrenos: A: Ávila. AB: Agua Blanca. C: Carayaca. G: Guayabo. L: Lara nappes. LB: Las Brisas. LH: Loma de Hierro. LM: Las Mercedes. M: Mamey. N: Nirgua. P: Paracotos. SS: San Sebastián. T: Tacagua. Ta: Tacagua (Aroa). Tc: Tacagua (Caucagua). TT: El Tinaco-

Tucutunemo. VC: Villa de Cura. Y: Yumare. Terreno Ávila Este terreno forma la parte central de la Serranía del Litoral de la Cordillera de la Costa y su

unidad mayoritaria es el Complejo San Julián. Aquí se encuentra una mezcla muy diversa de rocas metasedimentarias y metaígneas (gneises graníticos a tonalíticos) de origen de corteza continental. Las edades determinadas a la fecha oscilan entre 512 y 471 Ma (U-Pb zircón).

Terreno Tacagua (Aroa) La litología principal de este terreno es el esquisto o filita de color gris oscuro con cuarzo

muscovita y grafito, intercalados con niveles carbonáticos (esquisto carbonático y mármol) y rocas de color verde claro por la presencia de epidoto, actinolita y clorita.

Dentro de este terreno se incluye el Esquisto de Tacagua, que aflora como una franja costera, así como las unidades Urape y Muruguata en la región de Caucagua, y el Esqusito de Aroa, en la parte occidental de la Cordillera de la Costa

Existen varias posibilidades para explicar el origen de las unidades de este terreno: 1) Que su edad sea del Jurásico Medio, en un margen de rift magmático. En este tipo de ambiente el magmatismo subplaca puede haber producido volcanes entre bloques de la nueva corteza oceánica la norte de Suramérica, previo al completo desarrollo del centro de expansión oceánica, permitiendo la mezcla de elementos volcánicos (lava y piroclásticas) y sedimentos terrígenos. 2) Si por otra parte esta unidad es confirmada como de edad cretácica, entonces podría interpretarse que se haya formado en el mar proto-Caribe en una cuenca euxínica de la parte de antearco,

21

depositado en condiciones de mar profundo con influencia de corrientes de turbidez, probablemente en el flanco cercano al arco para poder recibir grandes cantidades de material volcánico.

Terreno Mamey Este terreno está constituído unicamente por el Esquisto de Mamey del Cretácico Temprano

y constituído por rocas de protolito de lutita, limolita, arenisca, conglomerado y caliza, metamorfizados a la facies de Esquisto verde (clorita).

Terreno San Quintín Está constituido por el Complejo San Quintín (rocas de protolito volcánico y sedimentario) y

el Metagabro de La Zurda, y afloran en el cerro de San Quintín al norte de Yumare, ambas metamorfizadas a la facies de Esquisto verde (clorita).

Terreno Yumare Este bloque incluye al Complejo homónimo compuesto por anortosita y gneises granulíticos,

pertenecientes a la asociación ígnea anortosita - mangerita - charnockita - granito. Debido a la presencia de anortosita titanífera, BELLIZZIA et al. (1976) asumió un a edad precámbrica, lo cual ha sido confirmado por geocronología de zircones por U-Pb por URBANI et al. (2013).

Terreno El Guayabo Solo aflora en un pequeño cerro elongado delimitado por dos fallas transcurrentes dextrales

que han causado una fuerte exhumación en régimen de relevo transpresivo. Su edad es neoproterozoica y está compuesto por rocas metasedimentarias y metaígneas afectadas por un metamorfismo en la facies de la granulita.

La Tabla 2.1.2b muestra un resumen de las características de los terrenos metamórficos de la parte oriental de la zona de estudio.

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Tabla 2.1.2b. Resumen de las características de los terrenos ígneo-metamórficos de las serranías de Yumare, Aroa y Bobare al oeste de la falla de Boconó y en la región de Morón (URBANI 2014, en prensa).

Región Terreno Protolito, etc. Edad de los elementos constituyentes

Fase metamórfica más vieja (de existir)

Fase metamór-fica más joven

Observaciones

Ávila Sedimentos mayormente siliciclásticos

Proterozoico - Paleozoico A.E. (granate) U: Complejo San Julián.

San Quintín

Volcano-sedimentarias + gabro Cretácico? -- U: Complejo San Quintín y Metagabro La Zurda.

Yumare Asociación ígnea AMCG Neoproterozoico Granulita U: Complejo Yumare.

Yumare y El Guaya-bo

El Guayabo

Rocas plutónicas y sedimentarias Neoproterozoico Granulita

Corresponde a una pequeña colina delimitada por fallas generando, una zona de relevo transpresivo. U: Complejo

El Guayabo.

Tacagua (Aroa)

Sedimentos pelíticos ricos en materia orgánica, interes-tratificados con raros elementos volcánicos

Cretácico Tardío? --

Sedimentos depositados en una cuenca euxínica antearco con raros elementos volcánicos y abundantes carbonatos. Contiene depósitos de sulfuros de fondo de cuenca oceánica. U: Esquisto Aroa.

Mamey Sedimentos pelíticos, psamíticos y carbonáticos

Cretácico Temprano --

Sedimentos depositados en ambiente de aguas poco profundas en el margen pasivo del norte de la PSA. U: Esquisto de Mamey.

Nirgua

Sedimentos siliciclásticos y carbonáticos + raros elementos volcánicos máficos

Paleozoico-Mesozoico?

A.E. (granate) a E.V. (biotita)

U: Complejo Nirgua.

Aroa y Bobare

Ávila Sedimentos siliciclásticos + ígneas plutónicas félsicas

Proterozoico - Paleozoico

Anfibolita -A.E. (granate)

Esquisto verde (clorita)

U: Complejo San Julián.

U: Principales unidades geológicas. E.V.: Facies de esquisto verde. A.E.: Facies de anfibolita epidótica. También hay cuerpos de serpentinita sin nombre formal, de formas elongadas y delimitados por fallas. El Esquisto de Mamey es la unidad más occidental de la provincia de la Cordillera

de la Costa Provincia y está en contacto de falla con la provincia de las Napas de Lara (a su vez constituida por una imbricación de las formaciones Carorita, Bobare, Barquisimeto y Matatere, todas afectadas por un metamorfismo incipiente en facies pre-esquisto verde).

23

2.2. FORMACIÓN MATATERE

2.2.1. ANTECEDENTES Esta es la unidad mayoritaria en la región de estudio, dado que como se indicó en el

Capítulo 1, la zona fue escogida para abarcar toda su extensión en la parte centro norte del estado Lara, precisamente para estudiar las facies gruesas de la Formación Matatere, ya que de su contenido de clastos podrían inferirse zonas fuentes de sedimentos.

En los trabajos de las empresas petroleras hasta 1962 esta unidad se cartografió con el nombre de Misoa-Trujillo. Luego fue descrita como Formación Matatere por BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1968), como una unidad turbidítica (flysch). Pero es solo a partir del trabajo doctoral de Jean-François Stephan (1949-2013), cuando se divulgó en la literatura la complejidad tectónica de la región larense, mostrando por primera vez en el país, un mapa donde se muestra un extenso sistema de cabalgamientos con vergencia sureste, con unidades alóctonas apiladas contra las unidades autóctonas de los Andes de Mérida, lo que ha permanecido en la literatura con el nombre de las Napas de Lara (STEPHAN (1982) (Fig. 2.2.1).

La Formación Matatere tal y como fue descrita por BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1968), fue elevada por STEPHAN (1982, 1985) al rango de “Complejo Tectónico-Estratigráfico Lara” y la subdivide en tres unidades, que en dirección SE al NO las denomina Matatere I, II y III (Fig. 2.2.2), que describe como sigue (tomado de la traducción de MACSOTAY & VIVAS, en BELLIZZIA 1989):

Formación Matatere I: Es una sucesión pelítica concordante sobre el Cretácico Tardío de

la Formación Barquisimeto (subunidad Atarigua). Contiene olistolitos del Cretácico. Su edad es probablemente Maastrichtiense tardío - Paleoceno temprano. Corresponde a una parte de la Formación Matatere descrita por BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1968).

Formación Matatere II: Es una unidad dominantemente pelítica, con intercalaciones de horizontes psamíticos, cuya frecuencia y espesor aumenta hacia el tope de la unidad. Los niveles pelíticos presentan horizontes de olistolitos, entre las cuales dominan caliza arrecifal con algas, equinodermos y moluscos. Esta subunidad es discordante sobre la Formación Barquisimeto (subunidad Atarigua) y es cabalgada por la Formación Barquisimeto (subunidad San Pablo). Localmente se hallan capas de calizas arenosas alodápicas, con textura de flujo de bioclastos con moluscos Venericardia (Venericor) cf. toasensis, Baluchicardia cf. Ameliae y foraminíferos: Ranikothalia sp. y Actinosiphon barbadensis. Por esta asociación faunal se atribuye una edad Paleoceno tardío a Eoceno temprano.

Matatere III: Es una unidad pelítica, psamítica y conglomerática, que corresponde mas a la litología del flysch arenáceo típico, donde fue definida originalmente la Formación Matatere (BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1967, 1968 y 1969). Consiste en una alternancia rítmica de arenisca y lutita con un aumento de niveles conglomeráticos hacia el norte en las cercanías de Siquisique. La proporción de secuencias psammíticas aumentan de espesores de oeste a este. Contiene niveles de olistolitos mayormente de caliza, pelita litificada, esquisto, cuarcita y raros granitoides. Los olistolitos carbonáticos son muy variables en composición lítica y contienen faunas con edades que van del Cretácico temprano al Paleoceno. Capas de calizas alodápicas con Fabiania sp. Amphistegina lopeztrigoi, Discocyclina sp. y Sphaerogypsina sp.,

24

permiten datar la Formación Matatere III como de Eoceno temprano (parte superior) al Eoceno medio (parte inferior). La unidad es discordante sobre la Formación Barquisimeto (subunidad San Pablo), y cabalga sobre la Ofiolita de Siquisique, la "Formación La Luna" y la Formación Castillo.

Las edades indicadas por J.-F. Stephan para las tres subunidades, van de mas viejo (I) a más

joven (III), lo cual coincide con las distribución de edades que señala RENZ (1960, mapa).

Fig. 2.2.1. Mapa geológico generalizado del estado Lara al norte de la falla de Boconó. Tomado de STEPHAN (1982, 1985). El polígono rojo ubica nuestra zona de estudio.

El polígono rojo delimita la región de estudio.

25

Fig. 2.2.2. Mapa de distribución de la Formación Matatere (tramado de líneas horizontales), ubicando a las subunidades I, II y III. Tomado de STEPHAN (1982, 1985). El polígono rojo

delimita la región de estudio.

La figura 2.2.3 muestran diversas fotografías de afloramientos de la Formación Matatere,

mostrando que más allá de los estudios petrográficos de los clastos incluidos, que fue el interés para el presente trabajo, muchas investigaciones sedimentológicas, paleontológicas y estructurales, deberían llevarse a cabo en esta región de excepcionales afloramientos.

26

Fig.2.2.3. Fotografías de afloramientos de la Formación Matatere III. Municipios Torres y Urdaneta, estado Lara.

A. Secuencia rítmica lutita-arenisca.

Los Algodones, Siquisique.

B: Conglomerado, Quebrada La Torta,

NE de Siquisique.

C: Olistolito de arenisca. Quebrada

Agua Viva, norte de Carora.

D: Pliegues de arrastre. San Francisco,

noroeste de Carora.

E: Pliegues de arrastre. San José,

norte de Carora.

45

F: Icnofósiles Cosmorharphe. Carretera a Los Algodones, Siquisique.

G: Icnofósiles Chondrites (Ch) y un turboglifo (Tr). Quebrada Las Petacas,

Los Algodones, Siquisique

H: Icnofósiles Chondrites. Quebrada Las Petacas, Los Algodones, Siquisique

I: Marcas de corrientes (flute casts). Quebrada Las Petacas, Los Algodones,

Siquisique.

Tr

Ch

27

46

El material sedimentario constituyente de la Formación Matatere, muestra un continuo de tamaño de granos, desde la arcilla de los niveles pelíticos hasta bloques hectométricos, de manera que a los efectos de presentar los resultados de los análisis petrográficos, por conveniencia serán separados en tres secciones:

- Sección 2.2.2. Areniscas y conglomerados. Aquí se presentará la petrografía de las capas de arenisca, pero especialmente de los

característicos niveles de conglomerado bien expuestos entre La Mesa y Siquisique, que fuera el objeto de la tesis de grado de MARTÍNEZ & VALLETA (2008).

- Sección 2.2.3. Capas de peñones. Estas corresponden a olistostromos, con acumulación de clastos (olistolitos) de dimensiones

centimétricas a métricas, usualmente angulares a subredondeados, que alcanzaron la cuenca tanto por deslizamientos submarinos, como por flujos de detritos.

- Sección 2.2.4. Olistolitos En este tercer grupo incluiremos los olistolitos que afloran separadamente a las capas de

peñones. Usualmente forman grandes masas de forma irregular, angulares y con tamaños muy variables, que van desde dimensiones decamétricas, hectométricas, hasta unas pocas kilométricas (máximo 1,5 km en Los Yabos), constituidas mayormente por rocas carbonáticas del Cretácico Temprano y Tardío. En diversos mapas geológicos estos grandes cuerpos aparecen cartografiados individualmente (e.g.: EVANOFF et al. 1959, RENZ 1960, JEFFERSON 1960, CORONEL & RENZ 1960, HACKLEY et al. 2006).

28

29

2.2.2. PETROGRAFÍA DE ARENISCAS Y CONGLOMERADOS (1) En esta sección se presentan los resultados de los análisis petrográficos realizados, subdivididos

en tres categorías: 1- Areniscas y wacas en secuencia dentro de la formación. 2- Conglomerados en secuencia dentro de la formación (incluyendo clastos de menor tamaño y matriz del conglomerado). 3- Clastos dentro de conglomerado, que fueron estudiados individualmente debido a su gran tamaño. Estos análisis fueron el tema de la tesis de grado de MARTÍNEZ & VALLETA (2008), de donde se resumen los siguientes resultados:

2.2.2.1. ARENISCAS Y WACAS (Tabla 2.2.1)

Arenisca cuarzosa

Presentan un tamaño de grano promedio que varía de medio a muy grueso (0,2 - 1,2 mm), escogimiento que varía de bueno en la arenisca con tamaño de grano menor, a pobre en la arenisca con tamaño de grano promedio mayor. Los granos varían de subredondeados a subangulares con esfericidad media-alta a media-baja. Está compuesta principalmente por cuarzo monocristalino metamórfico (20-60%), volcánico (20-50%), monocristalino plutónico (10-40%) y policristalino metamórfico (12-20%). Hay pequeñas cantidades de feldespato-K (<1-2%) alterados a minerales de arcilla, mostrando bordes corroídos y disolución parcial; fragmentos de rocas sedimentarias (1-5%) tipo chert y arenisca cuarzosa, y fragmentos de cuarcita (<1-8%). Como minerales accesorios están presentes muscovita (2-4%), biotita (1%), pirita (10%), calcopirita? (2%), magnetita (1%), turmalina (1%), granate (<1%) y zircón (<1%). La roca presenta un bajo contenido de matriz (0-5%), compuesta por minerales de arcilla (0-3%) y cuarzo (0-2%). El cemento se encuentra rellenando poros y consiste en cuarzo microcristalino (2-5%), pirita (0-7%), material carbonático (0-5%), minerales de arcilla no identificables (0-3%) y caolinita (0-3%). La porosidad varía entre 1-10%, siendo principalmente secundaria, originada por disolución de la matriz arcillosa y del cemento. Muestras La-1501, 1504A, 1539B, 1540.

Sublitarenita

Presenta un tamaño de grano grueso (0,7 mm), escogimiento pobre y granos subredondeados a subangulares con esfericidad media a media-baja. Está compuesta por cuarzo volcánico (30%), monocristalino plutónico (15%) y monocristalino metamórfico (15%). De igual manera contiene feldespato-K tipo microclino (<1%), fragmentos de chert (5%), fragmentos metamórficos (3%, cuarcita y filita biotítica), y minerales accesorios como muscovita (3%), biotita (2%), zircón (<1%), rutilo (<1%) y limonita (<1%). La matriz (5%) está compuesta por minerales de arcilla tipo caolinita (3%) e ilita-smectita (2%). El cemento se presenta rellenando poros y como sobrecrecimientos, siendo de cuarzo (9%) y limonita (1%). La porosidad es primaria interpartícula (2%) y secundaria, tipo intrapartícula (3%) y por disolución de granos y matriz (5%). Muestra La-1502. Arenisca feldespática

La roca presenta un tamaño de grano medio (0,4 mm), escogimiento medio y bordes subangulares con esfericidad media-alta. Está compuesta por cuarzo monocristalino metamórfico (15%), monocristalino plutónico (10%), cuarzo volcánico (5%), plagioclasa andesina (12%)

(1) En colaboración con G. Valletta y G. Martínez.

30

fuertemente alterada a sericita y feldespato potásico tipo ortosa (3%). De igual manera se compone de fragmentos de rocas metamórficas (10%, cuarcita muscovítica y filita biotítica), y minerales accesorios como muscovita (8%), clorita (3%), biotita (2%), ilmenita (2%) y zircón (1%). La matriz (10%) está constituida por minerales de arcilla no identificables. El cemento se presenta rellenando poros y consiste en limonita (15%), material carbonático (3%) y minerales de arcilla no identificables (2%). La roca no presenta porosidad.

Muestra La-1523.

Waca feldespática Presenta un tamaño de grano promedio grueso (0,6 mm), escogimiento medio y granos

subangulares con esfericidad media-baja. Está compuesta por cuarzo monocristalino plutónico (16%), policristalino plutónico (4%) y volcánico (6%). De igual forma presenta feldespato potásico tipo ortosa (8%) con textura mesopertítica, plagioclasa tipo albita (4%), con textura mesopertítica y fuertemente altera a sericita, y fragmentos de rocas de distintos tipos. Entre los fragmentos de rocas se encuentran, metamórficos (5%) representados por cuarcita y filita clorítica, y sedimentarios (2%) representados por chert y caliza micrítica con precipitación de dolomita. De igual manera se encuentran minerales accesorios como muscovita (1%), biotita (2%) y clorita (<1%). La matriz (30%) está compuesta principalmente por minerales de arcilla no identificables (25%) y caolinita (5%). El cemento se presenta como aros y envoltorios de granos, y está constituido por cuarzo (8%), minerales de arcilla no identificables (5%) y material carbonático (2%). La porosidad es principalmente por disolución de granos (3%), aunque también se puede presentar de tipo intraparticula (1%) y móldica (1%). Muestra La-1516A. Waca lítica

Tienen un tamaño de grano promedio que varía de medio a muy grueso (0,6 - 1,2 mm), escogimiento que varía de bueno a pobre y granos subredondeados a subangulares con esfericidad media a media-baja. Está compuesta por cuarzo monocristalino metamórfico (0-25%), monocristalino plutónico (0-15%), policristalino plutónico (5-10%), cuarzo volcánico (0-15%), y plagioclasa tipo andesina (2-15%) y albita (2%), alterando a material carbonático y sericita. Abundan los fragmentos de rocas sedimentarias (5-15%, chert, limolita y caliza donde se pueden apreciar fósiles reemplazados y micritizados, así como distinguir miliólidos y moluscos.

Fig. 2.2.4. Waca lítica. A: Clasto de filita micácea, La-1505C, NC. B: Clasto de feno-dacita, con textura afieltrada, La-1521, NC. Ancho de la imágenes 1,5 mm.

A B

31

De igual manera están presentes fragmentos metamórficos (5-20%, cuarcita y filita micácea) (Fig. 2.2.4A), y fragmentos ígneos (0-10%), entre los que se encuentran feno-riolita y feno-dacita (Fig. 2.2.4.B) ambas mostrando textura afieltrada. Como minerales accesorios posee clorita (0-6%), muscovita (<1-5%), limonita (0-2%), biotita (0-1%) y turmalina (0-1%). La matriz (15-20 %) se compone de cuarzo (0-15%), minerales de arcilla sin diferenciar (0-10%), caolinita (0-5%) y limonita (0-5%). El cemento se presenta rellenando poros y como envoltorios alrededor de los granos, siendo de material carbonático (2-15%), óxidos de hierro no diferenciables (0-7%), minerales de arcilla sin identificar (0-1%) y cuarzo (0-3%). La porosidad presente es intrapartícula (0-5%).

Muestras La-1521, 1505C, 1524.

Tabla 2.2.1. Composición de areniscas y wacas de la Formación Matatere III (simplificado de MARTÍNEZ & VALLETA 2008).

Tamaño de grano

(mm) Escogimiento Redondez Esfericidad Composición (%) Cuarzo (%) Feldespatos

(%)

Mue

stra

s

Tam

año

prom

edio

Cla

sific

ació

n

Bue

no

Med

io

Pobr

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Muy

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ia a

lta

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ia

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ia b

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Gra

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Mat

riz

Cem

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Poro

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d

Mon

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talin

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Polic

rista

lino

Plut

ónic

o

Mon

ocris

talin

o M

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órfic

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Polic

rista

lino

Met

amór

fico

Vol

cáni

co

Plag

iocl

asa

Orto

sa

Mic

rocl

ino

Areniscas

La-1501 1,2 MG X X X 95 0 5 0 40 0 20 0 20 0 <1 0

La-1539B 0,6 G X X X 84 5 10 1 10 0 60 12 0 0 2 0

La-1540 1,1 G X X X 73 5 7 15 15 0 35 20 0 0 1 0

La-1504A 0,2 M X X X 80 0 10 10 10 0 0 0 50 0 0 0

La-1502 0,7 G X X X 75 5 10 10 15 0 15 0 30 0 0 1

La-1523 0,4 M X X X 70 10 20 0 10 0 15 0 5 12 3 0

La-1516A 0,6 G X X X 50 30 15 5 16 4 0 0 6 4 8 0

La-1524 0,4 M X X X 80 15 5 0 15 5 25 0 0 2 3 0

La-1505C 1,2 G X X X 65 20 15 0 3 7 0 0 5 2 0 0

La-1521 0,6 G X X X 65 20 10 5 0 10 0 0 15 15 0 0

Clastos de arenisca en conglomerado

La-1528B 0,3 M X X X 50 15 35 0 1 0 40 4 0 1 0 0

La-1531D 0,1 F X X x 70 20 10 0 50 0 0 0 15 0 0 0

La-1530E 1,1 MG X X X 90 5 5 0 4 0 3 3 0 3 2 0

La-1525H 0,8 G X X X 50 0 40 10 15 5 0 0 3 4 0 0

La-1530F 0,2 MF X X X 85 10 5 0 30 0 18 0 0 1 4 0

Abreviaturas: MG: Muy grueso. G: grueso, M: medio, F: fino, MF: muy fino.

32

Tabla 2.2.1. Continuación.

Fragmentos Minerales accesorios (%) Matriz (%) Cemento (%)

Muestras

Sed

imen

tario

s

Ígne

os

Met

amór

ficos

Bio

tita

Mus

covi

ta

Zirc

ón

Tur

mal

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Óxi

dos d

e Fe

Otro

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illas

Cua

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Cao

linita

Car

bona

tos

Arc

illas

Óxi

dos d

e Fe

Cua

rzo

Car

bona

tos Nombre

Areniscas La-1501 2 0 8 <1 2 0 1 2 <1 0 0 0 0 3 0 2 0 Arenisca cuarzosa

La-1539B <1 0 0 0 0 0 0 0 0 3 2 0 0 0 7 <1 0 Arenisca cuarzosa

La-1540 1 0 <1 0 0 <1 0 1 0 3 2 0 0 0 5 2 0 Arenisca cuarzosa

La-1504A 5 0 0 1 4 0 0 10 0 0 0 0 0 0 0 5 5 Arenisca cuarzosa

La-1502 5 0 3 2 3 <1 0 1 0 2 0 3 0 0 1 9 0 Sublitarenita

La-1523 0 0 10 2 8 <1 0 2 3 10 0 0 0 2 15 0 3 Arenisca feldespática

La-1516A 3 0 5 2 1 0 0 0 1 25 0 5 0 5 0 8 2 Waca feldespática

La-1524 5 0 15 0 5 0 0 2 3 10 0 0 <1 0 0 3 2 Waca lítica

La-1505C 15 10 20 1 <1 0 0 2 0 0 15 5 0 0 0 0 15 Waca lítica

La-1521 9 1 5 0 3 0 1 0 6 10 8 0 0 1 7 0 2 Waca lítica

Clastos de arenisca en conglomerado

La-1528B 1 0 0 0 <1 1 <1 2 0 15 0 0 0 5 5 25 0 Arenisca cuarzosa

La-1531D 0 0 0 0 3 0 0 2 <1 15 0 <1 5 0 1 5 4 Waca cuarzosa

La-1530E 58 5 10 0 0 0 0 2 0 5 0 0 0 0 0 5 0 Arenisca lítica

La-1525H 13 5 5 0 <1 0 0 <1 <1 0 0 0 0 0 0 0 40 Arenisca lítica

La-1530F 20 0 5 0 0 2 <1 5 0 10 0 0 0 0 0 5 0 Arenisca lítica

33

2.2.2.2. CONGLOMERADOS (Tabla 2.2.2) Los afloramientos más conspicuos de conglomerado se localizan en la parte más septentrional

de la región de afloramientos de la Formación Matatere III, desde Carora hasta Siquisique y Macuere. Los espesores son muy variables desde centimétricos, hasta cerca de 40 m en el caso del Conglomerado de La Cienaguita (hoja 6247-II-NO) (Fig. 2.2.5).

Fig. 2.2.5. Vistas de afloramientos de conglomerado de la Formación Matatere III, Quebrada La Torta y camino entre Siquisique y Macuere.

La flecha anaranjada apunta a clastos de rocas ígneas félsicas.

La totalidad de las muestras analizadas corresponden a la clasificación de paraconglomerado, ya sea petromícticos y polimícticos. El contenido de matriz varía entre 5-80%, siendo de tipo arenisca feldespática, arenisca lítica, sublitarenita, waca feldespática y waca lítica. El contenido de clastos varía entre 20-80%, siendo el tamaño, la composición y las características texturales de los mismos muy variables.

A continuación se mencionan los distintos tipos de clastos encontrados:

34

Minerales

Cuarzo monocristalino plutónico, posee un diámetro aproximado de 4 mm, bordes subredondeados y esfericidad media-alta. Muestra La-1510A.

Cuarzo policristalino metamórfico, poseen un diámetro variado entre 2-5 mm, bordes subredondeados y esfericidad alta a media-baja. Muestras La-1528A, 1534.

Feldespato potásico, posee un diámetro aproximado de 2 mm, bordes redondeados y esfericidad media. Muestra La-1520A.

Rocas sedimentarias

Conglomerado, posee un diámetro aproximado de 2,5 mm, bordes subredondeados y

esfericidad media-alta. Está compuesto principalmente por clastos de feno-andesita piroxénica con textura afieltrada. Muestra La-1531A.

Arenisca, poseen un diámetro muy variado entre 2-10 mm, siendo el promedio 5 mm, bordes redondeados a subangulares, siendo los más abundantes subredondeados, y esfericidad alta a baja. En general se componen de cuarzo con cantidades menores de chert, muscovita y feldespato potásico, presentan escogimiento muy variado y principalmente cemento de material carbonático. Muestras La-1537A, 1528A, 1529A, 1529B, 1530A, 1531A, 1534, 1525B, 1527A, 1539A.

Limolita, poseen un diámetro muy variado entre 2-17 mm, siendo el promedio 6 mm, bordes subredondeados y esfericidad media-alta a media-baja, siendo la más abundante media baja. En general se componen de pequeños granos de cuarzo, micas y arcillas. Algunos presentan recristalización de radiolarios, moldes fósiles, clorita rellenando puntos de disolución y vetas rellenas de material carbonático. Muestras La-1520A, 1520B, 1528A, 1529B, 1531A, 1534, 1525A, 1525B.

Lutita, poseen un diámetro muy variado entre 2,5-10 mm, siendo el promedio 4,5 mm, bordes redondeados a subangulares, siendo redondeados los más abundantes, y esfericidad media-alta a media. En general presentan minerales de arcilla, moldes fósiles, microfósiles no identificados, recristalización de radiolarios y dolomita. Muestras La-1537A, 1520A, 1529A, 1530A, 1534, 1539A.

Chert, poseen un diámetro muy variado entre 2-18 mm, siendo el promedio 6 mm, bordes subangulares a redondeados, siendo los más abundantes subredondeados, y esfericidad media a baja. Algunos clastos presentan recristalización de radiolarios, bandeamiento, cristales de dolomita y vetas rellenas de materia orgánica. Muestras La-1537A, 1520A, 1520B, 1528A, 1529A, 1529B, 1530A, 1531A, 1534, 1525A, 1525B, 1527A, 1539A.

Caliza, poseen un diámetro variado entre 2-5 mm, bordes subredondeados y esfericidad media-alta a baja. En general se observa abundante contenido de micrita, cemento de microespato, fragmentos de algas, fragmentos fósiles no identificados y materia orgánica preservada, rellenando vetas y bordeando los componentes de la roca. Corresponde a un tipo de caliza común en la Formación La Luna (J. Méndez-B, com. pers.). Muestras La-1520A, 1520B, 1528A.

Agata, poseen un diámetro variado entre 2-7 mm, bordes redondeados a subangulares y esfericidad media-alta a baja. La roca se compone de cuarzo fibroso rellenando vetas y recristalizado en formas redondeadas. Muestras La-1529, 1534.

35

Rocas volcánicas Riolita, posee un diámetro aproximado de 4 mm, bordes redondeados y esfericidad media-alta.

En general se compone de fenocristales de plagioclasa tipo albita, feldespato potásico (posiblemente sanidina) y muscovita. Muestra La-1534.

Dacita, poseen un diámetro variado entre 2,5-6 mm, bordes redondeados a subangulares y esfericidad alta a media-baja. Los fenocristales son de plagioclasa tipo albita y feldespato potásico tipo sanidina? en una matriz cuarzosa. Muestras La-1537A, La-1520A, 1525A.

Feno-andesita, poseen un diámetro muy variado entre 2-20 mm, siendo el promedio 7 mm, bordes redondeados a subredondeados, siendo subredondeados los más abundantes, y esfericidad alta a baja. Contiene fenocristales de plagioclasa andesina, alterada a material carbonático, y matriz con textura afieltrada, de flujo o glomeroporfídica (Figs. 2.2.6). Están presentes máficos alterados a clorita y en ocasiones vacuolas rellenas de cuarzo autigénico. Muestras La-1537A, 1520A, 1529B, 1530A, 1531A, 1534, 1525B, 1527A, 1539A.

Fig. 2.2.6. Feno-andesita. A: Textura glomeroporfídica, La-1520A, NC. B: Textura afieltrada, La-1537A, NC. C: Textura de flujo, La-1531A, NC. Ancho de imagen: 1,2 mm.

Basalto, poseen un diámetro variado entre 3-12 mm, bordes subangulares a redondeados,

siendo éstos los más abundantes, y esfericidad baja a media-alta. Se observan fenocristales de plagioclasa no identificada por la fuerte alteración a carbonatos, y minerales máficos alterados a clorita y opacos. La matriz posee una coloración oscura y en ocasiones se presenta desvitrificada o con textura glomeroporfídica. Muestras La-1537A, 1520B, 1530A, 1527A, 1539.

Rocas plutónicas

Granito, poseen un diámetro variado entre 2-6 mm, bordes redondeados a subredondeados y esfericidad media-baja a baja. En general se componen de plagioclasa tipo albita, ortosa pertítica, biotita, muscovita y óxidos de hierro. Muestras La-1520A, 1527A.

Meta-monzogranito, posee un diámetro aproximado de 4 mm, bordes subredondeados y esfericidad media-alta. En general se compone de cuarzo, feldespato alcalino alterado, clorita y zircón. Presenta una orientación que sugiere foliación metamórfica. Muestra La-1534.

Sienita, poseen un diámetro variado entre 2,5-5 mm, bordes subredondeados a subangulares y esfericidad media a media-baja. Se componen de ortosa, piroxeno alterando a clorita, minerales de arcilla como productos de alteración y zircón. Muestras La-1520B, 1528.

Diorita, posee un diámetro aproximado de 4,3 mm, bordes subangulares y esfericidad baja. Presenta plagioclasa tipo andesina, y clorita como alteración de biotita, anfíbol y piroxeno (Fig. 2.2.7). Muestra La-1527A.

36

Rocas metamórficas Cuarcita poseen un diámetro variado entre 2-15 mm con promedio de 7 mm, bordes

principalmente subredondeados, y esfericidad alta a media-baja. Poseen un pequeño porcentaje de micas que marcan la alineación metamórfica. (Figs. 2.2.8). Muestras La-1537A, 1520A, 1520-B, 1528A, 1529A, 1529B, 1530A, 1531, 1525A, 1525B.

Filita, poseen un diámetro variado entre 2,5-4,5 mm, bordes subredondeados y esfericidad baja. Se caracteriza por la presencia de micas. Muestras La-1520A, 1529B.

Fig. 2.2.8. Clastos de cuarcita. A: La-1529B, NC. B: La-1530A, NC. Ancho de imagen: 1,2 mm. Cloritocita poseen un diámetro variado entre 2,0-

4,7 mm, bordes redondeados a subredondeados y esfericidad media a baja. Constituida por clorita de color de interferencia verde, ligeramente orientados (Fig. 2.2.9). Muestras La-1520A, 1528A.

Fig. 2.2.9. Clasto de cloritocita. A: La-1520A, NC. Ancho de imagen: 1,2 mm.

Fig. 2.2.7. Clasto de diorita hornbléndica. La-1527A, NC. Ancho de la imagen: 1,2 mm.

37

Gneis sillimanítico. El clasto posee un diámetro aproximado de 5 mm, bordes redondeados y

esfericidad alta. La roca presenta cuarzo muy suturados, está atravezado por una zona cizallada y presenta pequeños cristales de granate. La sillimanita se presenta en la variedad fibrolita (Fig. 2.2.10). Muestra La-1534.

Fig. 2.2.10. Clasto de gneis sillimanítico. La-1534, NC. Cuarzo en color gris,

sillimanita en forma de fibras. Ancho de las imágenes:

A: 7 mm, B: 3 mm, C: 0,3 mm, D: 0,2 mm. Fotomicrografías tomadas de URBANI (2011).

A

B

C

A D

38

Tabla 2.2.2. Composición de conglomerados de la Formación Matatere III (simplificado de MARTÍNEZ & VALLETA 2008).

Componentes principales (%) Clasificación según: Características

texturales

Matriz

Est

abili

dad

de

los c

last

os

Tip

os d

e cl

asto

s

Muestra

Cla

stos

Mat

riz

Cem

ento

Poro

sida

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Para

cong

lom

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o

Ort

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glom

erad

o

Petr

omíc

tico

Ort

omíc

tico

Polim

íctic

o

Mon

omíc

tico

Clasi-fica-ción de la ma-triz

Tipos de

clastos

Tam

año

(mm

)

Red

onde

z

Esf

eric

idad

Características resaltantes de los clastos

La-1510A 35 60 5 0 X X X

Waca fel-des-pá-tica

Cuarzo mono-cristali-

no plutó-nico

4 SR MA

Los clastos solo de cuarzo, pero la matriz es rica en fragmentos de roca de

caliza (micrita), cuarcita y granos de plagioclasa alterada

Ortosa 2 R M Alterada a minerales de arcilla y se encuentran parcialmente disueltos.

Chert 3 R Al

Algunos clastos presentan radiolarios recristalizados, contienen materia

orgánica y están atravesados por vetas rellenas de cuarzo.

Cuarcita 3 R MA

Presencia de muscovita marcando la alineación de los granos.

Roca clorítica 2 SR B De colores verde y azul con cierta

orientación.

Filita 2,5 SR B Presencia de icas que marcan la alineación metamórfica.

Andesita 2,5 R MB

Matriz con microlitos de plagioclasa con textura glomeroporfídica

Dacita 3,8 R Al Carbonatos en la matriz por alteración de fenocristales de plagioclasa.

Caliza micrítica 4 SR M

B Se observa micrita y cemento tipo

microespato.

Caliza fosilífera 2 SR M

B

Fósiles no identificables y preservación de materia orgánica. Probablemente

tipo Formación La Luna.

Limolita 7,2 SR B Hay granos de cuarzo >0,06 mm.

Lutita 1,6 R B Se observan pequeños granos de minerales de arcilla.

La-1520A 70 25 5 0 X X X

Are-nisca fel-des-pá-tica

Granito 2,1 R MB

Presencia de biotita, muscovita y feldespato potásico con textura

pertítica.

Caliza 5 SR M Se distinguen fragmentos de algas micritizados.

Chert 3 SA B Presenta una alta cementación de óxidos a lo largo de su periferia.

Sienita 2,5 SA MB

Calcita, feldespato-K, minerales de arcilla y zircón, entre otros

Basalto 8 SA B Minerales ferromagnesianos.

Cuarcita 7 SR M Cementación de óxidos no diferenciados.

Meta-limolita 4 SR M

B Cuarzo y moscovita, embebidos en una matriz arcillosa con materia orgánica.

La-1520B 20 80 <1 0 X X X Are-nisca lítica

Serpen-tinita 2,5 SA B A lo largo de la periferia se encuentra

calcita bien cristalizada.

39

Chert 4 SR MB

Posee crecimiento epitaxial de sílice y reliquias de radiolarios.

Dacita 2,5 SA M Bordes totalmente corroídos alterándose a calcita.

Cuarcita 5,5 SR MA

Bordes poco corroídos con cemento de óxidos a lo largo de su periferia.

Presenta grietas rellenas de calcita y material carbonático.

La-1525A 75 15 10 0 X X X

Waca feldes

pá-tica

Meta-limolita 4 SR M Bandeamiento bien marcado por

minerales de arcilla.

Arenisca 3 SR MB

De grano muy fino, compuesta principalmente por cuarzo

monocristalino metamórfico.

Limolita 7 SR MB

Fragmentos alargados, en donde se aprecian granos de cuarzo y óxidos.

Chert 12 SR M Presenta crecimiento epitaxial de sílice.

Andesita 2 R M Feno-andesita con textura afieltrada.

Cuarcita 7 SR MB Posee textura cataclástica.

La-1525B 65 25 10 0 X X X Waca lítica

Meta-chert 3 SR B Presenta crecimiento epitaxial de sílice.

Chert 3,8 SR MB Algunos recristalización de radiolarios

Basalto 4,5 R MA Matriz desvitrificada

Andesita 2,5 SR Al Fenocristales de feldespato-K y matriz de cuarzo y microlitos de plagioclasa.

Arenisca 2,2 SR M Con granos de cuarzo en contacto suturado y arcillas del tipo illita.

Diorita horn-

bléndica

4,3 SA B Plagioclasa (andesina) y cristales de

clorita por alteración de biotita y hornblenda.

La-1527A 90 5 5 0 X X X Sub-lita-

renita

Granito 6 SR B Feldespato-K y albita. Hay máficos totalmente oxidados

Chert 2,2 SR B Los clastos están atravesados por vetas de cuarzo autigénico.

Meta-chert 4,5 SA Al El bandeamiento se evidencia por los

cambios de coloración.

Arenisca cuarzosa 6,3 R Al

Presenta granos de muscovita y de cuarzo anguloso y con esfericidad

variable.

Arenisca calcárea 2,7 R B Presentan granos de cuarzo angulosos

rodeados de cemento carbonático.

Caliza 4,5 SR Al Semejante a la “Formación La Luna”

Cuarcita 5,4 R Al Los de mica que marcan la foliación.

Sienita cuarcí-

fera piroxé-

nica

5 SR M Probable piroxeno transformados a clorita.

Cuarzo policris-

talino 5 SR Al Cuarzo con una extinción ondulatoria.

Limolita 6,7 SR MB

Granos de cuarzo angulosos con tamaño promedio de 0,08 mm

La-1528A 50 30 20 0 X X X Are-nisca lítica

Roca clorítica 4,7 R M Compuesta por minerales que se

presentan como agregados fibrosos.

40

Chert 5,1 SR MA Presentan radiolarios recristalizados.

Arenisca cuarzosa 6 SR Al Cuarzo con sobrecrecimientos y escaso

porcentaje de matriz.

Lutita 2,5 R MA Se observan moldes de fósiles.

Cuarcita 2,1 SA MA Presenta micas que marcan la foliación.


Agata 7 SA B Presencia de cuarzo autigénico en forma de fibras.

Limolita 7,5 SR MB

Presentan vetas de cuarzo que lo atraviesan en diferentes direcciones, así

como recristalización de radiolarios

Arenisca 3,5 SA B Arenisca cuarzosa de grano muy fino, compuesta principalmente por granos de cuarzo monocristalino plutónico.

Cuarcita 8,5 SR B Los clastos se encuentran totalmente

alargados y orientados. Presentan textura cataclástica.

Feno-andesita 4 SA B Pórfido de fenoandesita con matriz

desvitrificada y textura afieltrada.

Meta-limolita 7 SR M

Presentan puntos de disolución rellenos de clorita y fracturas rellenas con

material carbonático. Meta-chert 4 SR B Fragmentos alargados, presentan

vacuolas rellenas de clorita.


Filita clorítica 4,5 SR B Fragmento alargado, con fracturas que

presentan precipitación de sílice.

Chert 8,1 BR MB

Algunos presentan recristalización de radiolarios.

Lutita 2,7 R MA Se observan moldes de fósiles

Arenisca 4,5 R M Presentan mal escogimiento y material calcáreo.

Cuarcita 12 R MB

Presenta micas que marcan la alineación metamórfica.

Basalto 12 R MA

Fenocristales de plagioclasa no identifica, en una matriz con coloración

oscura.

La-1530A 75 20 5 0 X X X Grau-vaca lítica

Andesita 6 SR B Fenocristales de plagioclasa alterada a calcita y máficos alterados a clorita.

Arenisca 2 SA MB

Arenisca de grano muy fino, en donde se distingue cuarzo, clorita, plagioclasa,

calcita y matriz arcillosa, todos los granos muy corroídos.

Limolita 2 SR MA

Se distinguen cuarzo, muscovita y clorita, embebidos e la matriz arcillosa.

Conglo-merado

2,5 SR M

A Fenoandesita piroxénica, con textura

afieltrada.

Andesita 2,3 SR B Se presenta clorita.

Cuarcita 10 SR MB

Presenta en su periferia un halo de alteración radial a calcita en el contacto

con la matriz carbonática.

Arenisca 2 SR MB

Arenisca de grano muy fino, en donde se distingue cuarzo, clorita, plagioclasa,

calcita y matriz arcillosa, todos los granos muy corroídos.

La-1531A 85 15 <1 0 X X X Waca lítica

Chert 18 SR B Se distinguen cuarzo, muscovita y

clorita, embebidos en la matriz arcillosa.

41

Gneis silimaní-

tico 5 SR M

A

Cristales de silimanita como fibras aciculares. Zonas de cizallas formadas

por cristales de cuarzo y restos de granate.

Cuarzo poli-

crista-lino

meta-mórfico

2 SR MB

Presenta una fuerte extinción ondulatoria.

Chert 5 R MB

Algunos clastos presentan bandeamiento.

Arenisca 7 R MA

Granos de cuarzo, feldespato potásico y fragmento de chert, con abundante

matriz y mal escogimiento. Meta

monzo-granito

4 SR MA

Compuesto por cuarzo, feldespatos alterados, clorita y zircón.

Lutita 4 R M Presenta bordes corroídos y óxidos de hierro tipo limonita.

Riolita 4 R MA

Fenocristales de plagioclasa tipo albita, feldespato potásico y muscovita.

Andesita 4 R M Vacuolas rellenas de cuarzo y matriz con textura de flujo.

Agata 2 R MA

Cuarzo autigénico recristalizado en formas redondeadas y rellenando vetas.

Limolita 2,4 R MB Presenta moldes de fósiles

La-1534 65 30 5 X X X Are-nisca lítica

Lutita 5 SR MA Recristalización de radiolarios

Chert 12 SR MB

Algunos presentan recristalización de radiolarios.

Limolita 17 SR MB Presentan recristalización de radiolarios

Arenisca cuarzosa 10 SR M

B

Presenta escogimiento medio, bajo porcentaje de muscovita y fragmentos

de lutita.

Andesita 20 SR MB

Fenocristales de plagioclasa tipo andesina y piroxenos cloritizados en

una matriz con textura de flujo.

Basalto 9 SR MB

Fenocristales de plagioclasa no identificada en una matriz

desvitrificada

Dacita 6 SR MB

Fenocristales de plagioclasa albita y sanidina en una matriz cuarzosa.

Cuarcita 15 SR MA

Micas que marcan la alineación metamórfica.


Lutita 10 SA MA

Se observan minerales de arcilla y micas.

Chert 5 SR MA Verde en muestra de mano

Lutita 6 SR MA

Presenta recristalización de radiolarios y moldes de fósiles

Arenisca cuarzosa 7 R M

A

Presenta escogimiento medio y cuarzo monocristalino con extinción recta y

ondulatoria.

Basalto 3 R MB Matriz con textura glomeroporfídica


Andesita 4 R MA

Fenocristales fuertemente alterados a calcita.

42

Clasto de conglomerado incluido en conglomerado de la Formación Matatere III

Chert 11 SR MB

Presenta recristalizaciones concéntricas de sílice y fracturas rellenas de material

carbonático.

Meta-chert 12 SA B

Presenta bordes muy corroídos en donde se acumulan óxidos.

Bandeamiento bastante marcado y fracturas rellenas de material

carbonático.


Cuarcita 3 SA B Presenta bordes medianamente corroídos y fracturas rellenas de material carbonático y clorita.

Leyenda: Br: Bien redondeado, R: Redondeado, SR.: Subredondeado, SA: Subangular, A: Angular, Al: Alta, MA: Media-alta, M: Media, MB: Media baja, B: Baja

2.2.2.3. CLASTOS DENTRO DEL CONGLOMERADO ANALIZADOS DE FORMA INDIVIDUAL

Se realizó el análisis petrográfico de 32 clastos incluidos en los conglomerados, los cuales por

su tamaño centimétrico pudieron ser estudiados en detalle de forma individual. Estos resultaron clasificados como: sedimentarias (conglomerado, arenisca cuarzosa, waca cuarzosa, arenisca lítica, chert, micrita, agata); volcánicas (feno-latita porfídica, feno-dacita porfídica, feno-andesita porfídica, basalto andesítico porfídico, toba basáltica, metatoba de ceniza vítrea); plutónicas (tonalita, granodiorita, diorita, leucogabro, gabro). A continuación se presentan los resultados obtenidos para cada uno de ellos:

Rocas sedimentarias

Conglomerado Este clasto posee un diámetro de 12 cm, bordes redondeados y esfericidad baja. Se trata de un

paraconglomerado, petromíctico y polimíctico, compuesto por clastos (50%), matriz (40%) y cemento (10%). Los clastos que contiene están representados por: Fragmentos de chert, con diámetro aproximado de 10,5 mm, bordes subredondeados a subangulares y esfericidad media-baja a baja. En general presentan recristalización de radiolarios, fracturas rellenas de material carbonático y bandeamiento. Fragmentos de cuarcita, con diámetro aproximado de 3 mm, bordes subangulares y esfericidad baja. En general contienen micas que marcan la alineación metamórfica. La matriz se compone de minerales de arcilla y fragmentos de roca. El cemento se presenta rellenando poros y consiste en material carbonático y minerales de arcilla. Muestra La-1531B.

Arenisca cuarzosa

Éste posee un diámetro de unos 4 cm, bordes redondeados y esfericidad media-baja. La roca se caracteriza por presentar un tamaño de grano medio (0,3 mm), escogimiento muy pobre y granos subredondeados a subangulares con esfericidad media-alta. Está compuesta principalmente por cuarzo monocristalino metamórfico (40%). Están presentes en proporciones menores, cuarzo monocristalino plutónico (1%), plagioclasa (1%), fragmentos de lutita (1%), y minerales accesorios como muscovita (<1), zircón (1%), turmalina (<1%) y limonita (2%). La matriz (15%) se compone por minerales de arcilla. El cemento se presenta como sobre-crecimientos y rellenando poros, siendo principalmente de cuarzo (25%). En menor proporción se encuentra

43

cemento de óxido de hierro (5%) y minerales de arcilla (5%). No presenta porosidad. Muestra La-1528B.

Waca cuarzosa

Posee un diámetro aproximado de 4 cm, bordes redondeados a subredondeados y esfericidad media-alta. La roca presenta un tamaño de grano promedio fino (0,1 mm), escogimiento bueno y granos subredondeados con esfericidad baja. Se compone principalmente por cuarzo monocristalino plutónico (50%) y cuarzo volcánico (15%). Como minerales accesorios, presenta muscovita (3%), pirita (1%), hematita (1%) y clorita (<1%). La matriz (20%) está compuesta por minerales de arcilla (15%), material carbonático (5%) y caolinita (<1%). El cemento se presenta rellenando poros y consiste en cuarzo microcristalino (5%), material carbonático (4%) e ilmenita (1%). No presenta porosidad. Muestra La-1531D.

Arenisca lítica

En general poseen un diámetro aproximado de 4 cm, bordes redondeados a subredondeados y esfericidad media-alta. La roca presenta un tamaño de grano promedio que varía de muy fino a muy grueso (0,2 - 1,1 mm), escogimiento que varía de medio a muy pobre y granos subredondeados a subangulares con esfericidad media-alta a media-baja. Está compuesta principalmente por fragmentos de rocas sedimentarias (13-58%) entre los cuales se encuentran lutita, chert con recristalización de radiolarios, y fragmentos de arenisca compuesta por cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa. De igual manera están presentes fragmentos metamórficos (5-10%), tipo cuarcita (2.2.11A) y filita micácea (2.2.11B), y fragmentos de rocas ígneas (0-5%), plutónicas compuestas por albita y ortosa, y volcánicas (feno-dacita) compuestas por fenocristales de oligoclasa en matriz afieltrada. El contenido de cuarzo está representado por cuarzo monocristalino plutónico (4-30%), monocristalino metamórfico (3-18%), policristalino plutónico (0-5%), policristalino metamórfico (0-3%) y volcánico (0-3%). De igual manera están presentes plagioclasa tipo albita-oligoclasa (1-4%), feldespato potásico tipo ortosa (0-4%) y minerales accesorios como muscovita (<1%), zircón (0-2%), turmalina (<1%), clorita (<1%), ilmenita, pirita y limonita (1-5%). La matriz (5-10%) se compone de minerales de arcilla sin diferenciar. El cemento es de carbonático (0-40%) el cual se presenta rellenando poros, y de cuarzo (0-5%) el cual se presenta como sobrecrecimiento sobre granos detríticos. La porosidad es secundaria (0-10%) por disolución de granos y cemento. Muestras La-1530E,F, 1525H.

Fig. 2.2.11. Arenisca lítica. A: Clasto de cuarcita, La-1530E, NC. B: Clasto de filita micácea,

La-1530F, NC. Ancho de las imágenes: A: 1,2 mm, B: 0,6 mm.

A B

44

Chert

Posee un diámetro aproximado de 4,5 cm, bordes subredondeados y esfericidad media-alta. La roca presenta bandeamiento, marcado por la alteración a material carbonático y la presencia de hematita en una dirección preferencial. Posee muy delgadas vetas de calcita que cortan perpendicularmente el bandeamiento. Contiene pirita como mineral accesorio. Muestra La-1531F.

Micrita

Este clasto posee un diámetro aproximado de 7 cm, bordes bien redondeados y esfericidad baja. La roca está compuesta por micrita (80%) y cemento tipo pseudoespato (10%). Presenta, en menor proporción, extraclastos de cuarzo (7%), zircón (<1%) y limonita (1%), e intraclastos tipo fragmentos de caliza (2%) y fragmentos fósiles sin diferenciar (<1%). Muestra La-1528D.

Agata

Éstos poseen un diámetro que varía entre 2-7 cm, bordes redondeados a subredondeados y esfericidad media a baja. La roca constituye un depósito químico de sílice, caracterizado por la presencia de formas concéntricas (Fig 2.2.12B) y sílice con habito fibroso (Fig 2.2.12B). Presenta hematita y dolomita euhedrales y se encuentra atravezada por numerosas vetas rellenas de calcita y sílice. Muestras La-1526A, 1531E.

Fig. 2.2.12. Clastos de ágata. A: Texturas concéntricas, La-1526A, NC. B: Cuarzo fibroso, La-1526A, NC. Ancho de las imágenes: 1,2 mm.

Rocas volcánicas (Tabla 2.2.3) Feno-latita porfídica

Tiene un diámetro aproximado de 3 cm, bordes bien redondeados y esfericidad media a baja. La roca se caracteriza por ser hipocristalina, afanítica e inequigranular porfídica. Los fenocristales están compuestos por plagioclasa (10%) no identificada por la fuerte alteración a carbonatos, clorita como alteración de minerales máficos (15%) y carbonatos como alteración de plagioclasa (10%). La matriz (60%) está compuesta por microlitos de feldespatos, clorita, limonita e ilmenita. No exhibe ninguna textura característica. Muestra La-1537B.

A B

45

Feno-dacita porfídica

Estos clastos poseen un diámetro que varía de 2-5 cm, bordes muy redondeados a redondeados y esfericidad alta a baja. La roca es hipocristalina, afanítica e inequigranular porfídica. Los fenocristales están compuestos por plagioclasa (10-15%, andesina - oligoclasa) en ocasiones fuertemente alterada a sericita y calcita, cuarzo (5-7%), feldespato-K (0-5%, ¿sanidina?), clorita por alteración de piroxeno y biotita (0-10%), biotita no alterada (0-10%) y carbonatos como alteración de plagioclasa (0-15%). Presenta textura glomeroporfídica en los fenocristales de plagioclasa (Fig. 2.2.13). La matriz (53-70%) se compone de cuarzo y feldespato, se encuentra alterada a material carbonático y posee textura de flujo alrededor de los fenocristales. Se presenta textura glomeroporfídica en la plagioclasa. Muestras La-1530B, 1530L.

Fig. 2.2.13. Feno-dacita porfídica. A: Fotografía tomada en el campo mostrando el clasto de 5 cm de diámetro, La-1530L. B: Fenocristales de plagioclasa con textura glomeroporfídica, La-

1530B, NC. Ancho de las imágenes: 1,2 mm. Feno-andesita porfídica

Estos clastos son de diámetro variable de 3-8 cm, con bordes redondeados a subredondeados y esfericidad media-alta a media-baja. La roca es hipocristalina, afanítica e inequigranular porfídica. Los fenocristales están compuestos por plagioclasa (10-30%, andesita), alterando a sericita, material carbonático y epidoto; feldespato-K (0-5%, ¿sanidina?) alterando a minerales de arcilla, piroxenos (0-12%) algunos identificados como clinopiroxeno y en ocasiones no identificables por la fuerte alteración a clorita, calcita y óxidos; biotita (0-5%) sin alterar, clorita (0-15%) como producto de la alteración de piroxeno y biotita; material carbonático (0-10%) como alteración de feldespatos y piroxenos. La matriz (40-85%) se compone principalmente de microlitos de plagioclasa desorientados, presentando textura afieltrada y en ocasiones de flujo en los bordes de los fenocristales. De igual manera está compuesta por limonita, clorita y feldespato potásico. Se presenta ocasionalmente, textura glomeroporfídica en los fenocristales de plagioclasa y feldespato potásico, y amigdaloide con vacuolas rellenas de cuarzo autigénico, clorita, calcita, estilopmelana? y epidoto (Fig. 2.2.14). Muestras La-1530D,I,J,K, 1527B,D, 1528E, 1525F, 1526B, 1538,

A B

46

Basalto andesítico porfídico

Posee un diámetro aproximado de 3 cm, bordes redondeados y esfericidad alta a media. La roca es hipocristalina, afanítica e inequigranular porfídica. Los fenocristales se componen de plagioclasa (15%, andesina), clorita como producto de alteración de minerales máficos (5%). La matriz (80%) presenta textura afieltrada, y está compuesta por microlitos de plagioclasa y máficos no diferenciables alterados a clorita. Muestra La-1530N.

Toba basáltica

Posee un diámetro aproximado de 3 cm, bordes subangulares y esfericidad media a baja. La roca se caracteriza por ser hipocristalina, afanítica e inequigranular porfídica. Los fenocristales se componen de plagioclasa (30%, andesita) fuertemente alterada a minerales de arcilla y material carbonático; feldespato-K (15%) con fuerte alteración a minerales de arcilla, y clorita (35%) como producto de alteración de anfíboles y biotita posiblemente. Como minerales accesorios se encuentra leucoxeno (5%) y apatito (<1%). Presenta zonación en la plagioclasa y textura poiquilítica la plagioclasa y la clorita. La matriz (15%) se compone completamente de minerales de arcilla no diferenciables. Muestra La-1525E.

Metatoba de ceniza vítrea

Tiene un diámetro aproximado de 4 cm, bordes subredondeados y esfericidad baja. La roca se caracteriza por ser holohialina y afanítica. Está compuesta únicamente por matriz vítrea muy fina con presencia de minerales opacos, donde se distingue pirita. Muestra La-1527E.

Fig. 2.2.14. Feno-andesita.

A: Fotografía tomada en el campo, el clasto mide 4 cm, La-1530J.

B: Vacuolas rellenas de clorita, epidoto, cuarzo y estilpnomelana?, La-1530J, NC. C: Fenocristales de plagioclasa, uno con

crecimiento epitaxial, La-1528E.

A B

C

47

Rocas plutónicas (Tabla 2.2.3) Tonalita

Estos poseen un diámetro aproximado de 8 cm, bordes bien redondeados a redondeados y esfericidad media a baja (Fig. 49). Se compone de cuarzo (20-35%), plagioclasa (43-55%, oligoclasa-albita) alterada a sericita y material carbonático; feldespato-K (0-5%, ortosa) fuertemente alterado a sericita; hornblenda (0-10%) alterando a clorita; biotita (0-5%) alterando a clorita, clorita (3-12%), material carbonático rellenando poros y por alteración de plagioclasa (2-10%), zircón (<1%) y apatito (<1%). Se presentan texturas antipertítica y poiquilítica evidenciada por plagioclasa con inclusiones de hornblenda y clorita. Presentan un ligero bandeamiento. Muestras La-1528C, 1530G.

Fig. 2.2.15. Tonalita. A: Clasto de unos 8 cm, La-1530G. B: Cristales de plagioclasa, ortosa

y biotita cloritizada, La-1528C. Ancho de la fotomicrografía: 1,2 mm. Granodiorita

Posee un diámetro aproximado de 12 cm, bordes subredondeados y esfericidad media-alta. Se compone de cuarzo (15%), plagioclasa zonada (30%, andesina) alterada a minerales de arcilla y carbonatos, feldespato-K (10%, ortosa), clorita como producto de alteración (21%), carbonatos como producto de alteración (20%), biotita (3%) y granate (<1%). Muestra La-1527C.

Diorita

Éste posee un diámetro aproximado de 7 cm, bordes redondeados y esfericidad alta a media. Se compone de cuarzo (7%), plagioclasa (60%, oligoclasa) medianamente alterada a sericita y material carbonático, feldespato-K (1%, ortosa) alterando a minerales de arcilla; y piroxeno (2%), anfíbol (<1%) y biotita, fuertemente alterados a material carbonático (10%) y a clorita (10%). Algunos cristales de plagioclasa presentan textura antipertítica. Muestra La-1530C.

Leucogabro

Éste posee un diámetro aproximado de 4 cm, bordes redondeados y esfericidad media a baja. Se compone de cuarzo (3%), plagioclasa (75%, labradorita), con poca alteración a sericita, feldespato-K (2%, ortosa), muscovita (1%), y clorita (10%) y material carbonático (10%) como productos de alteración. Muestra La-1530M.

Gabro

Este posee un diámetro aproximado de 10 cm, bordes bien redondeados y esfericidad baja. Se compone de cuarzo (5%), plagioclasa (63%, bitownita) alterada a sericita, clorita (20%) y

A B

48

material carbonático (10%) como productos de alteración (Fig. C221). Se presenta zonación en la plagioclasa. Muestra La-1531C.

Tabla 2.2.3. Mineralogía y clasificación de clastos de rocas ígneas incluidos en conglomerados

(Simplificado a partir de MARTÍNEZ & VALLETA 2008).

Cua

rzo

Pla

gioc

lasa

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espa

to-K

Pir

oxen

o

Anf

íbol

Clo

rita

Bio

tita

Mus

covi

ta

Gra

nate

Car

bona

tos

Mat

riz

Vac

uola

s

Otr

os Clasificación

Volcánicas La-1537-B - 10 - - - 15 - - - 10 60 - 5 Feno-latita porfídica

La-1530-B 7 15 - - - - 10 - - 15 53 - <1 Feno-dacita porfídica

La-1530-L 5 10 5 - - 10 - - - - 70 - - Feno-dacita porfídica

La-1530-J - 10 - <1 - - - - - - 70 20 <1 Feno-dacita porfídica

La-1526-B - 10 - - - <1 - - - 5 67 15 3 Feno-andesita porfídica La-1528-E - 10 - - - - - - - 5 85 - - Feno-andesita porfídica

La-1530-D - 20 5 3 - 15 - - - - - 55 2 Feno-andesita porfídica

La-1530-I - 25 3 12 - - 5 - - - 55 - - Feno-andesita porfídica

La-1530-K - 20 5 3 - 7 - - - - 65 - <1 Feno-andesita porfídica

La-1538 - 20 - - - - - - - - 80 - - Feno-andesita porfídica La-1525-F - 15 - - - 5 - - - - 75 - 6 Feno-andesita porfídica

La-1527-B - 3 - - <1 - - - - - 75 22 - Feno-andesita porfídica

La-1527-D - 30 - - - 15 - - - 10 40 - 5 Feno-andesita porfídica

La-1530-N <1 15 - - - 5 - - - - 80 - - Basalto andesítico

La-1525-E - 30 15 - - 35 - - - - 15 - 5 Toba basáltica La-1527-E - - - - - - - - - - 100 - - Metatoba de ceniza vítrea

Plutónicas La-1528-C 35 43 - - - 12 - <1 - 10 - - <1 Tonalita

La-1530-G 20 55 5 - 10 3 5 - - 2 - - <1 Tonalita anfibólica

La-1527-C 15 30 10 - - 21 3 - <1 20 - - 1 Granodiorita

La-1530-C 7 60 1 2 <1 10 10 - - 10 - - - Diorita

La-1530-M 3 75 2 - - 10 - <1 - 10 - - - Leucogabro

La-1531-C 5 63 - - - 20 - - - 10 - - 2 Gabro

49

2.2.3. LAS CAPAS DE PEÑONES DE LA FORMACIÓN MATATERE (1)

Resumen Desde las primeras exploraciones en los años 1920´s, la localidad de Paragüito, al noreste de

Carora, llamó la atención por los peñones de caliza del Cretácico y granito, incluidos en rocas terciarias hoy denominadas Formación Matatere. RENZ et al. (1955) describen la “Capa de Peñones de Paragüito”, y BUSHMAN (1965) para la zona de Barquisimeto detalla las "Capas de Peñones de Pavia"; luego por razones inadecuadas estas dos unidades fueron invalidadas por el Léxico Estratigráfico. Ahora con nuevo trabajo campo y laboratorio, se propone elevarlas a la categoría de válidas. Adicionalmente con el método U-Pb en zircón, en un peñón de granito incluido en la Formación Matatere, se obtuvo una edad Ordovícico Tardío, típica de granitos andinos. La Capa de Peñones de Paragüito es de gran extensión y aparece en la parte norte de la zona de afloramientos de la Formación Matatere, en una franja desde La Mesa hasta cerca del poblado de Matatere. Estas capas fueron depositadas en tiempos de gran inestabilidad tectónica de los márgenes de la cuenca antepaís generado entre los terrenos de la parte frontal de la placa Caribe y el continente suramericano. Desde allí abundantes deslizamientos y flujos de detritos llevaron una gran cantidad material al depocentro. Estos elementos sedimentarios y granitoides mayormente se originaron en el margen suramericano.

ANTECEDENTES

En la región centro-occidental del país, mayormente entre las poblaciones de Barquisimeto, Siquisique y Carora, estado Lara (Fig. 1), aflora una extensa unidad turbidítica que en los trabajos de las empresas petroleras desde 1928, hasta los muy conocidos mapas de la Creole Petroleum Corporation (MCDANIEL 1960, JEFFERSON 1960), fue cartografiada como “Formación Misoa/Trujillo” y asignada al Paleoceno-Eoceno. Posteriormente, en los trabajos del Ministerio de Minas e Hidrocarburos la unidad fue estudiada y cartografiada como Formación Matatere (BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1967, 1968; ANÓNIMO 1997a).

En la Formación Matatere se encuentran diversos niveles con abundantes peñones de diversos tamaños y tipos de rocas, la más conspicua de dichas capas aflora típicamente en las cercanías de los caseríos de Paragüito y Parapara, ubicados al noreste de Carora. Esta localidad es conocida desde las primeras exploraciones en los años 1920´s, debido a la presencia de bloques de caliza del Cretácico y de rocas plutónicas félsicas, incluidas en las rocas más jóvenes del Terciario. Otto RENZ (1949) es quién realiza la cartografía geológica más detallada del cuadrante noroccidental del estado Lara, así mismo publicando la descripción formal de la “Capa de Peñones de Paragüito” (RENZ et al. 1955), así como la cartografía geológica generalizada de toda la región (RENZ 1960) (Fig. 2.2.16).

Diversos autores han observado que dentro de la extensa área de afloramientos de la Formación Matatere, se encuentran capas de peñones de una amplia gama de tamaños y litologías, constituidos por rocas ígneo-metamórficas pre-cretácicas y sedimentarias cretácicas y paleocenas, así mismo hay grandes cuerpos con dimensiones variables, desde pocos metros, incluyendo decamétricos y unos pocos hectométricos (RENZ et al. 1955; CORONEL & RENZ 1960).

(1) En colaboración con Daniel Ricci.

50

Fig. 2.2.16. Mapa de localización regional. Los recuadros ubican las figuras 2, 3, 5 y 8.

La Capa de Peñones de Paragüito ha sido reseñada como inválida en la segunda y tercera

edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela (CVET 1970, SCHERER (ed.) 1997). Igual suerte tuvo la "Capa de Cantos de Pavia” que fuera definida adecuadamente por BUSHMAN (1965).

Estas unidades han permanecido olvidadas, pero debido a trabajos recientes en la zona de La Mesa (Fig. 2.2.17) y Paragüito (Fig. 2.2.18), se considera pertinente resumir la información disponible y presentar nuevos datos e interpretaciones, incluyendo la geocronología U-Pb de cristales de zircón de un bloque de granito incluido en la Capa de Peñones de Paragüito.

En consecuencia, en este trabajo se propone formalizar la definición de la Capa de Peñones de Paragüito y de la Capa de Cantos de Pavia, como subunidades válidas incluidas dentro de la Formación Matatere. Para ello se da cumplimiento a los artículos 17, 18, 19 y 26 del Código Estratigráfico Norteamericano (NACSN 2005), pero hacemos notar que utilizamos esta obra en particular, ya que las comisiones redactoras del Léxico Estratigráfico de Venezuela de 1956, 1970 y 1997 (CVET 1956, 1970, SCHERER (ed.) 1997), utilizaron esta misma obra en sus tres ediciones anteriores.

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Adicionalmente, dentro de la secuencia de la Formación Matatere hay otras capas de peñones que no han sido nombradas formalmente, sobre las cuales también se resumirá su conocimiento actual.

ASPECTOS GEOLÓGICOS REGIONALES

Zona de Paragüito-Parapara-Bucarito, noreste de Carora Paragüito es un caserío de se ubica a unos 8 km al norte de la población de Río Tocuyo, a su

vez localizado a 18 km al noreste de Carora, en el Municipio Torres del estado Lara (Fig. 3). Allí se encuentra la bifurcación de las carreteras que van a los poblados de Siquisique y Parapara.

Esta región fue explorada en 1928 por el geólogo suizo Dr. Albert Oschner de la empresa The Caribbean Petroleum Corporation (CPC) del grupo Royal Dutch/Shell (OSCHNER 1930). Sus muestras fueron examinadas macroscópicamente por HALLIDAY (1930) quien identifica algunas de granito. El autor también describe bloques de caliza tipo La Luna rodeados de lutita del Terciario en la localidad de El Chino, cerca de Río Tocuyo (también citado por RENZ et al. 1955).

En 1929 el geólogo Dr. Louis Kehrer (1897-1979) de la CPC inicia el levantamiento geológico

sistemático del norte de Lara a escala 1: 100.000, incluyendo la región de Parapara y Paragüito (KEHRER 1930). Al año siguiente, el mismo geólogo guía una excursión geológica desde Urumaco hasta Carora, donde participa el petrólogo Dr. Louis Martin Robert Rutten (1884-1946) de la Universidad de Utrecht, acompañado de su esposa, seis de sus estudiantes y el paleontólogo M. W. F. Tweedie de la CPC (TWEEDIE 1930). El 31 de julio 1930 se encuentran en la zona de Paragüito donde estudian tanto las rocas ígneas, como los afloramientos de caliza cretácica en los cuales colectan amonites. El principal interés del Dr. Rutten eran los afloramientos de rocas ígneas y metamórficas del norte de Venezuela, a fin de explicar la presencia de clastos de esta naturaleza encontrados en el conglomerado de la Formación Soebi Blanco de la isla de Bonaire (URBANI et al. 2012). Para la biografía del Dr. L. Kehrer puede consultarse a URBANI (2011).

Posteriormente, el Prof. Rutten publica la determinación petrográfica de la roca ígnea del sitio

de Paragüito, e indica que corresponde a “un dique ígneo en una caliza del Cretácico, al NNE de Río Tocuyo”, luego la describe como “una roca granular con albita un tanto idiomórfica, con ortosa y cuarzo totalmente xenomórfico; con biotita y moscovita meteorizada y con trazas de turmalina y granate idiomórfico. Granito binario cataclástico” (RUTTEN 1931). Pero evidentemente no se trata de un dique.

El petrólogo holandés H. M. E. Schürmann (1891-1979) a comienzos del año 1933, también

con apoyo de la empresa CPC, realiza una excursión en el occidente y centro de Venezuela. De la zona general de “Río Tocuyo”, probablemente de Paragüito, menciona un granito de dos micas del cual presenta un análisis químico parcial (K2O 0,92% y Na2O 5,75%). Indica que es intrusivo en el Cretácico-Eoceno, e interpreta que no puede ser mas joven que el Oligoceno, dado que arriba está la discordancia con rocas de esa edad. Lo considera equivalente a un granito ubicado a 30 km al este de Mene Grande (hoy conocido como Granito de El Baño) (SCHÜRMANN 1934).

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Este autor reconoce haber recibido información del Dr. Kehrer y cita la publicación previa del Dr. Rutten.

Fig. 22.17. Mapa geológico de la zona de La Mesa y del yacimiento de mercurio de San Jacinto.

Topografía según la hoja 6147-II-SE; geología a partir de GODDARD & CASTILLO 1970.

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Fig. 2.2.18. Mapa geológico de la zona de Paragüito. Topografía según hoja 6347; geología de la hoja D-5-A de la Creole Petroleum Corporation y STEPHAN (1982).

KEHRER (1937: 58) en su trabajo publicado en el Primer Congreso Geológico Venezolano, dice:

“En el norte del estado Lara, compuesto mayormente por estratos del Terciario, hay capas del Cretácico conectadas con intrusiones de rocas ígneas que inesperadamente aparecen en superficie en varios lugares. Como un ejemplo podemos mencionar el afloramiento de caliza de La Luna a unos 5 km al oeste de Parapara (en la carretera de Carora a Siquisique) conectado con diques de granito de dos micas. La caliza tiene una buena cantidad de fósiles como Inoceramus sp., dientes, vértebras, espinas y escamas de peces, y varios amonites”.

A partir de la anterior publicación, la información del bloque de granito hallado en Paragüito,

erróneamente interpretado como intrusivo en las rocas sedimentarias cretácicas, se repite en los siguientes trabajos:

- Los geólogos Víctor M. López y John Brineman dicen que “Al oeste de Parapara (carretera Carora-Siquisique), se encuentra un granito binario… Por lo regular, cerca de estos cuerpos ígneos se han observado afloramientos de rocas cretácicas dentro de sedimentos terciarios” (LÓPEZ & BRINEMAN 1943: 34).

- El Prof. Walter H. Bucher dice “La caliza de La Luna aflora entre las rocas del Terciario a 5 km al oeste de Parapara, en la carretera de Carora a Siquisique. Está cortada por diques de granito biotítico-muscovítico” (BUCHER 1952: 37).

- Los geólogos Luis Carmona y Raúl Laforest citan “Se conoce de la existencia de intrusiones graníticas dentro del Eoceno, al oeste de Parapara, en la carretera Carora-Siquisique” (CARMONA & LAFOREST 1953: 72).

- KEHRER (1956: 343) vuelve a mencionar el granito de dos micas.

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En 1948, el geólogo Dr. Otto Renz (1906-1992) de la CPC realiza el levantamiento geológico a escala 1:40.000 de la región comprendida entre Río Tocuyo y Siquisique (RENZ 1949), allí cartografía la Capa de Peñones de Paragüito. Las muestras recogidas por Renz son estudiadas por varios profesionales y los importantes resultados que habían permanecido inéditos, se resumen a continuación:

a) El petrógrafo holandés J. Heering determina tres grupos de rocas ígneas incluidas en las

rocas sedimentarias (HEERING 1949): + Primeramente menciona un grupo de rocas que define como “intrusivas graníticas” y las

describe como “granito cataclástico, contentivo de cuarzo, ortosa, oligoclasa-andesina y biotita como componentes principales. La mirmequitización es común”. Estas probablemente correspondan al granito “intrusivo” en caliza de los autores previos, pero llama la atención que no lo clasificara como granito binario.

+ El segundo grupo corresponde a clastos contenidos dentro de muestras de caliza del Cretácico (que denomina como tipo La Luna y Cogollo), allí encuentra dacita que atribuye a la Formación La Quinta, ortogneis, granito cataclástico y sienita de color marrón.

+ En muestras de conglomerado polimíctico identifica clastos de dacita, así como de otras rocas volcánicas probablemente del tipo La Quinta, de granito cataclástico, de gneis cuarzo micáceo y de cuarcita. Estas muestras fueron estudiadas nuevamente por STREIFF (1950).

b) El paleontólogo holandés B. van Raadshooven expresa que las muestras que examinó son más o menos conglomeráticas y difieren sólo en el tamaño y cantidades de los clastos, mientras que el cemento es siempre una caliza recristalizada. Entre la variedad de fragmentos hay algunos de caliza recristalizada de grano fino a veces con abundante Lithothamnium y otras con grandes foraminíferos. Entre la fauna de grandes foraminíferos encuentra dos poblaciones (VAN RAADSHOOVEN 1949: 1-2): (1) Una correspondiente a ejemplares rotos y retrabajados que comprenden: Discocyclina (3 variedades), Bontourina inflata, Athecocyclina spp., Ranikothalia spp. y Amphistegina sp., que sugieren una edad Paleoceno. (2) En un segundo grupo no retrabajado identifica a Discocyclina? nov. spec., Pseudophragmina (Proporocyclina) cf. cushmani, Asterocyclina sp. y Amphistegina cf. senni Cushman, que sugieren una edad post-Paleoceno o mejor Eoceno Medio. Estas especies post-paleocenas forman la fauna completa de las muestras menos conglomeráticas, mientras que en las más conglomeráticas se encuentran en el cemento junto con la fauna retrabajada del Paleoceno. También hay foraminíferos pequeños tales como Globigerina, Globorotalia, Miliolidae y Planorbulina?, también presentes en el cemento, de la cual la última especie también corresponde a una edad post-Paleoceno.

Estos informes resaltan la presencia de clastos de una amplia variedad de rocas ígneas félsicas,

tanto plutónicas como volcánicas, así como rocas sedimentarias y metamórficas (metagraníticas y metasedimentarias).

A los pocos meses de concluir el trabajo del Dr. Renz, y en parte para resolver la discrepancia

surgida con la edad de las rocas ígneas de la zona de Siquisique: interpretadas como post-Cretácico por KEHRER (1930) y pre-Cretácico por RENZ (1949), con las repercusiones que ello tenía para la comprensión del sistema petrolero, la empresa CPC envía al geólogo P. F. Kiewiet de Jonge para trabajar entre Siquisique y Río Tocuyo durante los meses de octubre 1949 a febrero

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1950. En la zona de Paragüito estudia los afloramientos de “caliza cretácica” y en ella encuentra el amonite Oxytropidoceras multifidum de edad Albiense medio (Grupo Cogollo). También menciona que su Formación Calichal (hoy Formación Matatere), incluye bloques de granito que están confinados en horizontes, pero cuya extensión lateral no pudo determinar (KIEWIET DE JONGE 1950: 6).

En 1953 el geólogo R. Lakeman de la Cia. Shell de Venezuela continúa la cartografía entre

Baragua, Paragüito y San Pablo, pero su trabajo no se concreta en un informe. Este autor junto a O. Renz, elaboran una sección geológica donde representan las capas de peñones e interpretan que son debidas a deslizamientos submarinos, con los materiales procedentes fundamentalmente del norte desde lo que denominan como el “Alto de Siquisique” (RENZ & LAKEMAN 1953). A partir de mayo de ese mismo año, el levantamiento geológico es continuado hacia noreste hasta el poblado de Matatere por el geólogo E. van der Meulen, quien cartografía la Capa de Peñones de Paragüito hasta unos 40 km al este de la localidad tipo. También cartografía otras capas de peñones y ubica localidades aisladas con olistolitos de rocas ígneas (VAN DER MEULEN 1954).

Los geólogos Renz, Lakeman y van der Meulen presentan la primera publicación formal con la interpretación de deslizamientos submarinos. Además definen formalmente la Capa de Peñones de Paragüito (“Paragüito Boulder Bed”, RENZ et al. 1955), incluyendo una columna estratigráfica de la unidad (Fig. 2.2.19).

A los pocos años, RENZ (1960) publica un mapa geológico (Fig. 2.2.20) del norte del estado Lara, que sintetiza los trabajos inéditos de Renz, Lakeman y van der Meulen, mostrando la extensión total de la Capa de Peñones de Paragüito por casi 45 km.

Dentro de las campañas de geología de superficie de la empresa Creole Petroleum Corporation, la zona de Paragüito-Parapara-Bucarito fue cubierta por las cuadrillas de Charlie C. Jefferson Jr. y E. L. McDaniel. En las cercanías de Paragüito cartografían a la Formación Misoa/Trujillo (actual Formación Matatere) y dentro de ella a un cuerpo hectométrico de la Formación La Luna (JEFFERSON Jr. 1960, MCDANIEL 1960). Esta localidad fue examinada en nuestro trabajo de campo, pudiendo observar que realmente hay una zona con abundantes olistolitos métricos-decamétricos de la Formación La Luna, también bloques submétricos de rocas ígneas y de caliza tipo Apón, pero no es un cuerpo único hectométrico de La Luna (MARTÍNEZ & VALLETA 2008).

La tesis doctoral de Jean-Francois Stephan de 1982 contiene la más completa descripción de la

Formación Matatere (STEPHAN 1982). En la zona de Paragüito menciona, cartografía e ilustra el horizonte de peñones sin darle nombre formal. Este autor subdivide a la Formación Matatere en tres subunidades informales que denomina I, II y III, que corresponden aproximadamente a las zonas de edades Paleoceno, Eoceno Temprano y Eoceno Medio de RENZ (1960), respectivamente. La Capa de Peñones de Paragüito queda incluida en Matatere III. Adicionalmente presenta un mapa geológico de la distribución de la capa de peñones desde Paragüito hasta Guásima (Fig. 2.2.20). En esta última localidad, ubicada en la margen derecha del río Tocuyo a unos 8 km al este de Paragüito, levanta una sección geológica. También menciona un bloque decamétrico de caliza paleocena denominado Peña Azul, y al igual que los autores previos, señala que los bloques más abundantes son de caliza, de edad variable: Paleoceno, Cretácico Temprano y Cretácico Tardío. Este autor presenta un dibujos muy ilustrativo del aspecto de una de estas capas (Fig. 2.2.21).

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Fig. 2.2.19. Columna estratigráfica generalizada de la Capa de Peñones de Paragüito en la localidad tipo. Escala: aproximadamente 200 m de espesor. Tomado de RENZ et al. (1955).

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Fig. 2.2.20. Mapa geológico de la región de Río Tocuyo-Bucarito-Bobare, estado Lara. La Capa de Peñones de Paragüito corresponde a la serie de puntos que va desde Paragüito, continuando hacia las quebradas Parapara y Cambural, para terminar en la qda. Morrocoy. Mapa integrado a partir de RENZ (1960), MCDANIEL (1960), JEFFERSON (1960), BELLIZZIA et al. (1968) y STEPHAN

(1982: 267, 1985: pl. 3).

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En la franja de afloramientos de la Formación Matatere, que va desde el extremo noroeste de la cuenca de Carora, hasta Puente Limón al este de Siquisique, MARTÍNEZ & VALLETTA (2008) estudian muestras de sus facies gruesas y olistolitos. Para la zona de Paragüito describen petrográficamente los diversos tipos litológicos contenidos dentro de la Capa de Peñones, donde aparecen rocas volcánicas y plutónicas félsicas, así como caliza de la Formación La Luna y del Grupo Cogollo. NOGUERA et al. (2008) determinaron las edades U-Pb de 683 granos detríticos de zircón extraídos de nueve muestras de arenisca de la Formación Matatere, a partir de lo cual presentan diversas interpretaciones geodinámicas. Una de sus muestras fue colectada a 4 km al noroeste de Paragüito. STEPHAN (1982) ilustra una de las capas de peñones (Fig. 6).

Fig. 2.2.21. Capas de peñones. Quebrada

Paparapa. Imagen de STEPHAN (1982: 263),

Zona norte de Barquisimeto En las cercanías del km 9 de la carretera vieja Barquisimeto hacia Carora, hoy una zona de

urbanismo informal, allí en la Qda. El Mamón, EVANOFF et al. (1955, 1959) describen la presencia de clastos de rocas ígneas incluidos en las rocas terciarias (hoy Formación Matatere). En una de sus fotografías (Fig. 2.2.22a) se observa un bloque de aproximadamente 1 m de diámetro mostrando un granito con probables enclaves de gneis.

En 1958 el geólogo Jess R. Bushman (1921-2006) de la Universidad de Princeton, presenta su

tesis doctoral sobre la geología de la región de Barquisimeto, donde describe una unidad que denomina "Facies de capa de peñones de Pavia” (Pavia Boulder-bed facies) (BUSHMAN 1958: 77, 1959: 71). En las traducciones al español que se hicieron de sus obras, aparece escrito incorrectamente como “Capas de cantos de Pavia” o “Facies de Bloques de Pavia” (BUSHMAN 1960, 1965: 51-60). Su descripción es muy completa e indica la presencia de bloques y peñones mayormente de caliza cretácica, pero también de rocas ígneas, desde granito a diorita de grano medio a grueso, de los cuales algunos corresponden a rocas foliadas. Los fragmentos están rodeados de lutita gris de limolítica a arenosa. El autor incluye su cartografía geológica (simplificada en nuestra Fig. 8).

El 4 de diciembre de 1959 durante el III Congreso Geológico Venezolano, el mismo autor guía una excursión a lo largo de la antigua carretera Barquisimeto-Carora, donde se realizan paradas en los kilómetros 9,0 y 9,2 y también en los km 32 (Fig. 7b) y 41,5 para observar afloramientos de otras capas de peñones (BUSHMAN 1960).

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Fig. 2.2.22a. Peñón de granito con relaciones intrusivas en un gneis, quebrada El Mamón, Altos de Pavia. Gr.: granito, Gn.: gneis. Fotografía de EVANOFF et al. (1959)

Otras capas de peñones en la literatura Adicionalmente a las capas de Paragüito y Pavia, dentro de la Formación Matatere se han

descrito y cartografiado otros niveles de peñones y bloques. BUCHER (1952: 37) menciona la presencia de capas similares en la antigua carretera Barquisimeto-Carora, cerca de Punta de La Sabana y cerca de Los Yabos (ver ubicación en los mapas de BUSHMAN, 1960), con la presencia de clastos redondeados de granito, diorita y caliza. Los interpreta como “bloques exóticos” que llegaron a su posición final por deslizamientos submarinos. Le llama la atención la presencia de granito de grano grueso, e indica que los afloramientos más cercanos de este tipo de rocas están en la zona de Yaritagua (BUCHER 1952: 55-56), por consiguiente sugiere que la fuente puede bien haber estado hasta a más de 60 km al norte o el noreste.

EVANOFF et al. (1955, 1959) trabajan en la antigua carretera Barquisimeto-Carora, presentando

numerosas fotografías y mapas topográficos muy detallados que muestran la ocurrencia de grandes bloques exóticos métricos a decamétricos (olistolitos), así como una notable capa de peñones en el km 32 (Fig. 2.2.22b).

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Fig. 2.2.22b. Afloramiento de una capa de peñones en el km 32 de la antigua carretera

Barquisimeto-Carora. Izquierda: Fotografía de EVANOFF et al. (1959). Derecha: Fotografía de F. Urbani de la misma localidad tomada en febrero 2012 (GÓMEZ 2012).

El único mapa geológico que muestra la distribución total de las capas de peñones es el de RENZ (1960). Éste se ha resumido e integrado al contenido de otros trabajos en nuestra figura 2.2.20, e igualmente se dispone de la columna estratigráfica generalizada de la Formación Matatere, desde Atarigua en el flanco sur del Surco de Barquisimeto, hasta Parapara en el margen norte (RENZ et al. 1955) (Fig. 2.2.19). Entre ambas ilustraciones se puede visualizar tanto la distribución areal, como vertical de los distintos niveles de peñones dentro de la Formación Matatere, con la discriminación aproximada de las unidades informales Matatere II y III según STEPHAN (1982: 267).

El trabajo geológico fundamental para el área de Barquisimeto es la tesis doctoral de Bushman,

y sus publicaciones posteriores (BUSHMAN 1958, 1959, 1960, 1965). Este autor, después de hacer referencia a los trabajos de RENZ & LAKEMAN (1953), indica que en ese momento la interpretación preferencial es que los bloques provienen de los bordes del Surco de Barquisimeto, “sin embargo, hay la posibilidad de que por medio de fallas y grandes pliegues anticlinales,

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dentro de la cuenca misma, se crearan otras fuentes de suministro y tal vez quedaran también islas remanentes de los ejes de los pliegues anticlinales o escarpados de falla. Si en realidad, en esta parte de Lara, el Cretácico yace encima de un complejo de rocas ígneas y metamórficas, tales estructuras tectónicas podrían haber traído hacia arriba este complejo para servir como fuente de los cantos de rocas ígneas y metamórficas” (BUSHMAN 1960: 111). Tambien describe su Capa de Cantos de Pavia (Fig. 2.2.23).

CORONEL & RENZ (1960) cartografían la región norte de Barquisimeto, que se superpone

parcialmente con la estudiada por BUSHMAN (1958), allí distinguen las rocas que este último autor denomina Capas de Cantos de Pavia, pero ellos la cartografían como Terciario no diferenciado en facies “flysch”. Expresan que para el Paleoceno-Eoceno Medio, el surco de Barquisimeto recibió una gran cantidad de bloques alóctonos de todas las edades, desde el Cretácico Tardío hasta el basamento pre-Cretácico (ver su figura 8). Estos autores son los primeros en introducir en Venezuela el concepto de “wild flysch” para este tipo de sedimentación caótica.

En cuanto al tamaño de granos de los sedimentos incluidos en la Formación Matatere (Fig.

2.2.24), hay un continuo, desde aquellos de las capas de arenisca gruesa a conglomerado que contienen clastos sedimentarios e ígneos (plutónicos y volcánicos) con granulometría submilimétrica a centimétrica (MARTÍNEZ & VALLETA 2008); pasando a horizontes de matriz lutítica contentivos de clastos mayormente angulares pero también redondeados, de dimensiones centimétricas a métricas (aquí se incluyen entre otras, a las capas de peñones de Paragüito y Pavia, de RENZ et al. 1955 y BUSHMAN 1965, respectivamente), continuando con olistolitos de dimensiones mayores con cuerpos decamétricos y unos pocos hectométricos, que aparecen tanto aislados como en agrupaciones con varios de la misma litología relativamente cercanos entre sí (e.g.: EVANOFF et al. 1959, CORONEL & RENZ 1960).

Las capas de sedimentación caótica en la Formación Matatere concuerdan con la denominación

de "wild flysch" (e.g.: CORONEL & RENZ 1960). Siguiendo ejemplos europeos, EARDLEY & WHITE (1947: 981) definen el “wild flysch” como “una facies conglomerática o brechoide del flysch en la cual hay peñones gigantes de 3 a 20 m o más en longitud, intercalados con lutita y caliza… y se piensa representan deslizamientos submarinos, o detritos del colapso de acantilados submarinos durante la sedimentación del flysch, o asociados a las etapas tempranas de la generación de grandes napas”. Una revisión de las unidades tipo “wild flysch” de Venezuela y Trinidad es presentada por JAMES (1997), en el contexto de sus ideas de un origen local de la placa Caribe.

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Fig. 2.2.23. Mapa geológico de la zona de Pavia-Algarí, al norte de Barquisimeto.

Simplificado a partir de BUSHMAN (1965).

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Fig. 2.2.24. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Matatere, desde Atarigua hasta Parapara. Se muestran varias niveles con capas de peñones, así como niveles con bloques hoy día interpretados como definidos

como olistolitos. Escala: representa aproximadamente 1.500 m de espesor. Tomado de RENZ et al. (1955)

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Estado de los nombres de las capas de Paragüito y Pavia En la segunda y tercera edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela (CVET 1970, SCHERER

et al. 1997), la Capa de Peñones de Paragüito aparece como unidad inválida y dice textualmente: “RENZ et al. (1955) introdujeron este nombre para designar varios horizontes de capas de peñones de composición variable, intercalados en la secuencia de rocas del Paleoceno-Eoceno en el estado Lara. Corresponde a la 'Facies de Bloques de Pavia' de BUSHMAN (1965) y al Terciario no diferenciado en `facies flysch' de CORONEL & RENZ (1960). VON DER OSTEN (1967) incluyó la unidad en lo que llamó `Facies Pavia' del Miembro El Tocuyo de la Formación Morán. Bellizzia y Rodríguez (1967, 1968) las incluyeron dentro de la secuencia de turbiditas del estado Lara, que denominaron Formación Matatere” (ANÓNIMO 1997b).

La unidad “Pavia Boulder-bed Facies” de BUSHMAN (1958, 1959), que fue traducida al español

en formas distintas como Capas/Facies de Peñones/Clastos/Bloques de Pavia (BUSHMAN 1960, 1965), también aparece como inválida, por el mismo criterio de ser parte de la Formación Matatere (ANÓNIMO 1997c).

Una razón por el cual la Capa de Peñones de Paragüito hubiera podido ser invalidada entre los

años 1955 y 1960, es que en la publicación original de RENZ et al. (1955) no aparece un mapa geológico con su distribución. Dicho mapa fue publicado cinco años después por RENZ (1960), toda una década antes de la publicación de la segunda edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela (CVET 1970).

Las unidades de Paragüito y Pavia fueron descritas formal y adecuadamente por sus autores,

por ello, su inbilitación por el hecho de formar parte de la extensa Formación Matatere, no es válida, en especial en este caso por lo conspicuas que resultan estas unidades en el campo, su importancia ambiental, tectónica y paleogeográfica, así como por la gran extensión en que han sido cartografiadas por RENZ (1960) y BUSHMAN (1965). Inclusive, NACSN (2005, artículo 20) especifica que para abandonar una “unidad geológica formalmente definida” deben presentarse suficientes justificaciones para demostrar su inconveniencia.

NUEVO TRABAJO EN CAPAS DE PEÑONES DE LA ZONA DE CARORA - BUCARITO - EL YABITO - CAMBURAL - PADRE DIEGO

a. Caserío La Mesa En septiembre 2007 se realizó un reconocimiento geológico en la zona del caserío La Mesa

(Figs. 2.2.16 y 17). Allí, dentro de la Formación Matatere y adyacente al contacto de falla de corrimiento con la Formación Castillo, se pudo distinguir un nivel con peñones de granito y de caliza del tipo La Luna y Cogollo, con dimensiones decimétricas a métricas embebidos en lutita, con un espesor total no mayor de 50 m. Probablemente este nivel sea correlacionable con la Capa de Peñones de Paragüito.

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Entre los elementos incluidos de este nivel, destaca un bloque de granito de 1,5 m de diámetro que presenta fracturas que están rellenas por caliza negra del tipo de la Formación La Luna (Fig. 2.2.25) (en la cual se identificó el foraminífero Hedbergella sp., Max FURRER, 2007, com. pers.). Se interpreta que el granito fue transportado por algún flujo caótico, a la cuenca sedimentaria de la posterior “Formación La Luna” y al quedar rodeado del lodo carbonático, éste rellenó sus fracturas. Luego de la litificación ambas litologías (caliza y granito) quedan integradas como un todo, y para el Eoceno temprano a medio, las rocas del margen pasivo probablemente son levantados a través del alto periférico (forbulge) y a su vez se constituyen en fuente de peñones, que se incorporan en la cuenca antepaís (surco de Barquisimeto), pero ahora se encuentran rodeados por los sedimentos flysch de la Formación Matatere.

El granito fue clasificado como un monzogranito y fue datado con un equipo SHRIMP-RG

(Sensitive High Resolution Ion Micro Probe - Reverse Geometry) de la Universidad de Stanford. Obteniéndose una edad de cristalización de 455 (+12, -11) Ma, que corresponde al Ordovícico Tardío (ver detalles en la sección 2.9).

Fig. 2.2.25. Olistolito de granito en la Formación Matatere III. En el bloque de granito se observa que la caliza tipo “Formación La Luna” penetra en sus fracturas y forma contactos

abruptos. Muestra La-1509D.

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b. Caserío Paragüito (MARTÍNEZ & VALLETA 2008) Según la definición de RENZ et al. (1955), la localidad tipo de la “Capa de Peñones de

Paragüito” son los cerros adyacentes al caserío homónimo y su cartografía geológica se presenta en la Fig. 2.2.53. Esta unidad corresponde a un olistostromo. A continuación de describen los tipos de olistolitos estudiados:

- Rocas del tipo Formación La Luna están presentes como bloques de extensión variable

desde decimétrica, métrica y hasta decamétrica, de hecho las filas que se extienden al este y al oeste del caserío Paragüito, están sustentadas principalmente por dichas capas de caliza negra. La muestra No. 154765 colectada por JEFFERSON (1960) en esta localidad, se conserva en la “Colección Creole” del Centro de Micro-paleontolo-gía Dr. Pedro J. Bermúdez de INTEVEP-PDVSA. Al ser reexaminada por el Dr. Max Furrer en 2007, determinó la presencia de abundantes foraminíferos pláncticos entre los cuales se identifican Guembelina sp., Hedbergella sp., Heterohelix sp., Plano-malina sp., Pseudotextularia sp. que corresponden a una fauna típica de la Formación La Luna con edad posible desde el tope del Albiense al Cenomaniense. La fig. 2.2.26 presenta una muestra con perfiles de amonites.

- Caliza del tipo Formación Apón en tamaños métricos a decimétricos (Fig. 2.2.27), que

corresponden a caliza de color gris claro con abundante macrofauna. En cinco muestras se identificó la siguiente fauna (Tulio PERAZA, 2007, com. pers.): 1) Conjunto no biodiverso de valvas desarticuladas de Chondrodonta (ostréidos). 2) Rudista, gasterópodo (familia Trochidae) Chilodonta sp., algas. 3) Gasterópodo Tylostoma sp. 4) Colonia de corales. 5) Ammonites recristalizados, valvas desarticuladas de bivalvos, braquiópodos. El especialista indica que el conjunto faunal de braquiópodos, ammonites y bivalvos es similar al descrito por O. Renz en La Aguada de Los Chivos, en el Miembro La Puya de la Formación Peñas Altas, hoy día considerado correspondiente al Grupo Cogollo.

Petrográficamente se analizaron dos muestras resultando clasificadas como biomicrita empaquetada, compuestas por elementos ortoquímicos (27-45%) y aloquímicos (55-70%). Los ortoquímicos están representados por micrita (15-20%), espato (5%), microespato (0-10%) y pseudoespato (7-10%). Entre los aloquímicos se encuentran fragmentos de caliza (0-30%),

Fig. 2.2.26. Muestra de caliza dela "Formación La Luna" con perfiles de amonites. Foto D. Mendi

67

foraminíferos bénticos (2-5%) tipo miliólidos y rotaliforme, ostrácodos (0-4%), corales (0-49%), algas (15%) y ooides (0-5%).

- Las rocas ígneas son escasas y usualmente no mayores a medio metro de diámetro, entre ellas

se ha identificado metamonzogranito, metasienogranito, metagranodiorita, diabasa hornbléndica y feno-andesita porfídica, cuya petrografía se resume a continuación:

Feno-andesita porfídica. La roca es hipocristalina, afanítica e inequigranular porfídica.

Los fenocristales están compuestos por cuarzo (10%), plagioclasa (40%) con fuerte alteración a

Fig. 2.2.27. Capa de Peñones de Paragüito. A: Olistolito de dimensiones métricas de caliza tipo Formación Apón. B y C: Detalles de su fauna. Fotos D. Mendi.

A B

C

68

material carbonático, biotita (2%) y clorita (<1%). La matriz (45%) se compone de microlitos de plagioclasa y muscovita. Se presenta textura amigdaloide y rellenas de clorita.

Metadiabasa. Es una roca holocristalina, fanerítica y equigranular hipidiomórfica. Compuesta de cuarzo (2%), plagioclasa (40%, andesina) medianamente alterada a material carbonático y sericita, hornblenda (43%) alteranda a clorita, calcita y óxidos de titanio, estilpnomelana (5%) y carbonatos (10%) como producto de alteración. Presenta textura blastofítica entre la plagioclasa y la hornblenda.

Metagranito (monzogranito y sienogranito). Esta roca es holocristalina, fanerítica y equigranular hipidiomórfica. Se compone de cuarzo (40%), plagioclasa (25%) medianamente alterada a sericita y material carbonático, feldespato-K (20%) con fuerte alteración a minerales de arcilla, hornblenda (<1%), biotita (<1%) alterada a clorita, muscovita (10%), granate (2%) alterando a clorita, y estilpnomelana (3%). Se presentan texturas pertítica y mirmerquítica.

Monzodiorita. La roca es holocristalina, fanerítica y equigranular hipidiomórfica. Se

compone de cuarzo (10%), plagioclasa (40%, albita) alterada a sericita, clorita (20%) como producto de alteración probablemente de biotita, muscovita (20%) y minerales de arcilla (10%) como producto de alteración. La plagioclasa aparece zonada.

Metagranodiorita. La roca es holocristalina, fanerítica y equigranular alotriomórfica. Está

compuesta por cuarzo (25%), plagioclasa (40%, andesina) fuertemente alterada a minerales de arcilla y material carbonático; feldespato-K (5%) alterando a minerales de arcilla; clorita (10%) y material carbonático (5%) como productos de alteración; muscovita (10%) y biotita (5%). Las texturas observadas son pertítica en el feldespato potásico y sagenítica en biotita.

- En la continuación hacia el este de la “Capa de Peñones de Paragüito”, a las orillas del río

Tocuyo y rodeado por la planicie aluvial, se localiza un olistolito de unos 40 m de diámetro de una caliza paleocena que se denomina Peña Azul (ver ubicación en la Fig. 2.2.53, su borde norte en la Fig. 2.2.28). Previamente fue reconocido por RENZ et al. (1955) y STEPHAN (1982), pero cuando ellos trabajaron la Peña se ubicaba en la margen derecha del río Tocuyo, mientras que hoy día por la deriva del mismo río se encuentra en la margen izquierda.

Dos muestras fueron clasificadas como una bioesparita redondeada, con la siguiente composición: Ortoquímicos (30-40%) [representados por micrita (0-10%), espato (5-10%), microespato (0-15%) y pseudoespato (0-20%)]. Extraclastos (1-5%) [cuarzo (1-5%) y plagioclasa (0-1%)]. Aloquímicos (55-70%) [fragmentos fósiles (0-30%), fragmentos de caliza (10-20%), foraminíferos (5-10%) rotaliformes, miliólidos, Textularia, esponjas de equinodermos (3-5%), ostrácodos (0-5%), corales (0-2%), algas (0-20%) y ooides (5-45%)].

Los autores previos señalan una fauna de edad Paleoceno para esta roca, lo cual concuerda con una variada microfauna identificada por el Dr. Max. Furrer en las dos muestras anteriores, quien la considera del Paleógeno sin diferenciar.

69

Fig. 2.2.28. Olistolito de caliza del Paleoceno, localidad de Peña Azul, a la margen izquierda del río Tocuyo, al este de Paragüito. Foto David Mendi.

c. Kilómetros 32-32,2 carretera vieja Carora-Barquisimeto (GÓMEZ 2012) Aquí se ubica una de las localidades de EVANOFF et al. (1959) y de la excursión de BUSHMAN

et al. (1960), mostrada en la fotografía de la Fig. 2.2.22. Se recolectaron dos muestras de olistolitos de rocas ígneas, que se encuentran rodeados de una matriz lutítica. También hay clastos de caliza oscura y masiva y algunos de chert. Las capas de peñones alcanzaban los 50 m de espesor.

Las muestras están compuestas principalmente por cristales de cuarzo fracturados y con contactos suturados, feldespato-K que presenta alteración a sericita y minerales de arcilla, plagioclasa (albita) alterando a sericita, biotita muy alterada a clorita. También se observa una especie de matriz o material disgregado de minerales de arcillas y calcita. Además se encontraron minerales accesorios como apatito y zircón. Una textura característica es la mirmekítica. Prestan un grado de cataclasis que permiten clasificarlas como protocataclasitas (Tabla 2.2.4).

Tabla 2.2.4. Composición mineralógica y clasificación de olistolitos graníticos de la capa de

peñones del km 32, carretera vieja Carora-Barquisimeto. (GÓMEZ 2012)

Muestra

Cua

rzo

Feld

esp.

K

Plag

iocl

asa

Bio

tita

Mus

covi

ta

Cal

cita

Acc

Mat

riz

Clasificación

La-1327 40 26 16 7 1 3 Tz 7 Sienogranito protocataclástico La-1328 40 25 20 8 1 1 Tz 5 Monzogranito protocataclástico

70

d. Región de El Yabito - Bucarito-Buenos - Aires - Pozo Salado (RICCI 2011) Esta remota zona es la que contiene los afloramientos mayores y mejor expuestos, tanto de

capas de peñones, como de estratos muy potentes de conglomerado con clastos muy gruesos y de variada litología. De esta región se dispuso de los mapas a escala 1:40.000 de VAN DER MEULEN (1954) de la empresa Cia. Shell de Venezuela, donde se ubican capas de peñones y de conglomerados. En nuestro trabajo de campo visitamos todas las localidades de este autor, sin embargo pudimos constatar que la extensión de las capas de peñones en sus mapas son muy exageradas. A veces, con base a un solo y pobre afloramiento las extrapola por varios cientos de metros. Pero de cualquier manera, estos mapas fueron una guía fundamental e invaluable para llegar a todas ellas. La integración de la geología de la región en mapas a escala 1:25.000 fue realizada por RICCI (2011) y SÁNCHEZ (2012). URBANI (2011) también presenta detalles sobre los distintos tipos de rocas ígneas incluidos en estas capas.

1- Quebrada Palmiche. Localidad: La-401, Coordenadas UTM: E: 426.112 / N 1.148.686.

Este afloramiento constituye el extremo más oriental de la ya descrita Capa de Peñones de Paragüito. La capa tiene un espesor de unos 30 m y contiene mayormente cantos de caliza tipo “Formación La Luna”, de hasta 3 m x 1 m, incluyendo concreciones con amonites. El tamaño y cantidad de bloques disminuyen de base a tope. Hacia el tope se encontró un único fragmento de granitoide de 20 cm de diámetro (Figs. 2.2.29, 30, 31).

Fig. 2.2.29. Capa de Peñones de Paragüito, en la quebrada Palmiche, entre Cambural y El Yabito. Mayormente clastos de caliza de la "Formación La Luna". Localidad La-401

71

Fig. 2.2.30. Capa de peñones de la Quebrada El Palmiche. Concreción de la "Formación La Luna" con amonite, Clasto de granodiorita in situ rodeado de lutita. La-401.

Fig. 2.2.31. Olistolito de caliza de la “Formación La Luna” en la capa de peñones de la Quebrada Palmiche. La-401.

72

2- Quebrada Guasa. Localidad La-402, coordenadas UTM: E 427.708 / N 1.147.995. Aflora una capa de unos 6,5 m de espesor (Fig. 2.2.32), con cantos de caliza oscura tipo

“Formación La Luna” distribuidos en forma caótica. Los clastos son decimétricos, pero uno alcanza un diámetro de 2 m.

Fig. 2.2.32. Nivel caótico con olistolitos en la Quebrada Guasa. Localidad La-402.

3- Quebrada Quebracho. Localidad La-403, coordenadas UTM: E 426.332 / N 1.147.587. Capa con bloques de caliza de colores gris claro (Fig. 2.2.33), fosilífera y laminada, del tipo de

la “Formación Apón”. Por estar parcialmente cubierta por un depósito coluvial, no se pudo determinar el espesor.

Fig. 2.2.33. Olistolitos de caliza gris claro en la capa de peñones de la quebrada Quebracho. Localidad La-403. Muestra de caliza fosilífera La-403A

4- Quebrada Aceituna. Localidad: La-404, coordenadas UTM: E: 420.433 / N: 1.144.105. Corresponde a un nivel caótico muy irregular de unos 3 m de espesor, de poca extensión

lateral, contentivo de de caliza de color gris muy oscuro del tipo “Formación La Luna” y de concreciones aisladas de caliza (Fig. 2.2.34).

73

Fig. 2.2.34. Nivel con concreciones tipo “Formación La Luna”, quebrada Aceituna. A la derecha un fragmento de concreción. Localidad La-404.

5- Quebrada Mamonal. Localidad: La-418, coordenadas UTM: E 430.282 / N 1.139.726 Capa con bloques de granitoides, de tamaños muy variables desde centimétricos hasta de 2 m.

También hay clastos de caliza fosilífera tipo “Formación Apón” y grauvaca lítica (Fig. 2.2.35).

Fig. 2.2.35. Capa de peñones de la quebrada Mamonal. Tonalita y caliza tipo “Formación Apón” (flecha roja). Localidad La-418.

Tonalita

74

6- Quebrada El Agua I. Localidad: La-420, coordenadas UTM: E 430.563 / N 1.138.232. En esta quebrada afloran tres capas con sedimentación caótica, que desde aguas arriba hacia

aguas abajo, describimos a continuación, con las siglas I, II y III. La primera capa contiene mayormente de bloques granitoides, caliza fosilífera tipo “Formación

Apón” y conglomerado. La capa se encuentra plegada (Fig. 2.2.36). Los clastos de las capas conglomeráticas cercanas contienen a su vez abundantes fragmentos de granitoides y chert.

Fig. 2.2.36. Capa con clastos de granitoides de la Quebrada El Agua (I). A la izquierda nótese el plegamiento de la capa.

7- Quebrada El Agua II. Localidad La-421, coordenadas UTM: E 420.290 / N 1.138.584. Afloramiento con clastos de granitoides (monzonita cuarcífera) y caliza fosilífera tipo

“Formación Apón”, con tamaños variables desde 3 cm hasta 20 cm de diámetro (Fig. 2.2.37).

Fig. 2.2.37. Vistas de la localidad La-421, Quebrada El Agua (II). Capa con clastos de granitoides y de caliza del tipo “Formación Apón”.

75

8- Quebrada El Agua III. Localidad: La-422, coordenadas UTM: E 430.182 / N 1.138.704. Afloramiento caótico con bloques graníticos algo más frescos que los anteriores, pero no se

observaron bloques de caliza ni de chert (Fig. 2.2.38).

Fig. 2.2.38. Vistas de la localidad La-422, Quebrada El Agua (III). A la derecha se observa el aspecto de pizarra de los niveles pelíticos de la Formación Matatere III.

9- Quebrada Cañaote. Localidad: La-423, coordenadas UTM: E 431.950 / N 1.138.542.

Capa de peñones contentiva de rocas ígneas y calizas. Las capas se encuentran plegadas y los bloques están dispuestos de forma caótica (Fig. 2.2.39).

Fig. 2.2.39. Capa de peñones de la quebrada Cañaote. La-423. Quebrada Morrocoy I. Localidad La-430, coordenadas UTM: E 420.181 / N 1.141.156. En esta quebrada, también denominada Parapara, en dirección aguas abajo se encontraron tres

capas de conglomerado y de peñones que se describen a continuación. Este primer afloramiento corresponde a un conglomerado con clastos centimétricos redondeados a subredondeados sin cemento, afectado por un pliegue con eje vertical. El conglomerado contiene fragmentos de caliza, chert, conglomerado, esquistos y granitoides muy meteorizados (Fig. 2.2.40).

76

Fig. 2.2.40. Vistas del afloramiento de la localidad de la quebrada Morrocoy o Parapara I, La-430. Corresponde a un conglomerado soportado por los clastos.

Hay vetas de calcita (E) que los cruzan.

Quebrada Morrocoy II. Localidad La-429, coordenadas UTM: E 420.037 / N 1.140.844. Capa de 25 m de espesor con clastos centimétricos a decimétricos, con un bloque de caliza de 3

m. Este afloramiento fue descrito por STEPHAN (1982: 263) como conglomerado salvaje con olistolitos de caliza del Cretácico y del Paleoceno y de granito. También observamos clastos de chert (Fig. 2.2.41).

A B

C D

E

77

Fig. 2.2.41. Capa de peñones del afloramiento de la quebrada Morrocoy II, La-429. A: Vista general del afloramiento, en el extremo izquierdo se observa el bloque de caliza de 2 m. B: Contacto entre un nivel con clastos centimétricos (abajo) y otro con de clastos decimétricos

(arriba). C: Dibujo de STEPHAN (1982: 263). D: Bloque de caliza tipo la “Formación Apón”. Quebrada Morrocoy III. Localidad La-431, coordenadas UTM: E 419.926 / N 1.141.507. Capa de 4 m de espesor, contentiva de rocas granitoides (tonalita, granodiorita) de hasta 1 m de

diámetro, algunas tan meteorizadas que se deshacen al tacto (Fig. 2.2.42).

Fig. 2.2.42. Capa de peñones de la localidad de quebrada. Morrocoy III, La-431.

A B

C D

78

Petrografía de muestras de clastos colectados en las capas de peñones de la zona de

Yabito - Bucarito - Pozo Salado (Tabla 2.2.5) (RICCI 2011).

Tabla 2.2.5. Tipos litológicos muestreados en las capas de peñones de la Formación Matatere de la zona de Yabito - Bucarito - Pozo Salado (RICCI 2011).

Ti- po

Grupo Clasificación Muestras Localidad /Hoja

Granodiorita La-401B La-431B

Q. Palmiche (Capa de Paragüito), 6247-II-SO Q. Morrocoy, 6246-I-NO

Tonalita La-418D La-431A

Q. Mamonal, 6246-I-NO Q. Morrocoy, 6246-I-NO

Monzonita cuarcífera La-421A Q. El Agua, 6246-I-NO

Plutónico (ver

Tabla 8)

Granito La-420A, 422, La-423A,B

Q. El Agua, 6246-I-NO Q. Cañaote, 6246-I-NE

Andesita porfídica La-429C Q. Morrocoy, 6246-I-NO

Ígne

o

Volcá-nico Dacita porfídica La-429D Q. Morrocoy, 6246-I-NO Conglo- merado

Paraconglomera-do polimíctico

La-420B La 429A

Q. El Agua, 6246-I-NO Q. Morrocoy, 6246-I-NO

Grauvaca lítica La-418F Q. Mamonal, 6246-I-NO Arenisca Arenisca micrítica La-401E

La-402C Q. Palmiche, 6247-II-SO Q. La Guasa, 6247-II-SO

Granular lodosa (packstone)

La-401A La-403A La-418B La-421B

Q. Palmiche, 6247-II-SO, LL Q. Quebracho, 6247-II-SO, Ap Q. Mamonal, 6246-I-NO, LL Q. El Agua, 6246-I-NO, Ap

Mudstone /micrita La-404B Q. Aceituna, 6247-II-SO, LL Aloquímica arenosa La-402A, B Q. La Guasa, 6247-II-SO, LL

Lodosa (wackstone) La-402E La-403B,C, D La-429B

Q. La Guasa, 6247-II-SO, LL Q. Quebracho, 6247-II-SO, LL Q. Morrocoy, 6246-I-NO, LL

Sedi

men

tari

o

Caliza

Concreción de caliza La-401C La-404A

Q.. Palmiche, 6247-II-SO, LL Q. Aceituna, 6247-II-SO, LL

Abreviatura: Q.: Quebrada. Calizas tipo: LL: “Formación La Luna”, Ap: “Formación Apón”.

Rocas plutónicas (Tabla 2.2.6)

Granodiorita: Rocas muy meteorizadas, hipidiomórficas, inequigranulares y holocristalinas. Plagioclasa se presenta en cristales subhedrales y sericitizados. Cuarzo en cristales subhedrales. Feldespato-K menos sericitizados que la plagioclasa, fracturados y en ocasiones con textura pertítica en parches y mirmequítica (Fig. 2.2.43A). La muestra La-431B presenta textura pertítica (Fig. 2.2.43B). Biotita en cristales de hasta 2,3 mm, en ocasiones deformados y alterados a clorita. Clorita solo como producto de alteración de la biotita. Calcita rellenando pequeñas vetas. Accesorios presentan muscovita y zircón, el último como inclusiones en cuarzo y biotita.

79

Fig. 2.2.43. Granodiorita. A: Textura mirmequítica, La-401B, NC. B: Textura pertítica, La-431B, NC.

Tonalita: Corresponden a rocas equigranulares, cortadas por vetas de calcita. Plagioclasa

(andesina) se encuentra fuertemente sericitizada y se presenta en cristales subhedrales de 0,4 a 3 mm. Cuarzo muy fracturados. Biotita en cristales parcialmente alterada a clorita (Fig. 2.2.44). Clorita: como producto de alteración de la biotita. Leucoxeno como alteración de titanita. Titanita: en cristales euhedrales alargados con sección basal rómbica. Calcita solo rellenando pequeñas vetas. Muscovita: en cristales aislados. Apatito: como inclusiones en cristales de cuarzo.

Fig. 2.2.44. Tonalita. Biotita alterando a clorita. A: La-418D, NC. B: La-431B, NC.

Monzonita cuarcífera: Es una roca fanerítica, holocristalina e inequigranular porfídica. Presenta un color fresco gris claro, y meteorizado marrón. Plagioclasa (oligoclasa) se presenta fuertemente sericitizada, tanto en una matriz relativamente fina, como en cristales de hasta 1 mm. Feldespato potásico aparece en cristales fracturados de hasta 2 mm. Cuarzo en ocasiones fracturados y algunos con inclusiones de zircón. Biotita en cristales deformados, en ocasiones con textura sagenítica y alterada clorita. Clorita como producto de alteración de la biotita. Titanita en cristales euhedrales alargados, con sección basal rómbica, alterada a leucoxeno.

80

Granito: En las quebradas El Agua y Quebracho se encuentran clastos de una roca descrita en

campo como granito, si bien por lo muy meteorizados no se obtuvieron secciones finas.

Tabla 2.2.6. Composición mineralógica y clasificación de olistolitos de rocas ígneas plutónicas

Rocas volcánicas

Andesita porfídica: Es una roca con textura porfídica, de color meteorizado gris claro, con algunos cristales tabulares visibles macroscópicamente. Está constituida por 60% de matriz y 40% de fenocristales. La matriz está constituida por calcita (40%), clorita (15%, también como producto de alteración del clinopiroxeno y hornblenda) y plagioclasa (5%). Mientras que los fenocristales son de: plagioclasa (5%); clinopiroxeno (10%) se presenta en cristales euhedrales de hasta 1,6 mm, fuertemente alterados a clorita y a leucoxeno. Hornblenda (5%) presenta el clivaje característico del anfíbol (Fig. 2.2.45) pero muy alterada a clorita. Leucoxeno se presenta como alteración en algunos cristales de piroxeno. Cuarzo se presenta en cristales redondeados, que probablemente represente el relleno de cavidades. Calcita como mineral de alteración de la plagioclasa y rellenando pequeñas vetas.

Fig. 2.2.45. Andesita porfídica. Cristales euhedrales de anfíbol

alterados, La-429D, NC.

Dacita porfídica: Roca porfídica de color gris claro que meteoriza a gris oscuro, con

fenocristales de plagioclasa, se encuentra además cortada por pequeñas vetas de calcita.

Muestra Pl

agio

clas

a

Cua

rzo

Feld

espa

to- K

Bio

tita

Clo

rita

Cal

cita

Leu

coxe

no

Mus

covi

ta,

Zir

cón

Clasificación

La-401B 36 30 16 15 2 1 Granodiorita La-431B 28 30 12 18 2 9 1 Granodiorita La-418D 50 20 6 4 8 9 3 Tonalita La-431A 52 19 5 15 7 2 Tonalita La-421A 45 16 24 7 5 2 Monzonita-cuarcifera

81

Matriz: Plagioclasa (40%) se presenta fuertemente sericitizada. Cuarzo (20%) y feldespato-K (5%) se presentan únicamente en la matriz.

Fenocristales: Plagioclasa (15%) tienen tamaños entre 0,3 y 2 mm, en ocasiones zonada y sericitizada hacia el centro (Fig. 2.2.46). Los ejemplares identificables pertenecen al tipo oligoclasa. Biotita (2%) se presenta en cristales algo deformados, alterada casi completamente a clorita (4%). Opacos (14%) se pudo identificar algunos cristales euhedrales de hematita, los cuales probablemente provengan de la alteración de piroxeno.

Fig. 2.2.46. Dacita

porfídica. Fenocristal de plagioclasa zonado, visible por la mayor

sericitización hacia el centro (NC).

Rocas sedimentarias Paraconglomerado polimíctico: La roca está compuesta por clastos (30-40%), matriz (10-

40%), cemento (20-49) y porosidad (1-10%). La composición de los clastos es como sigue: Cuarzo se presenta en sus variedades mono y policristalina, redondeados y con tamaño promedio de 5 mm. Chert se encuentra en clastos subredondeados y con un tamaño promedio de 3,2 mm. Subarenita feldespática compuesta por granos de cuarzo (60%), plagioclasa (5%), cemento (20%) y matriz (15%). Caliza contiene fragmentos de micrita, esparita y fragmentos fósiles.

Grauvaca lítica: es una roca de moderadamente a bien escogida, compuesta por granos de

cuarzo (33%), plagioclasa (4%) y fragmentos de rocas sedimentarias carbonáticas (18%), embebidos en una matriz (16%) de minerales de arcilla, mas cemento (25%) y porosidad (2%). Se pudo realizar el análisis petrográfico de uno de los fragmentos de roca, el cual resultó ser una caliza granular lodosa con abundantes macrofósiles no identificables y algunos briozoarios.

82

Arenisca micrítica: es una roca hibrida compuesta por extraclastos (60-65%, cuarzo tanto monocristalino como policristalino, subangulares y de baja esfericidad), aloquímicos (10-15%) y ortoquímicos (25%, matriz micrítica) (Fig. 2.2.47).

Fig. 2.2.47. Arenisca micrítica. A: Fragmento de alga roja coralina, La-401E, NP. B: Fragmentos de briozoarios, La-402C, NP.

Caliza granular lodosa (packstone): las muestras corresponden a rocas carbonáticas

laminadas o masivas. Están compuestas por ortoquímicos (28-39%), aloquímicos (60-70%) de distintas clases y matriz micrítica, y bajo porcentaje de extraclastos (1-5%) (Fig. 2.2.48).

Fig. 2.2.48. Caliza granular lodosa. A: Foraminíferos plánticos (Globigerina) recristalizados a calcita, La-401A, NP. B: Fragmento de roca carbonática fosfatizado, La-403AR, NC.

Caliza aloquímica arenosa: son rocas hibridas compuestas por extraclastos (15-40%),

aloquímicos (20-35%), ortoquímicos (25-63) y pososidad (0-2%). Los extraclastos son principalmente de cuarzo, angulares y de baja esfericidad. Los fósiles que conforman el componente aloquímico son principalmente algas y foraminíferos plánticos. El ortoquímico predominante es la matriz micrítica (Fig. 2.2.49).

Caliza lodosa (wackstone): son rocas carbonaticas con componentes aloquímicos (30-50%),

ortoquímicos (40-63%), bajo porcentaje de extraclastos (0-7%) y porosidad (1-10%). Los fósiles

83

más abundantes son los foraminíferos plánticos. Como ortoquímico se encontró matriz micrítica y cemento tipo microespato. Los extraclasticos corresponden a fragmentos de cuarzo (Fig. 2.2.50).

Fig. 2.2.49. Fotomicrografías de las muestras de caliza aloquímica arenosa. A: Estilolitas, La-402A, NP. B: Fragmento de briozoario, La-402B, NC.

Fig. 2.2.50. Fotomicrografías de las muestras de caliza lodosa (wackstone). A: Foraminífero plántico (Discocyclina), La-402E, NP. B: Fragmento de anélido, La-429B, NC.

Caliza Mudstone/Micrita: Es una roca de color gris oscuro, laminada debido a la disposición

de cristales de cuarzo de 0,1 mm a 0,5 mm. Está compuesta por un 89% de ortoquímicos, 10% de extraclásticos y 1% de aloquímicos. El componente ortoquímico está representado por un 60% de matriz micrítica, la cual a su vez se encuentra parcialmente recristalizada a pseudoespato (29%). El porcentaje de aloquímicos corresponde a fragmentos de fósiles no identificables. Los fragmentos extraclásticos corresponden a granos de cuarzo (7%) angulares. Los fragmentos de roca observados (3%) corresponden a chert y clastos de 0,1 mm a 0,3 mm de micrita.

84

DISCUSIONES

Las capas de peñones de Paragüito y Pavia, previamente invalidadas en la segunda y tercera edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela, disponen de todos los requisitos sugeridos por los códigos de nomenclatura estratigráfica. En consideración a su continuidad regional e importancia paleoambiental, se propone validarlas y por ello en la sección ¿?? se presentan sus descripciones donde se reúne la información de trabajos previos y propios, siguiendo el esquema descriptivo de la tercera edición del Léxico (SCHERER, ed. 1997), y en cumplimiento con el articulado de NACSN (2005) y SALVADOR (1994).

Estas capas de peñones cumplen adecuadamente con la definición de olistostromos, es decir

depósitos sedimentarios compuestos por una masa caótica de material heterogéneo, tales como bloques (olistolitos) y material arcilloso, que se acumulan por deslizamientos gravitatorios submarinos y movimiento de sedimentos no consolidados. Pueden ser unidades bien cartografiables que no muestran una clara estratificación, pero aparecen intercaladas en secuencias estratificadas normalmente.

Con base a las observaciones de campo y análisis petrográficos, se deduce que el material

incluido en las capas de peñones de Paragüito y Pavia, proviene de unidades sedimentarias originalmente formadas en el margen continental pasivo suramericano y las rocas ígneas de su basamento, con ausencia de rocas ígneas máficas del arco caribeño.

En la zona de estudio no se han medido paleocorrientes en la Formación Matatere, pero existen

dos trabajos donde si se midieron, a saber: MATHIEU (1989: 64) quién trabajó en la Formación Trujillo, determinó direcciones

predominantes al SSE y al Oeste. CAMPOS (2006: 138) estudió la Formación Río Guache y encuentra direcciones

mayoritarias hacia el sur, al NNE y hacia el oeste. Esta variedad de direcciones soporta la idea de múltiples fuentes de sedimentos, ubicadas tanto

en el margen meridional de la cuenca antepaís, como también desde altos en su parte septentrional. Pero hay que tener en cuenta, que en estos trabajos las direcciones no han sido corregidas (y no hay manera de hacerlo) por la probable rotación tectónica que hayan sufrido.

La Capa de Peñones de Paragüito tiene una relativa continuidad lateral, pero irregular por cerca

de 45 km (Fig. 2.2.20). Se ha podido seguir en campo en varias localidades. Debido a la presencia de gran abundancia de trazas de arenisca de la Formación Matatere III en esta región (muy conspicuas en fotografías aéreas e imágenes satelitales de alta resolución), se observa que dichas localidades con peñones están aproximadamente en un mismo horizonte estratigráfico y por ende probablemente fueron depositadas en el mismo tiempo, por deslizamientos submarinos activados por sismos de gran magnitud.

En el mapa de RENZ (1960) (fig. 2.2.20), se observan diversas capas de peñones originalmente

cartografiados por VAN DER MEULEN (1954), pero en nuestras visitas al campo hemos

85

corroborado, que la mayor parte de ellas son de muy poca extensión lateral, a veces solo en afloramientos individuales, pero excesivamente extrapoladas lateralmente en los mapas de VAN DER MEULEN. La cartografía actualizada de las capas de peñones puede consultarse en el anexo cartográfico a escala 1.25.000 que acompaña este trabajo (Volumen 2).

Una muestra de granito contenido en la Capa de Peñones de Paragüito, fue datada por el

método geocronológico de U-Pb en zircón (SHRIMP-RG) resultando de edad Ordovícico Tardío. Dicho bloque contiene fracturas centimétricas rellenas de caliza del tipo de la “Formación La Luna”, con lo cual se desprende que aparte de la inestabilidad propia del período Paleoceno-Eoceno del ciclo Caribe, en tiempos Cenomaniense-Campaniense en el margen continental pasivo del norte de Suramérica también hubo efectos de inestabilidad, que permitieron la incorporación de olistolitos métricos de granitos andinos hacia la cuenca de la actual Formación La Luna.

En apoyo a lo anterior, se puede mencionar que en los afloramientos de la "Formación La Luna" en la quebrada Yurí (Fig. 2.2.51) al noreste de Siquisique, hay capas de conglomerado de espesor decimétrico. En esa localidad hay clastos centimétricos de granitoides y varias litologías sedimentarias, especialmente caliza. HEERING (1949) también describe algunas muestras de la "Formación La Luna" de la región de Siquisique, contentivas de clastos de rocas ígneas félsicas.

Fig. 2.2.51. Afloramientos de la "Formación La Luna" en la quebrada Yurí, afluente de la quebrada La Torta, NE de Siquisique. A: Vista del afloramiento. B: Detalle de una capa de conglomerado, donde al lado izquierdo de la lupa hay un clasto anguloso centimétrico de

granito.

A B

86

2.2.4. OLISTOLITOS EN LA FORMACIÓN MATATERE

La presencia de bloques de rocas cretácicas incluidos en rocas terciarias en el estado Lara es conocida desde el informe pionero de KEHRER (1930), siguiendo en importancia la publicación de RENZ et al. (1955), quienes definen a la Capa de Peñones de Paragüito.

EVANOFF et al. (1959) estudian en detalle varias agrupaciones de olistolitos ubicados en la franja circundante a la carretera vieja Barquisimeto - Carora, en las localidades de San José de Las Colinas, Pozo Guapo y quebrada Torres. Allí cartografían cuidadosamente estos “bloques alóctonos del Cretácico inferior embebidos en sedimentos del Terciario” (Figs. 2.2.52, 53, 54). En sus mapas topográficos se observa la diversidad de tamaños de los bloques que van desde pocos metros hasta casi medio kilómetro, con formas redondeadas a muy elongadas. Los mayores olistolitos se encuentran en las cumbres de las filas, ya que están compuestos de caliza masiva, más resistente a la erosión que las circundantes lutitas de la Formación Matatere, pudiéndose concluir que los bloques de caliza originalmente pudieron ser de mayores dimensiones. Es frecuente que los olistolitos se encuentren en agrupaciones, ya que pueden haberse iniciado con grandes masas de mayores dimensiones, fragmentándose durante el proceso de los deslizamientos submarinos hasta llegar a su punto final de reposo.

Fig. 2.2.52. Olistolitos (en color azul) de la localidad de Pozo Guapo. Tomado de EVANOFF et al. (1959).

(1) En colaboración con Alí Gómez y Daniel Ricci.

87

Fig. 2.2.53. Olistolitos de la localidad de San José de Las Colinas. Tomado de EVANOFF et al. (1959).

88

Fig. 2.2.54. Olistolitos de la localidad de Quebrada Torres. Tomado de EVANOFF et al. (1959).

En esta sección se describen solamente algunos olistolitos no relacionados a capas de peñones, las cuales ya se han considerado previamente en la sección 2.2.3. A continuación las localidades más relevantes estudiadas:

En el poblado de San José de Las Colinas (Fig. 2.2.53, hoja 6246-IV-SO, GÓMEZ 2012),

se observaron varios olistolitos de dimensiones métricas a decamétricas, cartografiados por EVANOFF (1959) (Fig. 2.2.53), con fauna del Cretácico Temprano asociándolos a la “Formación Apón”. La rocas son de color gris claro con gasterópodos y rudistas, también se presentan acanaladuras de disolución kárstica tipo lapiaz (Fig. 2.2.55).

89

Fig. 2.2.55. Olistolitos de caliza tipo Formación Apón. San José de Las Colinas, La-1314.

Nótese los niveles fosilíferos y las acanaladuras kársticas.

En la zona de Pozo Guapo (Fig. 2.2.52, hoja 6246-III-NE, GÓMEZ 2012), también cartografiada por EVANOFF(1959) se observaron bloques decamétricos a hectométricos, igualmente de caliza del tipo de la “Formación Apón” (Tabla 2.2.7). Presentan gran cantidad de gasterópodos y bivalvos recristalizados (Fig. 2.2.56), algunos de hasta 4 cm de diámetro.

Fig. 2.2.56. Olistolito de caliza tipo “Formación Apón”, Pozo Guapo, La-1312.

En el Km 34 de la carretera vieja Barquisimeto - Carora aflora un olistolito de caliza de

unos 2 m de largo (La-1305, GÓMEZ 2012), que presenta un color gris azulado con olor fétido al martillar del tipo “Formación La Luna”. Esta muestra, junto con otras de similares vistas a largo de la carretera, por ejemplo Km 42 y Km 43, están litológicamente asociadas

90

a rocas de la “Formación La Luna”, caracterizada por calizas nodulares con gran contenido en materia orgánica (Fig. 2.2.57, Tabla 2.2.7).

Fig. 2.2.57. Olistolitos de caliza del tipo “Formación La Luna” (Kl), en taludes de los Km 34 y 42 de la carretera vieja Barquisimeto – Carora, embutidos en rocas de la

Formación Matatere (Tem) (GÓMEZ 2012).

Tabla 2.2.7. Composición de las muestras de caliza del tipo La Luna y Apón, correspondientes a olistolitos en la Formación Matatere (GÓMEZ 2012).

Muestra Localidad Hoja geológica Tipo litológico Litología asociable

La-1305 Km 34, Carretera vieja 6246-II-NE Intraesparita/packstone Formación La Luna La-1309 Km 42, Carretera vieja 6246-II-NO Intramicrita/ mudstone Formación La Luna La-1312 Pozo Guapo 6246-III-NE Intramicrita/ wackstone Grupo Cogollo La-1314 San José de las Colinas 6246-IV-SO Biomicrita/packstone Grupo Cogollo

En las quebradas Morrocoycito y La Aceituna (hojas 6246-I-NO, 6247-II-SO, RICCI

2011), se ubicaron afloramiento con olistolitos que corresponden a concreciones elipsoidales de caliza negra semejante a las de la “Formación La Luna” (Fig. 2.2.58).

Muestra Extraclastos Instraclastos Fósiles Micrita Espato Porosidad La-1305 3% 30% 15% 13% 27% - La-1309 1% 15% 5% 70% 7% 3% La-1312 - 20% 12% 50% 5% 3% La-1314 - 15% 35% 40% 10% -

Fig. 2.2.58. Concreciones de la “Formación La Luna” incluidos como olistolitos en la Formación Matatere III. Quebrada Morrocoycito, La-424.

91

Olistolito de diorita cuarcífera En la quebrada Parapara, afluente del río Tocuyo, pudimos estudiar un olistolito aislado

de dimensiones métricas (6 m de altura). Aparece cartografiado en el mapa D5A de MCDANIEL (1960, Creole Petroleum Corporation), y posteriormente es estudiado por STEPHAN (1982: 363) quien lo describe como microdiorita cuarcífera (Fig. 2.2.59A). Durante nuestro trabajo de campo la localidad fue revisitada (Fig. 2.2.59B-D), resultando clasificado como una diorita cuarcífera.

Fig. 2.2.59. El olistolito de diorita cuarcífera en al Quebrada Parapara

(afluente del río Tocuyo), La-426, hoja 6246-IV-NE. A: Croquis de STEPHAN

(1982). B: Aspecto general, fotografía de 2012. C: Contacto entre el olistolito y la

lutita de la Formación Matatere III. D: Dos sistemas de pequeños diques de aplita que

cruzan la diorita cuarcífera.

A C

B D

92

Fig. 2.2.59E. Olistolito de diorita cuarcífera.

Fotografías panorámicas de la quebrada Parapara.

El olistolito presenta un color fresco verde oscuro, meteorizando a verde claro. Se

encuentra cortado por dos juegos de delgados diques de aplita (Fig. 2.2.59D) y pequeñas vetas de calcita. Petrográficamente presenta una fábrica inequigranular e hipidiomórfica, tiene un tamaño de granos promedio de 1,3 mm. Los minerales se caracterizan como sigue (Tabla 2.2.8):

Plagioclasa: aparece tanto en fenocristales con un tamaño promedio de 1,2 mm, como en cristales más pequeños. Los cristales con maclado según la ley de Albita permiten una identificación como andesina. En general se encuentra fuertemente sericitizada.

Feldespato-K: se presenta en cristales subhedrales, menos alterados a sericita que la plagioclasa.

Hornblenda: aparece como cristales de hábito alargado, quedando solo reliquias rodeadas por la alteración a clorita.

Clorita: aparece como producto de alteración de hornblenda, como cristales alargados y de color azul de primer orden.

Cuarzo: está presente en cristales subhedrales con un tamaño promedio de 0,8 mm. Calcita: se presenta en pequeñas vetas cortando la roca, no mayores a 1 mm de grosor. Epidoto: se encuentra asociado a la calcita en algunas vetas. Tabla 2.2.8. Composición mineralógica (%), olistolito de diorita cuarcífera (RICCI 2011)

Muestra

Plag

iocl

asa

Clo

rita

Cua

rzo

Cal

cita

Feld

esp.

-K

Hor

blen

da

Epi

doto

La-426A 50 22 8 15 3 - 2 La-426B 57 12 12 8 5 5 1

93

2.3. CONTACTO INCONFORME DE LA FORMACIÓN MATATERE (III) SOBRE LA OFIOLITA DE SIQUISIQUE (1)

Durante el levantamiento geológico de la Ofiolita de Siquisique, pudo observarse que sus contactos siempre son de falla con las unidades adyacentes, como la Formación Matatere (III), la “Formación La Luna” o el Complejo Estructural Los Algodones. Pero se encontró una excepción en la Qda. Agua Linda adyacente al poblado de Macuere (Fig. 2.3.1), donde se puede observar una extraordinaria exposición del contacto entre un conglomerado de la Formación Matatere, depositado directamente sobre las rocas basálticas de la Ofiolita de Siquisique. La localidad fue ubicada primeramente durante nuestro trabajo de campo con la tesis de REÁTEGUI (2010), para luego volver y estudiarlo en detalle en la tesis de ICHASO (2011).

438 439 440 441

Fig. 2.3.1. Fragmento del mapa geológico 6248-II-SE Macuere (URBANI & GÓMEZ 2013). La flecha roja ubica el contacto inconforme entre la Ofiolita de Siquisique y la Formación Matatere

(III). Leyenda: Kl (verde): “Formación La Luna”, Ksg (marrón punteado): Ofiolita de Siquisique, gabro, Ksb (marrón con líneas): Ofiolita de Siquisique, basalto, Tem3 (gris):

Formación Matatere (III), Tmc (anaranjado): Formación Capadare, Q0B12 (blanco): Aluvión. Coordenadas UTM 19P, La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

(1) En colaboración con Andrei Ichaso.

1.183 1.182 1.181 1.180

94

En la entrada correspondiente a la Formación Matatere, incluida en la tercera edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela (ANÓNIMO 1970, 1997), sus contactos se indican como “no especificados”. Efectivamente, la mayoría de los contactos de la Formación Matatere son de falla, pero STEPHAN (1982) encontró algunas localidades donde la unidad descansa en discordancia angular sobre la Formación Barquisimeto. Igualmente en nuestras propias campañas de campo se encontró un excelente afloramiento con discordancia angular entre las formaciones Matatere (III) y Barquisimeto (unidad San Pablo), a 4 km al SO del poblado de Bucarito. Pero en esta sección trataremos solamente sobre el contacto con la Ofiolita de Siquisique.

Siendo la Ofiolita de Siquisique un bloque de la litósfera oceánica del proto-Caribe (ver sección 2.4), el hallazgo de un contacto con su cobertura sedimentaria, en este caso una unidad turbidítica, es algo realmente único en toda la región caribeña: Un lóbulo sedimentario debió avanzar suficiente distancia hacia las partes mas profundas de la antefosa, para depositarse directamente sobre las rocas volcánicas del fondo marino.

El afloramiento muestra sin pérdida de sección, el contacto entre basalto y conglomerado. En general todas las rocas son de color gris muy oscuro y la superficie del contacto es vertical (Fig. 2.3.2). Los afloramientos vecinos al contacto fueron cartografiados detalladamente (Fig. 2.3.3). Comenzando desde aguas abajo y siguiendo aguas arriba:

- Primeramente se encuentra el contacto en cuestión (Fig. 2.3.3), con la presencia de un conglomerado de un espesor expuesto y medido de 12 m, hasta estar cubierto por material coluvial de la ladera (Fig. 2.3.2, muestras La-2000C-K). El conglomerado contiene muy poca matriz y en muchas partes los clastos centimétricos están en contacto entre sí (Fig. 2.3.4A,B).

- Posteriormente una falla hace repetir la roca volcánica (La-2001) y se repite el conglomerado (La-2002A-H) con una exposición continua por unos 20 m. Progresivamente va disminuyendo la proporción de clastos centimétricos y aumenta la proporción de matriz arenácea (La-2003, 2004) (Figs. 2.3.4C,D).

- Luego los afloramientos cambian a una alternancia monótona de lutita y limolita con capas de arenisca (La-2005, 2006) (Fig. 2.3.4E), son visibles algunas estructuras sedimentarias tipo “slump” (Fig. 2.3.4G), además de algunos aislados olistolitos decimétricos de forma nodular de caliza tipo “Formación La Luna" (Fig. 2.3.4F).

En el conglomerado los clastos son sub-redondeados a sub-angulares de diversos tamaños, mayormente centimétricos y algunos pocos decimétricos y con una gran variedad litológica. La matriz arenosa que envuelve los clastos es gris-verdosa oscura y texturalmente inmadura, con diversidad de clastos principalmente fragmentos de roca. La limolita y la lutita también presenta color gris oscuro a negro y se caracterizan por presentar una fractura astillosa, semejante a muchas otras localidades de la Formación Matatere (III). Esta formación de la zona de Macuere tiene colores más oscuros que la mayoría de los demás afloramientos del estado Lara.

95

Fig. 2.3.2. Detalle de la zona de contacto entre la Formación Matatere (III) y la Ofiolita de

Siquisique. Tomado de ICHASO (2011).

96

Este Oeste

Fig. 2.3.3. Contacto inconforme entre un conglomerado de la Formación Matatere (III) y el basalto de la Ofiolita de Siquisique. Qda. Agua Linda, Macuere, NE de Siquisique. Vista de norte

a sur. Localidad La-1200.

Fig.2.3. 4. A, B. Detalles del conglomerado de la Formación Matatere (III) cerca del contacto

con la Ofiolita de Siqusisique. Nótese los clastos centimétricos de rocas plutónicas y volcánicas. Localidad La-1200-G. Continua.

Fm. Matatere (III) Ofiolita de Siquisique

A B

97

Fig. 2.3.4C, D. Continuación. Localidad La-2002 y La-2004.

Fig. 2.3.4E. Continuación. Afloramiento de la Formación Matatere (III). Repetición rítmica de

capas de limolita que se muestran granocrecientes de derecha a izquierda.

Fig. 2.3.4. Continuación. Afloramientos de la Formación Matatere (III). F, Olistolito de forma

nodular de caliza tipo “Formación La Luna”. G, Estructura de “slump”.

C D

E

F G

98

PETROGRAFÍA

En la tesis de grado de ICHASO (2011) se llevó a cabo un levantamiento detallado del afloramiento, colectando numerosas muestras de la Ofiolita de Siquisique y de los distintos tipos de clastos contenidos en la Formación Matatere (III) (Fig. 2.3.2). A continuación primero se describen las muestras de la unidad ofiolítica, y posteriormente aquellas de la Formación Matatere.

Rocas de la Ofiolita de Siquisique

Basalto Es de color verdoso oscuro y afanítica en muestra de mano. Al microscopio se observan como

hipocristalina y fábrica inequigranular. Presenta afieltrada y localmente porfídica. La composición mineralógica aparece en la Tabla 2.3.1. Los detalles petrográficos a continuación:

Plagioclasa: En cristales de tamaño 0,28 a 1,35 mm, con hábito subhedral en cristales tabulares, localmente con textura pórfidica en una matriz criptocristalina, Estos cristales mas pequeños generan textura afieltrada, y los de mayor tamaño generan textura porfídica (Figs. 2.3.5A, B). En general bastante alterados a minerales de arcilla, por lo cual la identificación como oligoclasa, no necesariamente reflejan la composición original.

Matriz criptocristalina. Se observa una distribución heterogénea de parches de dos colores, una claro probablemente debido plagioclasa, y una oscura probablemente producido por la alteración a óxidos (opacos) a partir de piroxeno.

Clinopiroxeno: Se identificó en una sola muestra, aparece en cristales muy pequeños y fracturados. Se identificó tentativamente como augita.

Prehnita: Rellena vetas y presenta hábito radial (Fig. 2.3.5C).

Opacos: Hay cristales de pirita euhedrales asociados a las vetas de cuarzo. También hay opacos no identificados muy finos y distribuidos a través de la roca.

Cuarzo y calcita: en vetas. Clorita: en vetas junto a cuarzo y minerales opacos.

Diabasa

En el campo es difícil de distinguir entre el basalto y la diabasa, pero ya al microscopio se nota que la diabasa tiene un mayor tamaño de los cristales. La roca es masiva, holocristalina, fanerítica y equigranular hipidiomórfica. Presenta textura ofítica a subofítica. En la Tabla 2.3.1 se muestra su composición mineralógica. Las características petrográficas más resaltantes se indican a continuación:

Plagioclasa: En cristales tabulares subhedrales de tamaño promedio 0,6 mm. Junto con el clinopiroxeno genera texturas ofítica (Fig. 2.3.6A) y subofítica. Está alterada a minerales de arcilla. Se identifica como oligoclasa.

Clinopiroxeno: En cristales muy fracturados y alterados a clorita (Fig. 2.3.6B). Se identificó tentativamente como augita.

99

Clorita: De color verde claro, se presenta como producto de alteración del clinopiroxeno.

Calcita: En vetas.

Opacos: Pirita: con hábito euhedral. Leucoxeno presente en cristales alargados.

Tabla 2.3.1. Mineralogía y clasificación litológica de muestras de basalto y diabasa de la

Ofiolita de Siquisique, adyacentes al contacto con la Formación Matatere (III). La ubicación de las muestras puede verse en la Fig. 2.3.2.

ID PI Mtz Cpx Qtz Cal Chl Prh Op Nombre La-1200-A 32 51 - 2 12 2 - 1 Basalto La-1200-B 55 30 2 2 6 - 3 2 Basalto La-1201-A 52 - 14 - 4 22 - 8 Diabasa

Fig. 2.3.5. Muestras de basalto de la Ofiolita de Siquisique en las inmediaciones de su contacto

con la Formación Matatere (III). A) La-1200-A. Microlitos de plagioclasa formando textura afieltrada, NP. B) La-1200-A. Textura porfídica generada por fenocristales de plagioclasa, NC.

C) La-1200-B. Prehnita en veta, NC.

100

Fig. 2.3.6. Muestra de diabasa de la Ofiolita de Siquisique, La-1201. A) Cristales de plagioclasa

dentro de cristal de clinopiroxeno, generando textura ofítica, NC. B) Cristal de clinopiroxeno alterado a clorita y leucoxeno, NP.

Rocas de la Formación Matatere (III)

Como se indicó al inicio de la sección, adyacente a la roca volcánica aflora un conglomerado con espesores decamétricos. De base a tope la granulometría disminuye progresivamente (Tabla 2.3.2), con litologías dominantes de conglomerado, arenisca y limolita, sucesivamente. Las características petrográficas más resaltantes se describen a continuación.

Tabla 2.3.2. Tipos litológicos identificados en los afloramientos de la Formación Matatere (III),

adyacentes al contacto con las rocas volcánicas de la Ofiolita de Siquisique. La ubicación de las muestras puede verse en la Fig. 2.3.2.

Tipo litológico Muestra Paracoglomerado polimíctico La-1200-F, 1202-D, 1203-A

1. Conglomerado Ortoconglomerado polimíctico La-1202-F, 1202-H

2. Arenisca Grauvaca lítica La-1203-B, 1203-C, 1203-E, 1203-G, 1204, 1206-B

3. Limolita Limolita La-1205-B*

* Muestra sin sección fina.

1. Conglomerado (paraconglomerado y ortoconglomerado polimíctico) Aunque se definieron dos tanto paraconglomerado como ortoconglomerado y ambos

polimícticos, la única diferencia entre estos es que varía el porcentaje de matriz que los componen, por lo tanto se describirán en una misma sección.

Consisten en rocas de composición y características texturales variables. Predominan los clastos tamaño arena siendo el promedio de 1,5 mm, sin embargo también hay presencia de gránulos y

101

guijarros. Presenta un escogimiento muy pobre y los clastos tienden a ser redondeados a sub-redondeados con una esfericidad media y orientación isotrópica. El contenido de clastos varía entre 35 y 88% de diversa composición, el contenido de matriz va de 17 a 55% en el paraconglomerado y de 0 a 10% en el ortoconglomerado, siendo mayoritariamente de composición carbonática y en algunos casos de minerales de arcilla; tienden a presentar poco cemento (4-10%) y el mismo es de tipo carbonático y de óxido de hierro.

Entre los clastos abundan los fragmentos de roca (22-64%) de diversa litología, el cuarzo (0-10%) son de tipo metamórfico y se presentan en su variedad monocristalina y policristalina, los feldespatos por su parte están representados por plagioclasa tipo andesina y ortosa, hay presencia de muscovita como mineral accesorio (0-2%). A continuación se describen los clastos fragmentos de roca:

Clastos de esparita: poseen un tamaño promedio de 1,14 mm, compuestos por cristales de calcita bien desarrollados con su maclado característico, no hay presencia de componentes aloquímicos (Fig. 2.3.7A).

Clastos de caliza bioesparítica: con tamaño promedio de 1 mm, roca compuesta por fragmentos de moluscos con inversión homoaxial, foraminíferos bénticos y algunos "pellets", el cemento presente es de tipo microespato

Clastos de caliza pelesparítica: presentan un tamaño promedio de 0,8 mm y está compuesto por más del 10% de pellets y algunos ooides dentro de un cemento de tipo microespato (Fig. 2.3.7B).

Clastos de lutita: tienen forma alargada de aproximadamente 1,8 mm, se encuentran bien redondeados y están compuestos principalmente por minerales micáceos, logrando observarse algunos clastos pequeños de cuarzo.

Clastos de waca cuarzosa: con tamaño promedio de 2 mm, de sub-redondeados a sub-angulares, presentan aproximadamente un 50% de granos compuestos por feldespatos, plagioclasas, muscovita, óxidos y cuarzo, siendo el último mayoritario. El porcentaje restante corresponde a una matriz de minerales de arcilla.

Clastos de basalto: poseen un tamaño variable entre 1,2 mm a 16 mm, compuestos por plagioclasa de tipo oligoclasa originando textura afieltrada y algunos cristales de clinopiroxenos pequeños muy fracturados. La matriz es criptocristalina y usualmente de color oscuro Algunos de estos clastos se encuentran totalmente cloritizados y suelen presentar en los bordes clorita y cemento carbonático y de óxido de hierro (Figs. 2.3.7A,C).

Clastos de gabro: poseen un tamaño promedio de 1,8 mm, y se encuentran compuestos aproximadamente por un 70% de cristales de plagioclasa de tipo oligoclasa y andesina, y un 30% de piroxeno. Los piroxenos se encuentran muy alterados a clorita y en ocasiones a calcita (Fig. 2.3.7C).

Clastos de cuarcita: poseen un tamaño promedio de 2,2 mm, en ellos se observan cristales de cuarzo con bordes saturados y la presencia de muscovita que marcan una orientación (Fig. 2.3.7D).

Clastos de esquisto: presentan un tamaño promedio de 1,8 mm, y se encuentran compuestos por cristales de cuarzo, plagioclasa, clorita y opacos, estos últimos le otorgan una orientación a la roca. Se logró identificar leucoxeno como uno de los minerales opacos constituyentes.

102

Fig.2.3. 7. Conglomerado polimíctico. A) La-1200-F. Clastos de basalto y de caliza esparita en

paraconglomerado, NC. B) La-1202-D. Clasto de pelesparita en paraconglomerado, NP. C) La-1202-F. Fragmento de gabro (centro) y basalto (izquierda) en ortoconglomerado NP. D) La-

1202-H. Fragmento de cuarcita (centro) con microfractura en ortoconglomerado, NC.

2. Arenisca (grauvaca lítica) El tamaño de grano varía en toda la secuencia; presenta un escogimiento de muy pobre a bueno,

granos sub-redondeados a sub-angulares de esfericidad media a baja. Los contactos entre granos tienden a ser puntuales y longitudinales, pero en algunas muestras se llegó a observar contactos cóncavos-convexos (Fig. 2.3.8A.). En algunas ocasiones se presentan niveles centimétricos conglomeráticos o lutíticos.

La roca está compuesta por un promedio de 50 a 75% de granos. Entre los granos hay presencia de cuarzo (3-25%) de origen plutónico y metamórfico en sus variedades policristalinas y monocristalinas. Los feldespatos (4-25%) están representados por granos de plagioclasa tipo andesina y ortosa, se encuentran alterando a sericita y a calcita. Los fragmentos de roca son el componente más abundante (15-62%) y siendo de gran variedad litológica: caliza esparita, chert, lutita, basalto cloritizado, gabro, cuarcita y esquisto cuarzo-micáceo, también es común la

103

presencia granos pequeños de anfíboles y piroxenos muy fracturados (Figs. 2.3.8B,C y D). Entre los minerales accesorios (0-5%) es común encontrar clorita autigénica y por alteración de biotita, muscovita, zircón, biotita y pirita. Algunas veces esta arenisca se muestra cloritizada y glauconitizada.

La matriz (7-35%) está compuesta principalmente por óxidos y minerales de arcilla, el cemento (8-26%) está compuesto principalmente por mineral carbonático y óxido de hierro, sin embargo hay presencia de cemento de cuarzo y minerales de arcilla en algunas muestras. El cemento carbonático se presenta como recristalización de una matriz, por lo tanto el porcentaje de este se le añade al porcentaje de matriz en el momento de clasificación de la roca.

Fig. 2.3.8. Grauvaca lítica de la Formación Matatere (III). A) La-1206-B. Aspecto general de la roca en microscopio, NP. B) La-1203-E. Clastos de piroxenos en matriz carbonática, NC. C) La-1203-G. Fragmento de basalto y de caliza esparita, NC. D) La-1203-C. Fragmentos de caliza, el

del centro con presencia de aloquímicos cloritizados, NP.

3. Limolita Este tipo de roca se presenta como alternancia con la arenisca, es de color gris oscuro y puede

presentar nódulos de caliza embebidos dentro de ella. Es característica una fractura de tipo astillosa. No se realizó un análisis petrográfico para este tipo de roca.

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Clastos y nódulos extraídos individualmente del conglomerado

Todas las muestras de este tipo son de tamaño centimétrico, identificándose nueve tipos litológicos (Tabla 2.3.3), los cuales se describen a continuación:

Tabla. 2.3.3. Tipos litológicos en clastos extraídos individualmente de afloramientos de conglomerado de la Formación Matatere (III). Quebrada Agua Linda, sector Macuere.

Tipo litológico del clasto

Gabro

Leucogabro Gabro hornbléndico

(cloritizado) Ígneos

Diabasa Chert

Ortoconglomerado polimícticoCaliza lodolita

Caliza wackestone Sedimentarios

Lutita carbonática

Gabro Presente en clastos de 4 a 8 cm de longitud dentro de conglomerado. Son clastos de roca

holocristalina, fanerítica y generalmente con fábrica equigranular hipidiomórfica, el tamaño de los cristales es variable entre las muestras, siendo el promedio de 2,5 mm. La muestra La-1200-E1 presenta mayor tamaño de cristales que las demás. Las rocas presentan texturas ofítica, subofítica y bordes de reacción. En la Tabla 2.3.4 se muestra la composición mineralógica.

Plagioclasa: En cristales subhedrales con tamaño promedio 2,1 mm pero se observaron cristales de hasta 5,2 mm. Son de tipo oligoclasa en su mayoría, en la muestra La-1202-E1 predominan las de tipo andesina. Suele presentarse en los bordes de los piroxenos generando textura subofítica y a veces dentro de ellos generando textura ofítica (Figs. 2.3.9A, B). Se encuentran fuertemente alteradas a minerales de arcilla y en ocasiones a calcita, presentan pocas fracturas (Fig. 2.3.9C).

Clinopiroxeno: poseen forma subhedral y en ocasiones anhedral, con un tamaño promedio de 2,4 mm. Se caracterizan estar fracturados y alterados parcial o totalmente a clorita, y en ocasiones parcialmente a calcita. La alteración que presenta dificulta la identificación del tipo piroxeno, es probable que sean augita o diópsido.

Anfíbol: solo se observó en la muestra La-1202-E1, se presentan como producto de transformación de los fenocristales de clinopiroxeno que al igual que estos se presentan muy fracturados y alterados, se identificó como anfíbol por su clivaje (Fig. 2.3.9D). No se logró determinar el tipo de anfíbol.

105

Clorita: presente en todas las muestras analizadas como alteración de los clinopiroxenos. Se observó tanto la variedad magnesiana, con color de interferencia azul de primer orden, como la variedad no magnesiana.

Calcita: como alteración de cristales de plagioclasa y clinopiroxeno, así como en vetas.

Cuarzo: se presenta en vetas.

Prehnita: solo presente en la muestra La-1200-C, se encuentra dentro de vetas y en cristales con hábito radial.

Opacos: aparecen en vetas y como cristales aislados en toda la muestra, por su brillo en luz reflejada se identificaron: pirita, presente en cristales euhedrales a subhedrales y magnetita, presente en cristales subhedrales a anhedrales.

Fig. 2.3.9. Clasto de gabro incluido en conglomerado de la Formación Matatere (III). A) La-

1200-C. Plagioclasa y clinopiroxeno generando textura subofítica, NP. B) La-1200-E. Textura ofítica y piroxeno alterado a clorita, NC. C) La-1200-J. Plagioclasa con alteración a arcilla y calcita, NC. D) La-1202-E1. Clinopiroxeno (abajo) transformándose a anfíbol (arriba), NP.

Leucogabro Se hallaron en clastos con tamaño promedio de 5 cm de diámetro. Es holocristalino, fanerítico y

con fábrica equigranular hipidiomórfica con tamaño promedio de cristales de 2,3 mm. Se observan texturas ofítica y subofítica. La Tabla 2.3. 4 muestra la composición mineralógica.

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Plagioclasa: En cristales subhedrales y anhedrales con tamaño promedio de 1,7 mm, identificados como andesina. Cristalizaron en los bordes y dentro de los piroxenos (Fig. 2.3.10A). Presentan sausuritización.

Clinopiroxeno: de forma subhedral y anhedral, con tamaño promedio de 2,2 mm. Se encuentran muy fracturados y presentan alteración a clorita, calcita y opacos.

Ortopiroxeno: solo presente en la muestra La-1200-E2. Se encuentra en cristales subhedrales con tamaño promedio de 1,3 mm. Se pudo identificar como ortopiroxeno por su clivaje, extinción paralela y birrefringencia baja, pero debido al fracturamiento y alteración no se logró identificar la especie mineral.

Clorita y calcita: como alteración del piroxeno (Fig. 2.3.10B).

Cuarzo: en vetas.

Opacos: aparecen en vetas, como alteración en piroxenos y como cristales aislados en toda la muestra, se identificaron cristales euhedrales de pirita, cristales anhedrales de magnetita, y solo en la muestra La-1202-E2 cristales alargados de leucoxeno.

Fig. 2.3.10. Clasto de leucogabro incluido en conglomerado de la Formación Matatere (III).

A) La-1202-E2. Textura ofítica generada por cristalización de plagioclasa dentro de piroxeno, NP. B) La-1200-H. Plagioclasa junto con clorita de variedad magnesiana, NC.

Gabro hornbléndico Clasto de 5 mm de diámetro. La roca es holocristalina, fanerítica y de fábrica equigranular

hipidiomórfica con tamaño promedio de cristales de 2,3 mm, cabe destacar que la muestra se presenta muy cloritizada. La Tabla 2.3.4 muestra su composición mineralógica.

Plagioclasa: es de tipo andesina y presenta en cristales subhedrales de 0,9 a 4,4 mm, presenta inclusiones de apatito y de anfíbol. Altera a minerales de arcilla.

Anfíbol: en cristales subhedrales y anhedrales alargados con tamaños que van de 0,8 a 2,3 mm. Se encuentra muy cloritizado, posiblemente corresponde a hornblenda. (Fig. 2.3.11A).

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Clinopiroxeno: en cristales subhedrales muy fracturados y alterados a clorita.

Clorita: presente como alteración del anfíbol y del clinopiroxeno.

Cuarzo: se presenta entre las plagioclasas y anfíboles como cristales anhedrales de tamaño promedio 0,12 mm, constituye como una matriz entre los fenocristales. Por ser resultado de la liberación de sílice de la hornblenda al cloritizarse, el mismo no se tomó en cuenta para la clasificación de la roca (Fig. 2.3.11B).

Opacos: presente como cristales euhedrales y anhedrales junto con el cuarzo, por su brillo en luz reflejada se identificó como pirita.

Tabla 2.3.4. Composición mineralógica de los clastos de gabro aislados colectados separadamente en el conglomerado de la Formación Matatere

Fig. 2.3.11. Clasto de gabro hornbléndico. La-1203-D. A) Cristales de anfíbol cloritizados junto

con cristales de pirita, NP. B) Cuarzo y pirita entre cristales de plagioclasa y anfíbol, NC.

Chert En clastos dentro de conglomerado, de forma elongada y lenticular que pueden llegar a medir

hasta 84 cm de longitud. La roca es de origen biogénico, está constituida aproximadamente de un 80% de una matriz no identificable y un 20% de radiolarios con tamaño promedio de 0,1 mm. La mayoría de los radiolarios están recristalizados a cuarzo, mientras que algunos todavía conservan su estructura interna (Figs. 2.3.12A, B).

Muestra Pl Cpx Opx Anf Chl Cal Qtz Prh Opa La-1200-C 52 35 - - 4 3 2 2 2 Gabro La-1200-E 48 37 - - 10 - - - 5 Gabro La-1200-J 43 38 - - 10 5 - - 2 Gabro La-1202-E1 55 35 - 4 5 - - - 1 Gabro La-1200-H 55 20 - - 22 - - - 3 Leucogabro La-1200-E2 60 31 2 - 3 1 1 - 2 Leucogabro

La-1203-D 54 2 - 25 10 - 7 - 2 Gabro hornbléndico

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Fig. 2.3.12. Clasto de chert en la Formación Matatere (III). La-1200-D. A) Radiolarios

recristalizados, NC. B) Radiolario, NP.

Diabasa Corresponde a un clasto de 2 cm de diámetro de color gris verdoso que presenta cristales claros

(posiblemente plagioclasa) embebidos en una matriz afanítica. El clasto es muy similar a la muestra La-1201. No se elaboró sección fina.

Ortoconglomerado polimíctico Clasto de 6 cm de diámetro dentro de conglomerado. Los componentes principales de la

muestra son: clastos 83%, matriz 11%, cemento 2% y porosidad 2%. La roca presenta escogimiento pobre con clastos sub-redondeados y de esfericidad media; son predominantes los clastos de basalto cloritizado (68%) que poseen un tamaño variable de 0,17 a 40 mm, también hay presencia de caliza esparítica (8%), feldespato tipo ortosa y plagioclasa (3%), calcita con cristales bien desarrollados rellenando veta (3%), clorita como alteración de fragmentos ígneos (2%) y cuarzo monocristalino (1%). Los contactos son de tipo grano-matriz (Fig. 2.3.13).

La matriz se encuentra formada por micrita y el cemento es carbonático de tipo microespato, el mismo se presenta en el borde de algunos granos. La porosidad es por disolución de matriz.

Caliza lodolita (mudstone) Presente en clastos y nódulos desde 9 cm hasta 40 cm de diámetro dentro de conglomerado y

arenisca. Se trata de una roca carbonática compuesta principalmente por ortoquímicos (70-90%), con poco contenido de aloquímicos (1-10%) y extraclásticos (3-15%) y de muy baja porosidad (0-1%) por disolución de matriz y cemento (Fig. 2.3.14A).

En la mayoría de las muestras el ortoquímico predominante es cemento carbonático de tipo microespato y pseudoespato, formado por recristalización de una matriz carbonática, siendo el porcentaje de micrita muy bajo (3-5%); sólo la muestra La-1205-A posee micrita como el ortoquímico predominante (86%) y el cemento (5%) de tipo microespato y pseudoespato se observa en los bordes de extraclastos y aloquímicos.

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Los pellets conforman el porcentaje principal de aloquímicos en las muestras, presentan un tamaño promedio de 0,09 mm y se encuentran recristalizados a mineral de sílice, también hay presencia de espículas de equinodermos (Fig. 2.3.14B) en un porcentaje mucho menor. De acuerdo a FOLK (1962) se podrían clasificar estas muestras como “caliza espática con pellets” o “caliza micrítica con pellets” (en el caso de la muestra La-1205-A).

Entre los extraclastos se encuentran granos de cuarzo monocristalino y policristalino, plagioclasa, fragmentos de rocas cloritizadas y muscovita como mineral accesorio principal. La muestra La-1203-F presenta más del 10% de extraclastos pudiendo ser clasificada por MOUNT (1985) como “micrita arenosa” (Fig. 2.3.14C).

Fig.2.3. 13. Clasto de ortoconglomerado polimíctico extraído separadamente de un

conglomerado. Fragmentos de basalto cloritizado y caliza esparítica en matriz de micrita. La-1202-G.

Caliza “wackestone” En clasto y nódulos de tamaño variable incluidos en conglomerados y arenisca, la muestra de

mano descrita es de 7 cm de diámetro. La roca presenta como componentes principales: ortoquímicos (80%), aloquímicos (18%), extraclásticos (2%) y no presenta porosidad.

Se identificaron pellets como los aloquímicos presentes con un tamaño promedio de 0,22 mm, completamente recristalizados en mineral de sílice y carbonático, algunos presentan cemento de óxido en los bordes (Fig. 2.3.15A). Como su porcentaje es mayor de 10% se le puede clasificar como una “pelesparita” (FOLK 1962).

El ortoquímico predominante es cemento (60%) tipo microespato y pseudoespato, posee un 20% de micrita y la cual se muestra como flujos o vetas atravesando la roca (Fig. 2.3.15B.).

Los pocos extraclásticos en la muestra están representados por granos de cuarzo monocristalino y ortosa.

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Fig. 2.3.14. Clasto de "mudstone" en la Formación Matatere. A) Aspecto general de la roca vista en microscopio, NC. B) La-1200-I. Espícula de equinodermo, La-1205-A. NP. C) Extraclastos:

plagioclasa, cuarzo, óxidos y fragmentos de roca, La-1203-F. NC.

Lutita carbonática Corresponde a un clasto de 8 cm de diámetro extraído de una arenisca. Está compuesto por:

matriz (73%) formada por minerales de arcilla y óxido de hierro; granos en un 12%, orientados y con tamaño promedio menor a 0,12 mm, se identificaron granos de cuarzo, feldespato, pirita y muscovita, hay presencia de microfósiles recristalizados a calcita que no pudieron ser identificados; el cemento abarca un 15%, es de tipo carbonático microespato y generalmente se presenta como recristalización de granos (Fig. 2.3.16). La muestra no posee porosidad.

El contacto es de tipo grano-matriz y algunos de los cristales de muscovita se encuentran deformados.

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Fig. 2.3.15. Clasto de "wackestone" en la Formación Matatere. A) "Pellets" silicificados dentro de cemento carbonático, La-1202-C. NC. B) Flujos de micrita que cortan a la muestra, La-1202-

C. NP.

Fig. 2.3.16. Clasto de lutita carbonática. Muestra clastos orientados y microfósiles recristalizados a calcita, La-1206-A. NC.

112

SÍNTESIS DE RESULTADOS Y DISCUSIONES

La característica más relevante de las facies gruesas de la Formación Matatere (III), en sus afloramientos cercanos al contacto inconforme con la Ofiolita de Siquisique, es la amplia variedad de tipos litológicos. En orden de abundancia, aparecen rocas ígneas de afinidad oceánica, rocas sedimentarias de márgenes continentales, y muy raras rocas metasedimentarias de bajo grado (Tabla 2.3.5).

Tabla 2.3.5. Resumen de tipos litológicos identificados en las rocas de la Formación Matatere (III), adyacentes a su contacto con el Ofiolita de Siquisique.

Quebrada Agua Linda, Macuere, noroeste de Siquisique, estado Lara.

Clastos observados en sección fina de:

Grupo Tipo litológico

Sección fina de clasto

centimétrico extraído

individualmente del conglomerado

conglomerado polimíctico *

grauvaca lítica $

Gabro x x Leucogabro x x Gabro hornbléndico x

Ígneas

Diabasa / basalto x x x Caliza esparítica x x Caliza bioesparítica x Caliza pelesparítica x Caliza “mudstone" x Caliza "wackestone" x Lutita x x Lutita carbonática x Waca cuarzosa x Chert (con radiolarios) x x

Sedimentarias

Ortoconglomerado polimíctico x

Cuarcita x x Metamórficas

Esquisto cuarzo-micáceo x x

* Clastos de tamaño suficientemente grande para ser estudiarlo en detalle. $ Clastos muy pequeños para un estudio petrográfico adecuado.

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En referencia al origen de los tres tipos de rocas, probablemente sea como sigue:

- Rocas ígneas: La asociación gabro, diabasa y basalto es semejante a la Ofiolita de Siquisique. Probablemente la única diferencia petrográfica entre ambos, es que los clastos incluidos en el conglomerado de la Formación Matatere (III), están menos prehnitizados que aquellos estudiados de la unidad ofiolítica. A este punto cabe recordar, que según estudios de campo, geoquímicos y geocronológicos (ver sección 2.9), la Ofiolita de Siquisique ha sido interpretada como un fragmento de la corteza oceánica proto-Caribe.

- Rocas sedimentarias: Las muestras de caliza y el chert analizadas, tienen semejanza petrográfica y de microfauna, con rocas de la sección cretácica del margen pasivo suramericano, hoy día aflorantes en Perijá y los Andes de Mérida (José MÉNDEZ BAAMONDE, com. personal, 2012).

- Rocas metamórficas: Los muy raros y pequeños clastos de cuarcita y esquisto cuarzo-micáceo, con metamorfismo de bajo grado, corresponden a litologías muy comunes. Pueden proceder de cualquiera de los terrenos metasedimentarios de continente suramericano.

Vista la variedad de clastos, se infiere que la región fuente de estos primeros flujos turbidíticos, fue mixta continental - ofiolítica.

Esto implica la exposición subaérea de algún bloque de corteza oceánica proto-Caribe, debido al frente de corrimientos. Algunas lonjas de este tipo de rocas pudieron estar intercaladas con unidades sedimentarias continentales, probablemente en alguna zona tectónicamente compleja entre fallas transcurrentes dextrales (lugar B, Fig. 2.3.17), con exhumación en régimen de relevo transpresivo. Otros bloques ofiolíticos pudieron ya estar exhumados e intercalados con rocas del arco de islas o prisma de acreción, dentro de la placa Caribe (C, Fig. 2.3.17).

Igualmente en cuanto a las rocas sedimentarias, algunos bloques pudieron estar ubicados en la zona B (Fig. 2.3.17) y otros trasferidos a la placa Caribe (C en la Fig. 2.3.17). Así mismo, como en la placa suramericana propiamente dicha (A, Fig. 2.3.17),

Así, las rocas sedimentarias e ígneas expuestas en lugares relativamente cercanos entre sí (A, B y C, Fig. 2.3.17), fueron erosionadas, transportadas, retrabajadas en ambientes costeros o bajo el nivel del mar hasta la profundidad de base del oleaje. Posteriormente, ya sea disparados por eventos pluviales torrenciales, y/o por sismicidad en esta zona tectónicamente activa, fueron trasportadas como flujos de detritos (flujos hiperpícnicos) hasta la parte mas profunda de la cuenca entepaís, para depositarse directamente sobre las rocas volcánicas del fondo oceánico.

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Fig. 2.3.17. Mapa paleogeográfico para el Eoceno medio. Se muestra la posible zona fuente de los sedimentos (círculo violeta, A, B y C) de los lóbulos de la Formación Matatere (III).

Estos lóbulos fueron depositados sobre las rocas volcánicas del proto-Caribe, como hoy se observa en la Quebrada Agua Linda, noreste de Siquisique. La línea azul segmentada indica la

posible trayectoria de los flujos turbidíticos. Adaptado de PINDELL (1999).

C B

A

115

2.2. LA OFIOLITA DE SIQUISIQUE Y UNIDADES ASOCIADAS

ANTECEDENTES

La región norte del estado Lara ha sido estudiada geológicamente desde la segunda mitad de la década de los años 1920s. Desde entonces se conoce de la presencia de cuerpos ígneos asociados a rocas del Cretácico, todas ellas a su vez rodeadas de unidades del Terciario. Esto trajo muchas discusiones sobre la edad de las rocas ígneas y sus relaciones con las rocas sedimentarias adyacentes.

La Ofiolita de Siquisique se ubica entre Siquisique y Churuguara, en la zona fronteriza entre los estados Lara y Falcón, donde se ubican cuatro cuerpos de la unidad (Figs. 2.4.1 y 2): Los Algodones (Fig. 2.4.3), Tinajitas-Macuere (Fig. 2.4.4), Las Llanaditas (Fig. 2.4.5) y El Limón (Fig. 2.4.6).

Las mayores contribuciones al conocimiento de las rocas ígneas y de las sedimentarias asociadas de esta región, fueron realizadas por geólogos del grupo Royal Dutch/Shell, quienes siempre “le dieron mucha importancia a la geología regional, a la evaluación de cuencas y a los modelos analógicos para comparar entre las grandes cuencas geológicas del planeta con otras. Los estudios de campo sobre áreas sin prospectos petrolíferos directos, como sería el caso de Siquisique, también eran considerados como parte integral de una visión regional, tomándose como un componente indispensable para entender la historia geológica regional. Por otra parte, la división de exploración de Shell estuvo por muchos años dominada por los geólogos suizos, casi naturalistas, con una perspectiva hacia la gran visión” (G. CORONEL, 2011, com. pers.).

En esta sección se presenta una revisión de la geología de la región de Siquisique, donde se integra la información de trabajos previos y el propio del “Grupo de Trabajo Siquisique-Yumare-UCV", con énfasis en las relaciones de campo y petrografía, mientras que la descripción formal de las unidades con el formato del Léxico Estratigráfico de Venezuela (SCHERER, ed. 1997) aparece en la sección 3 El contexto geodinámico de la Ofiolita se detalla en la sección 4.

TRABAJOS PREVIOS

El primer informe que conocemos sobre la región de Siquisique es el de OSCHNER (1930) de la empresa The Caribbean Petroleum Co. (TCPC), quien interpreta a las rocas ígneas como de edad post-Cretácico. Sus muestras son identificadas como troctolita por HEERING (1930).

Posteriormente, KEHRER (1930) (TCPC) realiza el primer levantamiento geológico sistemático del estado Falcón y el norte de Lara, produciendo mapas a escala 1:100.000. Durante este trabajo, cartografía y describe las rocas ígneas de la región de Siquisique, que también interpreta como post-Cretácico. Vista la importancia de la zona de Los Algodones y sus buenos afloramientos, la cartografía a escala 1.10.000.

En 1948 el Dr. Otto Renz estudia y cartografía la región norcentral de Lara a escala 1:40.000, incluyendo las zonas con rocas ígneas de Los Algodones y Tinajitas-Chorrerones. Este autor interpreta a las rocas ígneas como de edad pre-Cretácico (RENZ 1949).

Debido a la diferencia de edades asignadas para las rocas ígneas por Oschner, Kehrer y Renz, la Cia. Shell de Venezuela envía al geólogo Paul F. Kiewiet de Jonge para trabajar entre Siquisique

116

y Río Tocuyo, y prepara mapas geológicos a escala 1.10.000 de la zona de Los Algodones y a 1:25.000 del sector de Tinajitas-Chorrerones. Indica que encuentra evidencias que el gabro es intrusivo en la Formación la Luna lo cual apoyaría la versión post-Cretácico de L. Kehrer, pero también dice que hay evidencia de la existencia de un basamento pre-Cretácico lo cual a su vez soporta el punto de vista de O. Renz (KIEWIET DE JONGE 1950). El informe incluye un memorando de STREIFF (1950), quién señala que aún quedan muchas interrogantes sobre la geología de la zona. Mientras que en otro memorando incluido en el mismo expediente, BROWN (1951) señala que "…este informe ha sido estudiado con interés y con mucho agrado, hemos aprendido que ... se ha logrado mucho progreso hacia un mejor entendimiento de la geología del área de Siquisique, que es tan importante para la geología y evaluación de las posibilidades de petróleo en la región de Falcón, como en la gran faja de 125-150 km de ancho al norte del área de Siquisique, donde el Cretácico no alcanza la superficie".

Fig. 2.4.1. Mapa de localización de la zona de estudio.

Los recuadros ubican a los mapas geológicos en detalle. A pesar de los trabajos anteriores, la misma empresa encarga a Engbert Jan Coen Kiewiet de

Jonge y a Gustavo Coronel con el objetivo esencial de estudiar las relaciones de las rocas ígneas y los sedimentos cretácicos. Los autores presentan una cartografía a escala 1:10.000 de la zona de Los Algodones, y a 1:25.000 en los alrededores de Las Tinajitas-Chorrerones (CORONEL & KIEWIET DE JONGE 1957). Allí describen relaciones de campo intrusivas con rocas tipo La Luna, en consecuencia concluyen que las rocas ígneas son de edad Cretácico Tardío - Paleoceno. Estos autores cartografían las siguientes unidades: Aluvión reciente, terrazas, Oligoceno, Eoceno, Formación La Luna, Formación Cogollo (sin diferenciar), Formación Río Negro (?), ofiolita extrusiva, complejo gabroide intrusivo (Tabla 2.4.1). El informe incluye un anexo con análisis petrográficos realizados por SCHILLING & NIGGLI (1957), quienes en sus interpretaciones son los primeros en introducir el concepto de ofiolita para la asociación de rocas ígneas.

Una nueva versión actualizada del trabajo anterior, incluyendo la petrografía de Schilling y Niggli, es preparada por G. Feo-Codecido y se publica bajo la autoría corporativa de Cia. Shell de

117

Venezuela (CSV 1965). El mapa a colores incluido en esta publicación es el mejor y más detallado existente, de manera que todos los autores posteriores incluyendo el presente, lo han utilizado como base en sus mapas y para presentar nuevas interpretaciones tectónicas, estratigraficas e historia geológica.

HAZEL (1958) de la empresa Mene Grande Oil Company, interpreta que las rocas ígneas de Los Algodones tienen una edad post-Cretácico-superior a pre-Oligoceno-superior.

En BELLIZZIA et al. (1972) se reúnen a las rocas ígneas aledañas a Siquisique y otros cuerpos pequeños cerca de El Limón y Mapararí, bajo la denominación informal de "Ofiolitas de Siquisique y de Río Tocuyo". Interpretan que estos cuerpos están relacionados con la zona de fallas de Oca.

El trabajo de STEPHAN (1982, 1985) incluye la más mejor descripción geológico-estructural de la región centro-norte del estado Lara, e introduce el concepto vigente de las Napas de Lara. Este autor previamente había publicado un resumen sobre la región de Siquisique (STEPHAN 1980). De la zona de Los Algodones, presenta una columna hipotética generalizada que comienza con gabro y diabasa, pasando a una unidad volcano-sedimentaria cretácica, hasta llegar a rocas tipo "La Luna" (STEPHAN 1982: 235).

BARTOK et al. (1985) presentan el hallazgo de amonites en los intersticios de bloques de lava almohadillada ubicados en la quebrada Las Petacas. La fauna es identificada como de edad Bajociense, Jurásico Medio, extendiéndose la idea que la Ofiolita es de esta edad. Hoy día conocemos que estos bloques originalmente fueron olistolitos dentro de la Formación Matatere.

BELLIZZIA (1986) sigue los conceptos de STEPHAN (1982) e introduce el nombre de Asociación Los Algodones para la unidad volcánico-sedimentaria ya mencionada. También aplica el nombre de “Ofiolita de Siquisique”.

GIUNTA et al. (2002: 25) colectaron una muest ra del basalto de la zona de Los Algodones a la cual le practican análisis químicos que indican

un origen MORB. KERR et al. (2009) también analizan muestras de las rocas plutónicas y volcánicas, tanto químicamente como para geocronología Ar-Ar con edades Cretácico Tardío.

A partir de 2007 diversos profesores y tesistas de la UCV, dentro del denominado "Grupo de Trabajo Lara-Yaracuy, UCV" realizan estudios en la región (Fig. 2.4.2), a saber:

- MARTÍNEZ & VALLETA (2008) estudian petrográficamente las facies gruesas de la Formación Matatere.

- Urbani, L. Camposano y D. Mendi en 2007 estudian la zona de Los Algodones, al oeste de Siquisique (Fig. 2.4.3) (URBANI & MENDI 2010)

- NOGUERA (2009) y NOGUERA et al. (2008) realizan estudios de geocronología de cristales de zircón detríticos (ZD), en muestras de conglomerado y arenisca de grano grueso de la Formación Matatere, desde el noroeste de Carora hasta Siquisique, para fines de determinación de fuentes de procedencia.

- MUÑOZ & RODRÍGUEZ (2009) cartografían geológicamente la zona de rocas ígneas al noreste de Siquisique, entre el Páramo de Guacamuco, Yurí, Las Tinajitas y Chorrerones (Fig. 2.4.4). También estudiaron varios cuerpos pequeños de rocas ígneas en la zona de Las Llanaditas (Fig. 2.4.5) y Puente Limón (Fig. 2.4.6).

- REATEGUI (2011) continúa la cartografía geológica hacia el este de la zona de los autores anteriores, alcanzando hasta la terminación del cuerpo ígneo en la quebrada Maroroy (Fig. 2.4.4).

118

- ICHASO (201?) y SÁNCHEZ (20??) integran la cartografía de todos los autores previos en hojas geológicas a escala 1:25.000. A su vez luego incluidas en el “Atlas geológico de la región septentrional de los estados Lara y Yaracuy” (Volumen 2 del presente trabajo)

Fig. 2.4.2. Mapa geológico generalizado de la región centro-occidental con la ubicación de la Ofiolita de Siquisique (cuerpos negros). También se localizan las figuras 2.4.3 a 6.

119

UNIDADES GEOLÓGICAS DE LA REGIÓN DE SIQUISIQUE

En la Tabla 2.4.1 se muestra la evolución de la nomenclatura y unidades cartografiadas en la zona de Los Algodones (Fig. 2.4.3). Allí se visualiza que todos los autores definieron en forma muy semejante a las unidades terciarias y a las rocas ígneas. La mayor diferencia se encuentra en las unidades consideradas del Mesozoico, donde CORONEL & KIEWIET DE JONGE (1957) y CVS (1965) las separan en formaciones Río Negro, Cogollo y La Luna. Luego STEPHAN (1982) manteniendo intacta la cartografía de los autores anteriores, agrupa a estas tres formaciones bajo una "unidad volcano-sedimentaria", pero separando de ella a una parte que consiste en una brecha con gran cantidad de bloques distintos incluidos, que interpreta como la "suela de corrimiento" de la napa.

Con el trabajo de campo de la UCV, se confirma la detallada cartografía geológica de Coronel y Kiewiet de Jonge, así como los criterios estructurales de Stephan, con la diferencia que ahora separamos a la “Formación La Luna” de la unidad volcano-sedimentaria, dado que en el campo ésta puede cartografiarse en forma clara y separada, observándose contactos de falla con todas las demás unidades.

Para la unidad volcano-sedimentaria de STEPHAN (1982), BELLIZZIA (1986) le acuña el nombre de "Asociación Los Algodones", pero al igual que la Ofiolita de Siquisique, desde entonces ambas han quedado como unidades informales ya que ningún autor ha presentado descripciones completas para cumplir con la normativa internacional (NASCN 2005 y SALVADOR 1994).

En resumen, se reconocen cuatro unidades cretácicas-paleógenas en la zona de Siquisique (Fig. 2.4.4), todas en contactos de falla entre sí:

1- Una asociación volcánico-plutónica, integrada por cuerpos bien diferenciados en el campo,

tanto de diabasa-basalto, como de gabro, correspondiente a la Ofiolita de Siquisique. 2- Una unidad que hemos cartografiado como “Formación La Luna”. El entrecomillado se

debe a que es igual en sus características a la Formación la Luna de las regiones andinas y perijaneras, pero por estar aquí dentro de la provincia alóctona, pudiera corresponder a una unidad depositada en la misma cuenca general de La Luna, pero más lejana hacia el oeste y no ser exactamente igual ala Formación La Luna propiamente dicha.

3- La Formación Matatere (la “Formación Matatere III” de STEPHAN 1982) aflora

extensamente en la región. Es una unidad turbidítica que presenta una monótona alternancia de lutita y arenisca, también contiene olistolitos de diversas litologías y conspicuos niveles conglomeráticos.

4- Una unidad que hemos denominado Complejo Estructural Los Algodones, está constituida

por lutita, arenisca micácea, caliza, chert, basalto almohadillado, diabasa y conglomerado (con fragmentos de cuarzo, chert, granito, gneis, esquisto micáceo, riolita y riodacita). También incluimos aquí una zona de brecha muy cizallada constituida por rocas pelíticas negras con abundantes fragmentos de diversos tipos de rocas, que STEPHAN (1982) interpreta como una "suela" de corrimiento.

120

Fig. 2.4.3. Mapa geológico de la región de Los Algodones, al oeste de Siquisique. Simplificado a partir de CVS (1965) y de la hoja 6247-IV-NE Los Algodones (este trabajo). A: Mapa con la subdivisión de unidades y subunidades. Leyenda: Blanco: Cuaternario. Anaranjado: Formación Castillo. Marrón: Formación Matatere III. Verde: "Formación La Luna". Rojos: Ofiolita de Siquisique (KSg: gabro, KSb: basalto-diabasa). Azul: Complejo Estructural Los Algodones (TAs: rocas sedimentarias sin diferenciar, TAl: rocas volcánicas, TAg: gabro, TAh: conglomerado holocuarcífero, TAc: caliza tipo Apón, TAb: brecha). Coordenadas UTM en km, zona 19P, La Canoa.

A

B

C

D

G

Fig. 28B

Fig. 28B, C

Fig. 28A

E F

121

Fig. 2.4.3. Continuación. B: Mapa con la distribución de las principales unidades sin la cobertura cuaternaria. Los números indican el posible orden de ocurrencia de las fallas.

Coordenadas UTM en kilómetros, zona 19P, La Canoa.

Fig. 2.4.4. Mapa geológico simplificado de la zona de Los Chorrerones - Las Tinajitas - Macuere, noroeste de Siquisique, mostrando la distribución de la Ofiolita de Siquisique y

unidades asociadas. Fragmento de las hojas 6247 Siquisique y 6248 Urucure (URBANI & GÓMEZ 2013). Leyenda: Kl: Formación La Luna, KS: Ofiolita de Siquisique, sin diferenciar, Tomch:

Formación Churuguara, Tem3: Formación Matatere III, Tmc: Formación Casupal, Tmc: Formación Capadare, Blanco: sedimentos cuaternarios. Coordenadas geográficas, La Canoa.

B

69º37´ 30"

10º40

5 km

122

Fig. 2.4.5. Mapa geológico de la zona de Las Llanaditas.

Fragmento de las hojas 6348-III-NE,SE,SO,NO (URBANI & GÓMEZ 2013). Leyenda: Kl (verde): “Formación La Luna”, Ksgb (rosado): Ofiolita de Siquisique, sin diferenciar, Tem (marrón): Formación Matatere III, Tmca (amarillo): Formación Casupal, Tmc: Formación Capadare.

Coordenadas UTM 19P, La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

Fig. 2.4.6. Mapa geológico de la zona de Puente Limón.

Fragmento de las hojas 6348-III-SE y 6347-IV-NE (URBANI & GÓMEZ 2013). Leyenda: Kl (verde): “Formación La Luna”, Ksgb (rosado): Ofiolita de Siquisique, gabro y basalto sin

diferenciar, Tem (marrón): Formación Matatere III, Tmca (amarillo): Formación Casupal, Tmc: Formación Capadare. Coordenadas UTM 19P, La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

123

Tabla 2.4.1. Resumen de nomenclatura y unidades cartografiadas en la zona de Los Algodones, Municipio Urdaneta, estado Lara

KEHRER (1930)

CORONEL & KIEWIET DE

JONGUE (1957) y CSV

(1965)

STEPHAN (1982, 1985) BARTOK et al. (1985) BELLIZZIA (1986)

ESTE TRABAJO (figs. 3 y 4)

Aluvión reciente Q1 Aluvión

Q2 Terrazas intermedias Aluvión Terrazas

Aluvión

Aluvión

Aluvión

Q3 Terrazas altas Cerro Pelado Oligoceno Mioceno Fm. Castillo Fm. Castillo Fm. Castillo

Misoa-Trujillo Eoceno Fm. Matatere III Fm. Matatere Fm. Matatere Fm. Matatere III

- - - “Fm. La Luna”

"Suela" de la unidad volcánica-sedimentaria (pelita negra con bloques)

Suela pelítica oscura con bloques

Brecha de falla (pelita negra con bloques) ("suela" de corrimiento)

Fm. La Luna

Rocas sedimentarias sin diferenciar

Fm. Cogollo

Mesozoico sin diferenciar (chert y caliza)

Caliza Aptiense-Albiense

Cretácico (Colón, La

Luna, Cogollo, sin diferenciar)

Fm. Río Negro Conglomerado basal de la sección mesozoica

Conglomerado holocuarcífero

Unidad volcanica-sedimentaria

-

Asociación Los Algodones (unidad volcanica- sedimentaria)

Complejo Estructural Los Algodones

Lava almohadillada Dolerita-basalto

Ofiolita extrusiva Diabasa y

espilitas Extrusivas máficas Basalto - diabasa

Gabro-piroxenita

Complejo gabroide

Unidad volcánica-plutónica Gabro

Ofiolita de Siquisique Intrusivas

máficas (gabro)

Unidad ofiolítica de Siquisique

Ofiolita de Siquisique Gabro

124

1. OFIOLITA DE SIQUISIQUE

En esta sección se presentan los detalles correspondientes a los contactos y petrología de unidad, mientras que la propuesta concreta para el "Léxico Estratigráfico de Venezuela", aparece en la sección 3. A los efectos de la cartografía geológica de la unidad, ésta se ha dividido en: plutónicas, volcánicas y plutónicas-volcánicas sin diferenciar (hojas 6247-IV-NE, 6248-II-SE, SO, 6348-III-NE, SE, SO, NO, de URBANI & GÓMEZ 2013).

Contactos - Gabro - basalto Este contacto puede verse en una de las pequeñas quebradas del cuerpo de Los

Algodones. En la localidad “A” indicada en la Fig. 3A, se observan afloramientos de gabro, luego a lo largo de unos 30 m del cauce, aparecen diques de espesores decimétricos de basalto (Fig. 2.4.6), para luego continuar con el basalto masivo. Los contactos entre los dos tipos de rocas son abruptos.

- Ofiolita (gabro y basalto) - "Formación La Luna" El contacto entre estas dos unidades siempre es de falla. En las cabeceras de la Quebrada

Los Algodones (localidad “B” de la Fig. 2.4.3A) (Fig. 2.4.7), se observa claramente el contacto con estrías de falla en una pequeña capa de calcita.

- Ofiolita (gabro y basalto) - Complejo Estructural Los Algodones En todos los casos es de falla (Fig. 2.4.3).

- Ofiolita (gabro y basalto) - Formación Matatere En las cuatro regiones donde aflora la Ofiolita, el contacto con la Formación Matatere es

de falla (Figs. 2.4.3 a 6). Con la única excepción de la Quebrada Agua Linda en Macuere, donde la Formación Matatere descansa inconforme sobre el basalto. Por su importancia esta localidad se describe detalladamente en la sección 2.3.

- Ofiolita (gabro y basalto) y las formaciones neógenas Castillo, Capadare y Casupal Como puede verse en los mapas geológicos (figs. 2.4.3 a 6), las formaciones Castillo,

Capadare o Casupal cubren inconformemente a la Ofiolita (Fig. 2.4.8), así como a las formaciones Matatere y "La Luna". En la localidad indicada con la letra "C" de la Fig. 2.4.3A se observa el contacto inconforme de la Formación Castillo sobre el gabro (Fig. 2.4.9).

- Ofiolita (gabro y basalto) - Terrazas aluviales altas (Q3) En la zona de Los Algodones se encuentran terrazas cuaternarias en varios niveles

topográficos (ver Fig. 2.4.3, unidades Q1, Q2 y Q3). La Ofiolita se encuentra en el lado norte -levantado- de la Falla de Los Algodones, lo cual explica la presencia de estos niveles colgados de terrazas. Las terrazas del nivel topográfico más alto (Q3, letra "D" de la Fig. 3A, a 550 m s.n.m.) cubren a la Ofiolita, así como a la "Formación La Luna" y al Complejo

125

Estructural Los Algodones" (Fig. 2.4.3A). La fig. 2.4.10 muestra una de estas terrazas Q3 sobre el gabro, e inclusive sobre la Formación Castillo.

Fig. 2.4.6. Dique intrusivo de basalto en gabro. Ofiolita de Siquisique. Los Algodones.

Fig. 2.4.7. Contacto de falla entre gabro de la Ofiolita de Siquisique y la “Formación La

Luna”. La línea roja segmentada muestra estrías de falla. Petrología En la subunidad de rocas plutónicas predominan distintos tipos de gabro, habiéndose

localizado también algunos pocos afloramientos aislados y en bloques sueltos con rocas ultramáficas (Tabla 2.4.1). En la subunidad de rocas volcánicas se han identificado tanto variedades de basalto como de diabasa, a veces no separables en campo, con la excepción de una granulometría ligeramente más gruesa en las diabasas, pero fundamentalmente

Gabro

"Formación La Luna"

Gabro

Basalto

126

diferenciables en el laboratorio a través del estudio de las secciones finas, por la presencia de textura ofítica.

En las rocas ígneas por lo general se observa una alta concentración de calcita, que es producto del proceso de carbonatización, en donde las plagioclasas cálcicas liberan calcio que permite formar calcita, transformándose a plagioclasas más sódicas. La conspicua presencia de prehnita puede indicar que las rocas fueron afectadas por un leve metamorfismo correspondiente a la facies metamórfica de la prehnita – pumpellita, o por actividad hidrotermal.

Casi todas las muestras estudiadas presentan trituración y fracturamiento de los cristales, por lo cual dentro de la clasificación de rocas trituradas no foliadas con cohesión primaria de ROBERTSON (1999), mayoritariamente corresponden a protocataclasitas, con algunas pocas cataclasitas. Por ser comunes en todas estas rocas, estos calificativos se omiten en las descripciones que siguen.

Fig. 2.4.8. Vista de la Ofiolita de Siquisique, quebrada Los Algodones. El gabro forma

ladera de colores verde claro, mientras que le basalto-diabasa es marrón oscuro. En la parte superior de la fila aflora la Formación Castillo, inconforme sobre la Ofiolita.

Fig. 2.4.9. Contacto inconforme de la Formación Castillo sobre el gabro de la Ofiolita de

Siquisique, Los Algodones. Localidad identificada con la letra "C" de la Fig. 3A.

Gabro

Basalto

Formación Castillo

Gabro

Formación Castillo

127

Fig. 2.4.10. Contacto inconforme de una terraza pleistocena ubicada en cotas altas (Q3), sobre el gabro de la Ofiolita de Siquisique. La terraza también cubre parcialmente a la

Formación Castillo. Localidad identificada con la letra "D" de la Fig. 2.4.3A.

Tabla 2.4.1. Tipos litológicos identificados de la Ofiolita de Siquisique.

Tipo Subtipo Litología (todas con mayor o menor grado de cataclasis) Gabro (± prehnitizado) Gabro olivinífero (± serpentinizado ± prehnitizado) Gabro piroxénico Melano gabro olivinífero (± serpentinizado) Gabronorita (± serpentinizada) Norita hornblendo-piroxénica

Máficas (variedades de gabro)

Troctolita Harzburgita (± serpentinizada) Wherlita (± serpentinizada) Lherzolita (± serpentinizada) Peridotita piroxénica

Plutónicas

Ultramáficas

Hornblendita Basalto Basalto amigdaloide Basalto prehnitizado

Variedades de basalto

Basalto carbonatizado Diabasa Diabasa Tobas Toba fina/gruesa piroxénica

Volcánicas e hipoabisales (+ raros niveles de chert)

Sedimentarias Chert

Gabro

Formación Castillo

Terraza Q3

128

Plutónicas (Tabla 2.4.2) Todas las muestras son holocristalinas, faneríticas con texturas a veces orientada,

sugiriendo deposito de minerales por diferenciación gravitatoria en la cámara magmática, lo cual concuerda con texturas cumulus observadas al microscopio. Los tamaños de los cristales tienen una distribución seriada. Ocasionalmente la plagioclasa manifiesta texturas zonadas y el piroxeno es poiquilítico. La litología predominante corresponde a diversas variedades de gabro (Tabla 2.4.2) que en el campo muestra estar cruzado por numerosas bandas oscuras y de grano fino que corresponden a zonas cizalladasmiento (Fig. 2.4.11). Al ser analizadas petrográficamente estas bandas cizalladas se clasifican como ultracataclasitas.

En esta sección se presenta una síntesis de los análisis petrográficos contenidos en las tesis de MARTÍNEZ & VALLETTA (2008), MUÑOZ & RODRÍGUEZ (2009) y REÁTEGUI 2010)

Fig. 2.4.11. Gabro mostrando franjas oscuras que corresponden a zonas muy cizalladas

(ultracataclasitas). Ofiolita de Siquisique. Qda. Chorrerón, noreste de Siquisique.

Gabro Esta es la roca plutónica predominante. Meteorizan a colores gris verdosos, mientras que

los colores frescos dependen de la variedad de gabro en particular y su índice de color, variando desde leucogabro hasta melanogabro. Usualmente los afloramientos están muy meteorizados, y los bloques mas frescos se encuentran sueltos en las quebradas o residuales de la meteorización. Los principales tipos de gabro son olivinífero, piroxénico, prehnítico olivinífero y prehnítico. Los minerales constituyentes se describen a continuación:

Plagioclasa: Generalmente se encuentra muy alterada a minerales de arcilla y epidoto, impidiendo su identificación, pero en las muestras más frescas se identifica como labradorita. Algunos cristales están parcial o totalmente prehnitizados. Muestran una variedad de maclas según las leyes de albita, carlsbad y periclina (Fig. 2.4.12A,B,C, D).

Piroxenos: El clinopiroxeno (augita, diópsido) (Fig. 2.4.12E,F,G) puede estar alterando a clorita, ya sea totalmente o en sus los bordes. Tambien se identifica ortopiroxeno (enstatita).

129

Fig. 2.4.12A. Gabro olivinífero, La-533r.

Cristal de plagioclasa, NX.

B. Gabro olivinífero, La-605C. Plagioclasa

alterada a minerales de arcilla, NX

C. Gabro protocataclástico, La-633A.

Plagioclasa con maclado tipo periclina, NX.

D. Gabro olivinífero, La-605C. Plagioclasa

alterada a minerales de arcilla con un cristal de clinopiroxeno, en NX.

; E. Gabro piroxénico, La-615r.

Clinopiroxeno con leve deformación, rodeado de plagioclasa alterada, NX.

F. Gabro protocataclástico, La-500B. Clinopiroxeno fracturado y con bordes

corroídos, NX.

130

Fig. 2.4.12G. Gabro prehnítico protocataclástico, La-603C. Clinopiroxeno alterado y fracturado

rodeado de cristales de prehnita. NX y NP.

Clinoanfíbol (hornblenda): Se identificó solamente en un dique de microgabro hornbléndico, presentando un pleocroísmo entre verde claro y verde oscuro.

Olivino: La mayor parte de los cristales están parcialmente alterados a serpentina. Adyacente al olivino es frecuente observar magnetita (Fig. 2.4.13).

Serpentina: En general se presenta como producto de alteración del olivino, manteniendo algunas reliquias del primero. También hay cristales grandes de antigorita sin reliquias de olivino visible (Fig. 2.4.14A). La antigorita también altera parcialmente al clinopiroxeno. La transformación de olivino a serpentina implica un sustancial aumento de volumen, lo cual produce el fracturamiento en los minerales que lo rodean en un patrón radial (Fig. 2.4.14B).

Fig. 2.4.13. Gabro olivinífero, La-533. Olivino alterado con las fracturas rellenas de magnetita,

a su vez rodeado por clinopiroxeno. NP y NX.

131

Fig. 2.4.14. Gabro olivinífero protocataclástico, La-635. A: Antigorita (azul) cruzada por vetillas de prehnita. NX. B: Olivino serpentinizado que ha creado fracturas radiales en los

cristales de plagioclasa (alterada) adyacente.

Clorita: es el producto de la alteración del piroxeno. Presenta leve pleocroismo color verde claro y colores de interferencia azul oscuro. También como alteración de la hornblenda.

Titanita: se encuentra como pequeños agregados granulares, de colores pasteles. Prehnita: se encuentra en cantidades muy variables desde trazas hasta más del 20% en las

muestras más prehnitizadas. Se halla tanto en vetas, como en cristales dispersos aleatoriamente en la sección. Los tamaños van desde menos de 0, 1 hasta 0,2 mm. Por lo general presentan un hábito tabular alargado (Fig. 12G). En algunas muestran puede llegar a reemplazar totalmente a la plagioclasa.

Epidoto: en pequeños cristales anhedrales de 0,025 mm de tamaño promedio, usualmente como alteración de plagioclasa.

Opacos. Magnetita: usualmente se encuentra asociada en forma cercana a los cristales de olivino. Algunas muestras presentan hematita. También hay escasos cristales de leucoxeno.

Calcita y cuarzo: en vetas.

Gabronorita Este tipo litológico fue descrito en campo como gabro, con color fresco verde y gris. Plagioclasa: es de tipo labradorita y los cristales se presentan orientados correspondientes a una

alineación primaria. Clinopiroxeno (augita): en algunos casos presenta textura ofítica, tiene bordes corroídos y hasta

textura de bahía. Puede estar alterada a clorita. Ortopiroxeno (enstatita): se presenta de color gris claro de primer orden, extinción paralela y

también con textura ofítica. Algunos cristales alteran a serpentina. Prehnita: aparece en pequeñas vetas y como producto de alteración del piroxeno. Clorita: procede de la alteración del clinopiroxeno, tiene un color de interferencia azul oscuro. . Troctolita

A B

132

A excepción de la muestra La-538A colectada en la Quebrada Las Palomas, todas las demás muestras de este tipo fueron colectadas como bloques sueltos en laderas y quebradas. Las características de sus minerales constituyentes son semejantes a lo ya presentado para el gabro, en consecuencia no se repite aquí (Fig. 2.4.15).

Fig. 2.4.15. Troctolita. A: Olivino parcialmente serpentinizado generando fracturas radiales en

los minerales circundantes, La-564Ar, NX. B: Igual a la anterior con NP. C: Serpentina con aspecto reticular, rodeada de plagioclasa alterada, La-538A, NX. D: Antigorita intersticial entre cristales de plagioclasa en textura mesocúmulo, La-627Br, NX.

Harzburgita serpentinizada

La única muestra de este tipo corresponde a un bloque suelto de la quebrada Chorrerón. Olivino: los cristales están redondeados (Fig. 2.4.16A,B) y fracturados. Se observan tanto

cristales de olivino no alterado, como otros serpentinizados parcial o totalmente, presentando este último tipo una textura de malla.

Ortopiroxeno (enstatita): en algunos casos presenta un borde de clinopiroxeno (Fig 2.4.16B,D). Prehnita: aparece como alteración del piroxeno, por lo general presenta un hábito tabular

alargado y en algunos casos de forma radial (Fig. 2.4.16C).

A B

C D

133

Magnetita: se encuentran cristales muy pequeños usualmente dentro del olivino, y en algunos casos dentro del ortopiroxeno.

Clorita: es el producto de la alteración del clinopiroxeno, tienen un color de interferencia azul oscuro.

Fig. 2.4.16. Harzburgita, La-1017R. A: Cristales de olivino redondeados y con altos colores de interferencia. B: Entre los cristales de olivino se encuentra ortopiroxeno alterado, el olivino también presenta clinopiroxeno como textura de corona. C: Prehnita en cristales tabulares,

alargados y radiales. D: Ortopiroxeno rodeado de cristales de olivino.

Peridotita (dunita?) serpentinizada Las muestras fueron obtenidas de un afloramiento aislado ubicado en la intersección de una

quebrada con la carretera hacia Cogoyal, al oeste de las Tinajitas (Hoja 6247-I-NO). La roca es masiva y presenta un color meteorizado negro - morado. Es posible que la roca original haya tenido más del 90% de olivino, que al estar alterado a serpentina y acompañado de una clorita resultado de la alteración de piroxeno, permitiría la identificación del protolito como dunita. La distribución de los cristales de olivino sugeridos por la forma reliquia a pesar de la serpentinizacion, sugiere una textura original cumulus.

A B

C D

134

Serpentina: producto de alteración del olivino (Fig. 2.4.17). Los cristales tienen un tamaño promedio de 2 mm y presentan características reliquias del olivino como lo es el hábito, se observa la textura tipo malla.

Clorita: se encuentra intersticial y es producto de alteración del piroxeno (Figs. 2.4.17A). Presenta color de interferencia azul oscuro.

Fig. 2.4.17. Peridotita, La 566 A. A: Clorita intersticial entre cristales de olivino, que presentan

bordes de reacción y textura cúmulus. NX. B: Igual a la anterior con NP. C: Serpentina con textura de tipo malla y reliquias de olivino. NX. D: Cristales de magnetita (negro). NP.

Wherlita serpentinizada Las muestras de este tipo de roca fueron recolectadas de bloques sueltos, tanto en la quebrada

Chorrerón, como en una carretera adyacente. Olivino: aparecen como cristales redondeados y algunos que están serpentinizados. Clinopiroxeno: se encuentra muy alterado y fracturado radialmente por la alteración del olivino

a serpentina (Fig. 2.4.18A). En algunos casos se encuentra alterando a clorita. El clinopiroxeno también aparece como bordes de reacción alrededor del olivino (Fig. 2.4.18C).

A B

C D

135

Titanita: aparece principalmente en el clinopiroxeno, dentro de las fracturas generadas por la serpentinización del olivino (Fig. 2.4.18B).

Cromita: con forma euhedral (Fig. 2.4.18D). Magnetita: con formas subeuheadrales asociado al olivino.

Fig. 2.4.18. Wherlita, La-1007DR. A: Fracturas radiales en clinopiroxeno generadas por el olivino serpentinizado, NP. B: Cristalitos de titanita en las fracturas del clinopiroxeno, luz reflejada. C: Textura de corona de clinopiroxeno alrededor de olivino, NX. D: Cromita,NP.

Lherzolita Solamente se encontró una muestra de este tipo en un bloque suelto en ladera. Las

características de los minerales individuales son iguales a las descritas para la peridotita y wherlita, pero cambiando sus proporciones. El tamaño de granos es variable entre 1, 5 a 4 mm.

Ultracataclasita Estas muestras corresponden a las zonas de cizallamiento encontradas en los afloramientos de

gabro (ver franjas oscuras en la Fig. 2.4.11). La zonas de cizalla pueden aparecer en direcciones aleatorias, o disponerse en forma de reloj de arena. La roca es de grano muy fino y se pueden apreciar cristales orientados por el alto nivel de cataclasis que ha sufrido.

A B

C D

136

Petrográficamente la roca está dominada por una gran cantidad de cristales de prehnita con altos colores de interferencia azul, morado, naranja y un hábito tabular alargado. También se puede apreciar piroxeno con bordes corroídos y deformados. El resto de roca está constituido por una matriz petrográficamente no identificable, muy triturada y fracturada, con algunas fracturas rellenas de óxido de hierro.

Volcánicas (Tabla 2.4.2)

En el campo estas rocas se muestran con un color verde oscuro, con meteorización que produce suelos de colores rojizos (Fig. 2.4.19A). Hay dos variedades granulométricas, las de grano muy fino casi afaníticas corresponden a basalto, mientras que otras más raras con cristales >0,5 mm resultaron ser diabasas por su textura ofítica, solo reconocida al microscopio. El basalto es una roca masiva que aparece tanto homogénea, como en brechas (Fig. 2.4.19B), mientras que en algunos afloramientos presentan estructura almohadillada no mayores de 0,5 m en su máxima dimensión (Fig. 2.4.19C). En la quebrada El Guaparo se localizaron capas de chert negro (Fig. 2.4.19D) intercaladas con la secuencia basáltica. Este chert fue estudiado por BAUMGARTNER et al. (2013) de donde pudieron extraer radiolarios del Cretácico Tardío.

Fig. 2.4.19. Fotografías de campo de las rocas volcánicas de la Ofiolita de Siquisique. A.

Vista del accidente topográfico conocido en la región como "Volcán de Moroturito”. Las

rocas volcánicas meteorizadas presentan un color rojizo.

B. Brecha volcánica.

C. Lava almohadillada con caliza gris oscura como material intersticial Quebrada Maroroy.

D. Capas de chert negro intercaladas con

lava. Quebrada El Guaparo, Macuere.

137

Basalto El basalto puede tener cristales de tamaños variables desde seriados a porfiríticos. La textura

más frecuente es la afieltrada (Fig. 2.4.20A), raras veces subofítica y una sola muestra presentó textura amigdaloide. Poseen cantidades variables de una matriz muy fina no identificable y alterada, que pudiera interpretarse que haya correspondido a vidrio.

Plagioclasa: generalmente muy alterada mostrando un aspecto “terroso”, de forma tabular y generalmente asociada al piroxeno.

Clinopiroxeno: mayormente alterados a carbonatos, tentativamente identificado como augita. Anfíbol: raros cristales probablemente de hornblenda, pero muy alterados y limonitizados.

Algunos cristales se muestran como producto de alteración del clinopiroxeno. Prehnita: presente en bajas proporciones, con formas y colores variados, y dispuestos

aleatoriamente en cuanto a su orientación y ubicación. Epidoto: es poco común, a veces asociado a la prehnita. Cuarzo: se presenta exclusivamente rellenando vetas. La carbonatización de la plagioclasa, clinopiroxeno y matriz, es muy avanzada impidiendo una

clasificación y determinación más precisa de los minerales primarios. La calcita también se encuentra calcita rellenando vetas y amígdalas (Fig. 2.4.20B).

Fig. 2.4.20. Fotomicrografías de basalto. A: Textura afieltrada. La 570, NC. B: Calcita rellenando una amígdala. La 607B, NP.

Diabasa Las características petrográficas de los minerales constituyentes son iguales a lo ya indicado en

el basalto, la diferencia estriba en ser de un tamaño de grano mayor (>0,5 mm) y estar asociados la plagioclasa y el clinopiroxeno como textura ofítica.

Tobas En el campo se clasificaron erróneamente como basalto, son de color negro a gris oscuro. En la

quebrada Las Palomas la toba contiene xenolitos de gabro (Fig. 2.4.21).

A B

138

Fig. 2.4.21. Toba con xenolitos de gabro, Quebrada Las Palomas.

Las muestras analizadas genéricamente se clasifican como tobas de cristales, modificando el nombre según la granulometría y el tipo de cristales presentes, por tanto en nuestro caso se tienen dos muestras de toba fina piroxénica (cristales menores de 0,032 mm) y una de toba gruesa piroxénica (cristales entre 0,032 y 2 mm).

Ortopiroxeno (enstatita) y clinopiroxeno (diópsido): en fenocristales con un tamaño promedio

1,5 mm, triturados y embebidos en la matriz (Fig. 2.4.22). Prehnita: se presenta como diminutos cristales (<0,05 mm) y vetillas. Matriz: muy fina y de composición mineralógica no identificable. Se observa una intercalación

de bandas verdosas con otras bandas incoloras.

Fig. 2.4.22. Toba gruesa piroxénica. Cristales de piroxeno fracturados y embebidos en la matriz fina bandeada. La-518C. A: NX. B: NP.

139

Tabla 2.4.2. Composición mineralógica y clasificación de rocas de la Ofiolita de Siquisique.

Muestra C

uarz

o

Plag

iocl

asa

Ort

opir

oxen

o

Clin

opir

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o

Clin

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Oliv

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doto

Car

bona

tos

Mat

riz

crpt

ocri

st.

Opa

cos (

+Mag

netit

a)

Cro

mita

Tita

nita

Nombre petrográfico Ref.

VOLCÁNICAS

La-509 B 58 10 24 4 8 TZ Basalto 1

La-570 5v 40 20 15 10 10 Basalto 1

La-597 34 35 30 1 Basalto 1

La-607 A 10 2 7 3 78 Basalto 1

La-624 Ar 15 20 63 2 Basalto 1

La-629 A 9v 15 2 61 13 Basalto 1

La-1065B 65 Tz 20 15 Basalto 2

La-1111A 45 Tz 40 15 Basalto 2

La-509 A 40 20 12 Tz 3 15 10 Basalto 1

La-1048 40 25 Tz 35 Basalto 2

La-1060BR 30 10 10 10 30 10 Basalto amigdaloide 2

La-1060CR 20 20 15 Tz Tz 35 10 Basalto amigdaloide 2

La-1022 40 5 30 20 5 Basalto carbonat. 2

La-593 A 72 Tz Tz 5 23 Tz Basalto carbonat. 1

La-593 D 5v 25 4 1 65 Basalto carbonat. 1

La-1064 45 15 30 10 Basalto carbonat. 2

La-1076 35 10 25 15 15 Basalto carbonat. 2

La-1078 40 20 30 10 Basalto carbonat. 2

La-1084A 40 10 20 20 10 Basalto carbonat. 2

La-1085R 25 10 20 30 15 Basalto carbonat. 2

La-640 B 35 12 5 18 8 12 10 Basalto prehn. 1

La-607 B 5 15 80 Basalto prehn. 1

La-1038 40 10 15 Tz 35 Basalto prehn. 2

La-1061B 10 25 45 5 20 Basalto prehn. 2

La-1083A-B 25 Tz 35 Tz 40 Basalto prehn. 2

La-1537-B 10 15 10 65 Fenolatita porfídica 3

La-530 20 10 10 60 Toba fina pirox. 1

La-596 A 4 8 8 80 Tz Toba fina pirox. 1

La-518 Cr 17 28 5 50 Toba gruesa pirox. 1

HIPOABISALES

La-502 B 2 55 5 38 Diabasa 1

La-513 30 30 40 Diabasa prehn. 1

La-24-A <1 38 5 55 2 Diabasa 3

140

Muestra

Cua

rzo

Plag

iocl

asa

Ort

opir

oxen

o

Clin

opir

oxen

o

Clin

oanf

íbol

Oliv

ino

Serp

entin

a

Clo

rita

Preh

nita

Epi

doto

Car

bona

tos

Mat

riz

crpt

ocri

st.

Opa

cos (

+Mag

netit

a)

Cro

mita

Tita

nita


La-25-R 0 40 30 0 10 <1 20 Diabasa 3

La-26 0 35 30 0 10 0 25 Diabasa 3

PLUTÓNICAS

La-1536-B 0 40 0 0 20 30 10 Gabro 3

La-19 0 77 20 0 1 0 2 Gabro 3

La-20-A 0 55 30 0 5 0 10 Gabro 3

La-20-B 5 80 <1 0 5 0 10 Gabro 3

La-21-A 0 70 0 5 15 0 10 Gabro 3

La-21-B 0 27 20 0 25 25 3 Gabro 3

La-29 0 50 5 0 30 0 15 Gabro 3

La-500 B 50 15 10 20 5 Tz Gabro 1

La-596 A 45 37 10 8 Gabro 1

La-615 R 50 30 3 12 5 Gabro 1

La-630 Ar 5 45 15 10 20 5 Gabro 1

La-640 A 52 18 30 Tz Gabro 1

La-633 A 46 15 8 25 5 1 Gabro 1

La-1006BR 70 15 10 5 Gabro (leucogabro) 2

La-515 C 40 30 5 15 10 Gabro horn. (microgabro) 1

La-596 B 60 5 35 Tz Gabro (microgabro) 1

La-1018R 50 30 10 5 Tz Tz 5 Gabro olivinífero 2

La-1041 33 57 10 Tz Tz Gabro olivinífero 2

La-1106BR 29 5 54 Tz Tz 12 Gabro olivinífero 2

La-630 Br Tz 7 25 68 Gabro olivin.prehn. 1

La-502 A 58 15 20 5 2 Gabro olivin. serpent. 1

La-518 A 55 13 10 17 Tz 5 Gabro olivin. serpent. 1

La-533 R 35 36 15 5 7 2 Gabro olivin. serpent. 1

La-603 A 8 42 20 15 10 5 Gabro olivin. serpent. 1

La-605 C 56 18 12 5 8 1 Gabro olivin. serpent. 1

La-635 42 20 12 5 18 3 Gabro olivin. serpent. 1

La-637 A 2 55 15 10 13 5 Gabro olivin. serpent. 1

La-1016R 35 40 25 Tz Tz Gabro olivin. serpent. 2

La-1026R 45 25 10 10 5 5 Gabro olivin. serpent. 2

La-512 A 7 3 65 15 10 Gabro prehn. 1

La-603 C 5 15 80 Tz Gabro prehn. 1

141

Muestra

Cua

rzo

Plag

iocl

asa

Ort

opir

oxen

o

Clin

opir

oxen

o

Clin

oanf

íbol

Oliv

ino

Serp

entin

a

Clo

rita

Preh

nita

Epi

doto

Car

bona

tos

Mat

riz

crpt

ocri

st.

Opa

cos (

+Mag

netit

a)

Cro

mita

Tita

nita


La-1104 20 80 Gabro prehn. 2

La-1106AR 30 30 Tz 40 Gabro prehn. 2

La-500 A 4 54 5 10 15 6 4 2 Gabronorita 1

La-514 26 32 41 1 Tz Gabronorita 1

La-1044 58 17 15 Tz 10 Tz Gabronorita prehn. 2

La-1024 45 10 35 10 Tz Tz Gabronorita serpent. 2

La-1056R 65 5 25 5 Tz Tz Gabronorita serpent. 2

La-1061A 55 10 30 5 Tz Tz Tz Gabronorita serpent. 2

La-1084C 55 10 25 10 Tz Tz Gabronorita serpent. 2

La-1017R 20 Tz 65 10 Tz 2 3 Harzburgita serpent. 2

La-503 Ar 85 15 Hornblendita 1

La-503 Br 5 74 20 1 Hornblendita 1

La-633 B 5 60 5 30 Hornblendita 1

La-538 Br 5 4 6 40 15 2 15 13 Lherzolita 1

La-515 D 49 9 37 4 1 Norita horbl.-pirox. 1

La-566 A Tz Tz 83 15 2 Peridotita serpent. 1

La-566 B Tz Tz 80 10 10 Peridotita serpent. 1

La-538 A 48 15 7 10 20 Troctolita 1

La-564 Ar 53 5 10 12 5 15 Troctolita 1

La-627 Br 50 30 15 5 Troctolita 1

La-630 Cr 3 10 63 5 15 4 Wherlita serpent. 1

La-1007AR 10 72 10 3 5 Wherlita serpent. 2

La-1007BR 20 65 5 3 2 5 Wherlita serpent. 2

La-1007CR 15 50 10 15 5 5 Wherlita serpent. 2

La-1007DR 5 80 10 5 Wherlita serpent. 2

La-1028R 54 36 Tz 10 Wherlita serpent. 2

Abreviaturas: Ref.: Referencias (1: MUÑOZ & RODRÍGUEZ 2009; 2: REÁTEGUI 2011; 3: MARTÍNEZ & VALLETA 2008). Serpent.: Serpentinizado. Prehn.: Prehnitizado. Carbonat.: Carbonatizado.

142

2. “FORMACIÓN LA LUNA”

La identificación en la región de Los Algodones de rocas semejantes a la Formación La Luna (o Guayuta), es conocida desde los trabajos pioneros de JONES & WHITEHEAD (1929). En la detallada cartografía de CORONEL & KIEWIET DE JONGE (1957) y CSV (1965) aparece la Formacion La Luna, abarcando tanto a rocas típicas de esta unidad, como a una asociación heterogénea de rocas sedimentarias diversas, que hoy día las reunimos dentro del Complejo Estructural Los Algodones (ver Tabla 2.4.1).

A diferencia de la Formación La Luna de los afloramientos clásicos de los Andes de Mérida y cuenca de Maracaibo, en una sola localidad de la zona de Los Algodones se detectó olor de petróleo. Así mismo, las concreciones de caliza son muy raras (Fig. 2.4.23D,E).

Contactos Todos los contactos de esta formación con las unidades circundantes son de falla (Figs. 2.4.3 a

6). Usualmente se observan brechas de falla desde pocos decímetros hasta 2 m de espesor, constituidas por una matriz arcillosa de color casi negro, con fragmentos visibles de bloques de las unidades involucradas, frecuentemente de caliza oscura. En la Fig. 2.4.7 se muestra el contacto de la Formación, con la subunidad de gabro de la Ofiolita de Siquisique.

Petrografía La unidad está constituida por una alternancia de capas centimétricas a decimétricas de caliza,

lutita negra (tanto carbonática, como no carbonática) (Fig. 2.4.23A) y ocasionales niveles de chert (Fig. 2.4.23B). Los mejores afloramientos están expuestos en Los Algodones (Fig. 2.4.3A) y en la Quebrada Yurí (Fig. 2.4.25), afluente de la Quebrada La Torta al noreste de Siquisique.

Se colectaron algunas muestras de caliza, siendo principalmente clasificadas como lodolita (DUNHAN (1962) o micrita fosilífera (FOLK 1962) (Tabla 2.4.2).

El chert es de color negro con capas desde pocos centímetros hasta unos 25 cm de espesor (Fig. 2.4.23B). En ellos se han reportados radiolarios del Cretácico, probablemente Tardío (J. CASE, com. personal a SUBIETA & CASALGNEAN 1988; BAUMGARTNER et al. 2013).

El Dr. Max Furrer identificó una asociación faunal (muestras La-561, La-601) de Heterohelix reussi, Whiteinella sp. y fragmentos de Globotruncana, así como gran cantidad de radiolarios y fragmentos de foraminíferos pláncticos, semejantes a los observados en la Formación La Luna de la Cuenca de Maracaibo.

Lodolita. Los componentes principales son los ortoquímicos, predominando una matriz micrítica, y en menor proporción, cemento carbonático recristalizado isópaco (microespato), a veces radial y a veces equigranular (Fig. 2.4.24A). Las muestran presentan estilolitas. Se observan niveles de foraminíferos pláncticos y gran cantidad de radiolarios (Fig. 2.4.24B).

Caliza lodosa. El componente principal es la matriz micrítica (Fig. 24C). El cuarzo observado es mayormente monocristalino y de origen tanto metamórfico como plutónico. Se observan algunos pequeños cristales de dolomita. Presentan su característica forma rómbica y son incoloros y posee colores de interferencia muy altos. La porosidad es intraparticular y el cemento

143

es escaso, predominando el de tipo carbonático, recristalizado y equigranular. Se observa además disolución de granos.

La fauna observada, son fragmentos de foraminíferos pláncticos y bénticos, así como una gran cantidad de radiolarios. También se identificaron fragmentos de moluscos y de equinodermos con inversión heteroaxil (Fig. 2.4.24D)

En la quebrada Yurí, afluente de la quebrada La Torta, se encuentran excelentes afloramientos

de esta unidad (Fig. 2.4.25A,B). Allí se localizó una capa de conglomerado de 20 cm de espesor con clastos principalmente milimétricos a centimétricos de caliza y arenisca (Fig. 2.4.25B,C). Uno de ellos llamo la atención por sus características de roca plutónica (Fig. 2.4.25D), a la cual se le elaboró sección fina. El clasto resultó clasificado como una metatonalita, con la siguiente mineralogía: cuarzo (45%), plagioclasa sódica (25), carbonatos (25), clorita (5), anfíbol (Tz), biotita (Tz) y zircón (Tz) (Fig. 2.4.26).

Cuarzo: con extinción ondulatoria. Plagioclasa: tipo oligoclasa, maclado de ley de albita, moderadamente carbonatizado. Clorita: como producto de alteración de anfíbol y biotita primaria (ahora presentes solo como

trazas), leve pleocroismo de verde claro y medio. Bajo nícoles cruzados tiene un color de interferencia azul de diferentes intensidades.

Tabla 2.4.2. Composición de muestras de caliza de la “Formación La Luna” (MARTÍNEZ & VALLETTA 2008, MUÑOZ & RODRÍGUEZ 2009, REÁTEGUI 2011)

Componentes principales (%)

Extraclastos(%)

Aloquímicos (%)

Ortoquímicos (%) Clasificación

Min

eral

es

acce

sorio

s

Intra

clas

tos

Fósi

les

Cem

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Muestra

Extra

clas

tos

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Mic

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Mic

roes

pato

Según DUNHAN (1962)

La-22 1 10 83 6 1 7 3 75 5 3 Lodolita

La 552 0 6 94 0 4 1 1 92 2 Lodolita

La 560 5 0 95 0 5 45 50 Lodolita

La 601 2 25 71 2 2 Tz 6 14 5 70 4 Caliza lodosa

La-1009 5 15 80 0 5 5 10 80 Tz Wackestone

144

A

B

C

D

E

145

Fig. 2.4.24. "Formación La Luna". A: Lodolita, La-560. Vista general donde se observan estilolitas, NP. B: Radiolarios, NP. C: Caliza lodosa, La-601. Vista general, NP. D: Sección

transversal de equinodermo, NP.

A B

C D

146

Fig. 2.4.25. Afloramientos de la "Formación La Luna" en la quebrada Yurí, noreste de

Siquisique. A: Vista general de los afloramientos. B: Capa de conglomerado. C y D: Detalles del conglomerado. La flecha roja ubica el clasto de tonalita analizado.

Fig. 2.4.26. Cristal de zircón en clasto de metatonalita incluido en un conglomerado de la

"Formación La Luna". Quebrada Yurí. NX. La 543.

A

B

C

D

147

3. FORMACIÓN MATATERE

Una descripción detallada de los aspectos de campo y petrológicos de esta unidad para toda la región de estudio aparece en la sección 2.2.

En esta sección referida a la Ofiolita de Siquisique y unidades circundantes, solamente haremos mención a un hallazgo fosilífero que ha dado lugar a muchas discusiones: En las cabeceras de la quebrada Las Petadas de Los Algodones ("E" en Fig. 2.4.3A), en 1948 el Dr. Otto Renz localizó cuatro bloques decimétricos a métricos de lava almohadillada (ver mapa de ubicación de los bloques en STEPHAN 1982: 224), de cuyo material intersticial extrae amonites del género Perisphinctes sp. (fide STEPHAN 1982: 222) .

En 1978, P. Bartok de la empresa Maraven siguiendo la información de Renz, vuelve a la localidad y obtiene más ejemplares de amonites, siendo identificados como ¿Stephanoceras (Skirroceras) cf. macrum (Quenstedt), ¿Emileia ex. gr. multiformis (Gottsche) et quenstedti Westermann y ¿Parkinsonia sp. (BARTOK et al. 1986). Esta asociación indica una edad Bajociense, Jurásico Medio, que interpretan como una fauna que fue distribuida desde el extremo occidental del mar de Thetis hacia los mares generados por la separación entre Norte de Sur América, que ellos denominan Corredor Hispánico (un proto-Caribe) (BARTOK et al. 1986).

Debido a este hallazgo, en la literatura se ha considerado a la Ofiolita de Siquisique como de edad Jurásica. Pero durante el trabajo de campo del presente proyecto, se observó que estos bloques están sueltos dentro del aluvión reciente (Fig. 2.4.27), adyacentes a la Formación Matatere y aguas arriba del último afloramiento de la Ofiolita, por ello consideramos que los bloques deben haber estado incluidos originalmente como olistolitos dentro de esta Formación, en consecuencia no es válido utilizar esta edad paleontológica para asignarla a la Ofiolita de Siquisique.

Hoy día con los trabajo de KERR et al. (2010) y BAUMGARTNER et al. (2013) se conoce que la Ofiolita de Siquisique es del Cretácico Tardío (Cenomaniense-Turoniense) (ver sección 2.9).

Fig. 2.4.27. Bloque de lava almohadillada en la Quebrada Las Petacas, originalmente un

olistolito dentro de la Formación Matatere. En este tipo de bloques O. RENZ (1948) colectó amonites en los espacios intersticiales a las almohadillas.

Ver ubicación en la Fig. 2.4.3A ("G")

148

4. COMPLEJO ESTRUCTURAL LOS ALGODONES

Esta unidad está constituida por una mezcla de litologías muy diversas. La detallada cartografía geológica original de CORONEL & KIEWIET DE JONGUE (1957) y CSV (1965) de la zona de Los Algodones, fue reestudiada por STEPHAN (1982) (Tabla 2.4.1), interpretando que las unidades La Luna, Río Negro y Cogollo delimitadas por los autores iniciales, constituían una asociación volcánica-sedimentaria. Recientemente y como resultado del trabajo de campo y laboratorio del presente proyecto, esta unidad se ha definido como un complejo estructural, es decir una mezcla tectónica de litologías de características muy diversas y edades diferentes. En el mapa que presentamos (Fig. 2.4.3A), se han cartografiado las siguientes subunidades: 1- Rocas sedimentarias sin diferenciar, mayormente lutita y arenisca que rodean a las demás subunidades. 2- Rocas volcánicas de composición basáltica. 3- Gabro. 4- Conglomerado holocuarcífero. 5- Caliza del Cretácico Temprano. 6- Brecha (“suela” de corrimiento).

En esta sección se presentan los detalles correspondientes a contactos y petrología de la unidad, mientras que la propuesta de texto para el "Léxico Estratigráfico de Venezuela" aparece en la sección 3. En las figuras 2.4.28A-D se muestran cuatro secciones geológicas levantadas por STEPHAN (1982) todas en la margen derecha de la quebrada Las Petacas, donde gráficamente se muestra la complejidad y heterogeneidad estructural de la unidad.

Contactos Todos los contactos del Complejo Estructural Los Algodones con las unidades adyacentes

(Formación Matatere y Ofiolita de Siquisique) son de falla (Fig. 2.4.3A), pero está cubierta discordantemente por la Formación Castillo.

Fig. 2.4.28. Secciones geológicas del Complejo Estructural Los Algodones, quebrada Las Petacas, Los Algodones. La localización aparece en la Fig. 3a. Tomadas de STEPHAN (1982).

A: Sección a lo largo del antiguo camino a Urucure, en la margen derecha de la quebrada Las Petacas. 1: Conglomerado grueso con clastos de 2 a 3 cm de cuarzo y chert, arenisca verdosa. 2: Bloque de lava verdosa con inclusión de chert (Fig. 2.4.32B) y recubierto por capas de arenisca cuarcífera gruesa. 3: Conglomerado silíceo con clastos centimétricos de cuarzo espaciados de

1,5 a 2,5 cm. 4: Capa de chert masivo. 5: Lava verdosa. 6: Paquetes de arenisca de grano fino ± micácea. 7: Conglomerado holocuarcífero con clastos gruesos. Algunos amonites colectados en la zona indicada pueden verse en la Fig. 2.4.32E,F. D: Discordancia con la Formación Castillo.

149

Fig. 2.4.28. Continuación. B: Sección de la subunidad de brecha. 1: Arenisca fina bien estratificada. 2: Chert y capas de pelita silícea negra. 3: Conglomerado heterogéneo con clastos de cuarzo. 4: Lava masiva alterada. 5: Lava con almohadillas de 20 a 30 cm de diámetro, color verde oscuro y material intersticial de caliza gris azulada (Fig. 2.4.29B). La doble flecha indica

lugares donde en la superficie se encuentran fragmentos sueltos de rocas con amonites.

Fig. 2.4.28. Continuación. C: Sección en la margen derecha de la misma quebradita de la figura siguiente. 1: Conglomerado rojizo plegado. 2: Caliza con niveles detríticos gruesos. 3: Chert. 4: Caliza con niveles detríticos finos, finamente laminada. 5: Arenisca micácea verdosa. 6: Lava

verde con pequeñas almohadillas. 7: Brecha o “suela” de corrimiento, pelitas negras con bloques.

150

Fig. 2.4.28. Continuación. D: Sección en la margen izquierda de la misma quebradita de la

figura anterior. 1: Chert. 2: Arenisca de grano grueso. 3: Lava con almohadillas de 10 a 15 cm de diámetro de color verdoso. 4: Pelita, blandas en la base y silíceas al tope. 5: Costra

ferruginosa que infiltas las zonas intersticiales de las almohadillas. 6: Brecha o “suela” de corrimiento, con pelitas negras con bloques.

Petrología 1- Rocas sedimentarias sin diferenciar (TAs) Esta subunidad cartográfica está constituida por lutita, caliza, chert, arenisca y conglomerado

(con fragmentos de cuarzo, chert, granito, gneis, esquisto micáceo, riolita y riodacita). Una sección típica está representada por la Fig. 2.4.28D que comienza con lava almohadillada (10 a 15 cm φ) que culmina con una costra ferruginosa que se infiltra en los espacios inter-almohadillas; sigue lutita que hacia el tope se hace más silícea. La sección continúa con arenisca micácea con capas de chert negro intercalados. Pasando a la otra margen de la quebradita (Fig. 2.4.28C), se observa arenisca micácea y algunas capas de chert intercalados con lutita; lutita con pequeños bloques de caliza cizallada, con un alternancia de de caliza detrítica y lutita con capas de chert; caliza en capas delgadas (5 - 10 cm) con niveles de clastos gruesos; terminado con conglomerado rojizo algo replegado por debajo de la discordancia con la Formación Castillo.

En la zona indicada en la Fig. 2.4.3B (letra “E”) se colectaron dos muestras de arenisca, que

fueron clasificadas como waca cuarzosa y waka lítica, que se describen a continuación: Waca cuarzosa (La-10B): La muestra es de grano fino (0,2 mm), escogimiento medio y granos

subredondeados. Está compuesta por cuarzo monocristalino plutónico (20%), monocristalino metamórfico (20%), policristalino metamórfico (5%) y feldespato potásico (ortosa) (5%) fuertemente alterado a calcita. Posee vetas rellenas de calcita (1%), limonita (1%) y materia orgánica (1%). La matriz (20%) está compuesta por minerales de arcilla (10%), limonita (6%) y material carbonático (4%). El cemento se presenta rellenando poros y consiste de cuarzo

151

microcristalino (15%) y material carbonático (10%). La porosidad es secundaria, por fractura (1%) o disolución de granos y matriz (1%).

Waca lítica (La-10A): Tamaño de grano fino (0,1 mm), escogimiento muy pobre y bordes

subredondeados con esfericidad media-alta. Se compone por cuarzo monocristalino metamórfico (20%) y fragmentos de rocas sedimentarias (28%), específicamente chert y arenisca. En menor proporción se encuentra plagioclasa (andesina) (1%) y feldespato potásico pertítico (9%). Como accesorios se encuentran zircón (<1%), vetas de materia orgánica (2%) y calcita (5%). La matriz (25%) se compone de minerales de arcilla (15%), limonita (5%) y cuarzo (5%). El cemento se presenta rellenando poros y bordeando granos, y consiste de cuarzo microcristalino (5%) y limonita (5%).

2- Lava basáltica (TAl) Consiste en lava basáltica almohadillada. Estas estructuras son pequeñas (10 - 30 cm φ). Los

intersticios entre las almohadillas corresponden a caliza de color gris oscuro azulado (Fig. 2.4.29). Se observan texturas afieltrada, de flujo y amigdaloide. Las dos muestras analizadas (Tabla 2.4.3) están muy carbonatizadas y cloritizadas (Fig. 2.4.30), quedando solo reliquias del piroxeno original. La plagioclasa (probablemente labradorita) y el piroxeno original, pudieron constituir el 50% del total de la roca y el resto material vítreo. Pero debido a la fuerte alteración solo se puede observar una matriz con pequeños cristales de plagioclasa desorientados. Se observan algunas amigdalas redondeadas y rellenas de clorita.

En cuanto a estas rocas volcánicas, STEPHAN (12982) señala que algunos cuerpos corresponden

a sills intercalados con las rocas sedimentarias (corte de la Fig. 2.4.28D), pero en nuestro propio trabajo de campo hemos encontrado en todos los casos, evidencia de brechas y estrías en las zonas de contacto. Por lo tanto más bien interpretamos, que estos cuerpos de rocas volcánicas se encuentran en contacto tectónico con sus envoltorios sedimentarios. Lamentablemente los afloramientos son escasos, meteorizados y poco diagnósticos.

Fig. 2.4.29. Afloramientos de lava almohadillada incluidas en el Complejo Estructural Los Algodones. Quebrada Las Petacas.

152

Fig. 2.4.30. Basalto almohadillado. Fenocristales de plagioclasa alterando a clorita en matriz afieltrada (La-18A).

Tabla 2.4.3. Composición mineralógica y clasificación de las rocas volcánicas del Complejo

Estructural Los Algodones (MARTINEZ & VALLETA 2008).

Plagioclasa Piroxeno Clorita Carbonatos Matriz

La-18-A 10 Tz 10 30 50

La-18-B 5 Tz 5 30 60

3- Conglomerado holocuarcífero (TAh)

Se trata de un paraconglomerado, ortomíctico y monomíctico (La-76), compuesto por clastos (30%), matriz (50%), cemento (5%) y porosidad (15%). Los clastos poseen un tamaño variable de 1/2 a 4 mm, bordes subangulares y esfericidad media-baja, estando compuestos en su totalidad por cuarzo lechoso. Tanto la matriz como el cemento están constituidos por cuarzo y sílice autigénica (Fig. 2.4.31).

Fig. 2.4.31. Afloramientos de conglomerado holocuarcífero.

153

4- Caliza (TAc). Está subunidad fue cartografiada originalmente como Formación Cogollo por CSV (1965). Está

constituida por caliza de color gris claro con fósiles de edad Aptiense-Albiense. Se colectaron dos muestras (sitio “F”, Fig. 2.4.3A) que fueron clasificadas como biomicrita y micrita, respectivamente (Tabla 2.4.4):

La biomicrita se compone de ortoquímicos (20%) representados en su totalidad por micrita; extraclastos (5%) de cuarzo (4%) y plagioclasa (1%), y aloquímicos (60%) compuestos en su totalidad por fragmentos fósiles no diferenciables.

La micrita se compone principalmente de ortoquímicos (80-95%), representados por micrita (70-80%), espato (4-15%) y pseudoespato (0-6%). Los extraclastos están representados por cuarzo (2-4%) y plagioclasa no identificada (1%), mientras que los aloquímicos (0-10%) se componen en su totalidad por fósiles no identificados.

STEPHAN (1982: 236) menciona la presencia de Orbitolina concava texana (Roemer) del Aptiense, que hace a esta subunidad equivalente a la Formación Apón del Grupo Cogollo.

Tabla 2.4.4. Composición de calizas del Cretácico Temprano incluidas en el Complejo

Estructural Los Algodones (MARTÍNEZ & VALLETTA (2008).

Componentes principales

Extraclastos (%)

Aloquímicos (%) Ortoquímicos(%) Clasificación

Min. acc.

Intra-clastos Fósiles Cemento

Muestras

Ext

racl

asto

s A

loqu

ímic

os

Ort

oquí

mic

os

Poro

sida

d

Cua

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Plag

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Fora

min

ífero

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os

Mic

rita

Esp

ato

Pseu

does

pato

Dunhan (1962)

Folk (1962)

La-28-A 5 60 20 15 4 1 60 20 Lodolita Biomicrita

La-28-B 2 10 80 8 2 10 70 4 6 Lodolita Micrita

La-28-C 5 95 4 1 80 15 Lodolita Micrita

5- Brecha o “suela” de lutita negra con bloques (TAb) Esta subunidad ha sido interpretada como la base o “suela” del corrimiento mayor que pone en

contacto al Complejo con la Formación Matatere (ver fallas "4a" y "4b" en la Fig. 2.4.4). Se encuentra muy cizallada y constituida por lutita negra triturada (Fig. 2.4.32A) con abundantes bloques de dimensiones centimétricas a métricas de los siguientes elementos: chert negro finamente estratificado; lava almohadillada con intersticios de caliza gris azulada; arenisca verdosa micácea y feldesática; conglomerado heterogéneo con clastos de cuarzo y chert con tamaño cercano a 3 cm; conglomerado holocuarcífero con clastos que pueden llegar a 10 cm; conglomerado en bloques plurimétricos (Fig. 2.4.32C,D). En la ruta del viejo camino a Urucure aflora un bloque de lava que incluye un nivel de chert (Fig. 2.4.32A) recubierto por arenisca gruesa. No se han encontrado fragmentos de caliza cretácica.

154

Fig. ??.

Fig. 2.4.32. Subunidad de brecha o "suela" de corrimiento (TAb). Complejo Estructural Los

Algodones. Quebrada Las Petacas. A: Aspecto de la lutita cizallada con bloques. B: Lava con capa de chert rojizo. C y D: Gran bloque de conglomerado incluido en la unidad. Parte de su

superficie se presenta pulida con estrías de falla en varias direcciones. E y F: Amonites indeterminados colectados sueltos en superficie, a lo largo del viejo camino entre la Quebrada

Las Petacas y Urucure.

A B

C D

E F

155

En la superficie a lo largo viejo camino a Urucure (Fig. 2.4.28A) y en una fila adyacente (Fig. 2.4.28C), se encuentras fragmentos sueltos de arenisca y caliza arcillosa negra con improntas de amonites (Fig. 2.4.32E,F). Los ejemplares colectados por J.-F. Stephan, fueron identificados por el Prof. J. P. Thieuloy (Lyon), quien los reúne en dos grupos (STEPHAN 1982: 226):

- Pedioceras caquesense (Karsten), Pedioceras cf. apollinaria Basse, “Falloticeras” cf.

fallociosum (Kilian), Paraspiticeras depressum, Crioceratites sp. que asigna probablemente al Barremiense temprano.

- Olcostephanus sp., Rogersites ? sp., Acantholissonia sp., “Pseudofavrella” cf. colombiana (Hass), probablemente del Hauteriviense temprano.

La existencia de estos dos grupos de edades confirma la diversidad de litologías y edades de las

rocas incluidas en esta Unidad. Se desconocen otras unidades venezolanas con este tipo de fauna.

156

2.5. LA DISCORDANCIA DEL MARGEN SUR DE LA CUENCA OLIGO-MIOCENA DE FALCÓN (1)

Resumen Desde las primeras exploraciones geológicas de la zona fronteriza entre los estados Lara y

Falcón, ha llamado la atención la presencia de una notable discordancia allí expuesta. La edad de las unidades involucradas ha sido muy discutida, pero ahora se sabe que se trata del efecto de la transgresión de las formaciones oligo-miocenas de la Cuenca de Falcón, sobre rocas del Paleógeno y más viejas. Entre el norte de Carora y Siquisique, aparece mayormente la Formación Matatere cubierta por la Formación Castillo, esta última con rocas siliciclásticas depositadas en un ambiente costero. Al este de Siquisique la Formación Castillo da paso a la Formación Capadare, una unidad mayormente carbonática también formada en ambientes costeros. Los afloramientos más orientales de la discordancia se observan en la zona de Yumare, donde además de la Formación Capadare, también aparecen las formaciones Ojo de Agua y Casupal, que llegan a cubrir una unidad de rocas metaígneas máficas de probable edad Neoproterozoico.

INTRODUCCIÓN La región centro occidental del país, ha sido estudiada desde los inicios de las exploraciones

petroleras. Allí, en el estado Falcón, al noreste del estado Zulia y al norte de los estados Lara y Yaracuy (Fig. 2.5.1 y 2), afloran rocas oligo-miocenas de la Cuenca de Falcón, que durante un amplio evento transgresivo se depositaron discordantemente sobre rocas más antiguas (Eoceno medio y más viejas).

En muchas localidades, este contacto es conspicuamente visible con fuerte contraste de

buzamiento entre las unidades involucradas; en consecuencia ha llamado la atención de muchos geólogos. La localidad mejor caracterizada de esta notable discordancia es una quebrada adyacente al caserío de Los Algodones, ubicado a 13 km al oeste de Siquisique, estado Lara, en la vía que comunica con el poblado de Baragua.

En esta sección se pretende caracterizar la discordancia del margen sur de la cuenca oligo-

miocena de Falcón, la cual ocurre a través de diversas formaciones geológicas que gradan lateralmente, representando diversos ambientes sedimentarios. Las primeras capas usualmente están representadas por conglomerados basales de espesores y características variables.

DESCRIPCIONES PREVIAS En 1893, el geógrafo alemán Dr. W. F. Sievers recorre la ruta Coro - San Luís - La Cruz de

Taratara - Siquisique - Barquisimeto. A su paso por la zona de Siquisique (Fig. 2.5.3), este autor reseña por primera vez la conspicua discordancia angular del sitio de Los Algodones. Al respecto dice que "el Cerro de la Petaca, ubicado al sur de Urucure, está compuesto de la Arenisca de

(1) En colaboración con David Mendi.

157

Carora, una arenisca cuarcítica del Cretácico Temprano. Esta unidad comprende la Quebrada de Los Algodones … [y que aparece en] las paredes de la quebrada casi en su totalidad, pero en discordancia encima de areniscas fuertemente plegadas y muchas veces de inclinación casi vertical" (SIEVERS 1896). Las rocas de la parte superior las atribuye a su Arenisca de Carora que considera de edad "Cretácico inferior". En esta unidad él incluye tanto a los afloramientos de arenisca del sur de la cuenca de Carora (hoy Formación Aguardiente), como a los del norte (hoy Formación Castillo).

Durante los años 1926 - 1928, los geólogos W. F. Jones y W. L. Whitehead, realizan un

reconocimiento geológico en varias partes del país, entre cuyos objetivos figuraron dilucidar el problema entonces en discusión, de la presunta existencia generalizada de una discordancia entre el Cretácico y el Eoceno (JONES & WHITEHEAD 1928, 1929). Al referirse al sitio de Los

Fig. 2.5.1. Mapa de ubicación de la región de estudio, mostrando la máxima extensión

de la transgresión oligo-miocena de la Cuenca de Falcón.

Simplificado de DÍAZ DE GAMERO (1976).

158

Algodones al oeste de Siquisique los autores describen una discordancia angular, indicando que abajo se encuentran "lutitas que incluyen calizas que definitivamente son de la formación Guayuta del Cretácico superior", mientras que por encima menciona un "delgado conglomerado basal con areniscas sobreimpuestas que meteorizan rojizo... correlacionadas con la base de la formación Misoa-Trujillo" (Fig. 2.5.4). En las conclusiones continúan: "La amplia extensión y la magnitud angular de la discordancia, indica un levantamiento considerable al cierre del tiempo Cretácico con un consecuente largo período de erosión, antes que los tempranos sedimentos del Eoceno fueran depositados en planicies llanas y pantanosas cercanas al nivel del mar del Terciario" (JONES & WHITEHEAD 1929: 624). Para esta fecha ya existía el camino carretero Siquisique-Baragua, en cuyos taludes hay excelentes afloramientos de la Formación La Luna; pero los autores erraron, ya que esta unidad no esta involucrada en absoluto en la discordancia en cuestión.

Fig. 2.5.2. Bloque diagramático de la Cuenca de Falcón durante el Oligoceno-Mioceno

Temprano. A: Formación Casupal. B: Depósitos de aguas profundas provenientes del oeste. C: Calizas de las formaciones Churuguara y Capadare. D: Depósitos de abanicos de talud. E:

Arrecifes de la Formación San Luís. Simplificado de CARNEVALI (2000: 156). El geólogo Ralph Alexander Liddle realiza estudios en Venezuela para la empresa Standard Oil

Company of New Jersey, con el especial encargo de redactar una obra sobre la geología del país y para ello tuvo a su disposición los archivos de informes internos de numerosos autores previos. Al referirse al Terciario dice “En la región de Falcón una de las [discordancias] más extensas e intensas… ocurre entre el Eoceno y el Oligoceno” (LIDDLE 1928: 239). También indica que hay rocas del Mioceno Superior discordantes sobre el Oligoceno, y en referencia a la Formación Capadare al sureste de Falcón, acertadamente dice que incluso la misma descansa directamente sobre el Cretácico (LIDDLE 1928: 241).

Entre principios de 1928 y marzo de 1929, el geólogo Louis Kehrer de la empresa The

Caribbean Petroleum Corp. cartografía geológicamente amplias regiones de los estados Lara y

159

Falcón. Allí estudia la discordancia expuesta en la zona de Los Algodones y suministra evidencia paleontológica que contradice las ideas de JONES & WHITEHEAD (1929), interpretando que en la discordancia su Serie Cerro Pelado es la que aparece sobre la Serie Misoa-Trujillo (KEHRER 1930). Las fotografías de la discordancia de este informe se reproducen en las Figs. 2.5.5 y 6, mientras una sección representativa se muestra en la Fig. 2.5.7.

Fig. 2.5.3. Fragmento del mapa de SIEVERS (1896) mostrando la ruta (en rojo) que siguió por la región de Coro a Siquisique, norte del estado Lara. La flecha ubica al sitio de la discordancia de

Los Algodones. El Prof. Charles Schuchert en su afamada obra sobre la región Caribe-Antillana, sigue al trabajo

de JONES & WHITEHEAD (1929) señalando la existencia de una discordancia generalizada Cretácico-Eoceno (SCHUCHERT 1935: 687), ya que para ese momento no existía ninguna publicación que contradijera tal trabajo. Adicionalmente anota la existencia de una discordancia entre rocas del Eoceno y Oligoceno (SCHUCHERT 1935: 685). Un par de años después, los participantes del Primer Congreso Geológico Venezolano llegan a la opinión casi unánime que no existe tal discordancia Cretácico - Eoceno (GONZÁLEZ DE JUANA 1938: 126).

10º

70º

20 km

160

Fig. 2.5.4. Discordancia entre las formaciones Castillo y Matatere en la quebrada El Mamón, caserío de Los Algodones. Fotografía de JONES & WHITEHEAD (1929).

Fig. 2.5.5a. Discordancia en la quebrada El Mamón, caserío Los Algodones. Fotografía de KEHRER (1930).

161

Fig. 2.5.5b. Discordancia en la quebrada El Mamón, caserío Los Algodones. Fotografías de 2011.

162

Fig. 2.5.6. Discordancia en los cerros al sur de Los Algodones. Arriba: Fotografía de KEHRER (1930). Abajo: La misma localidad en 2011.

163

Del afloramiento de la discordancia en la quebrada El Mamón, en el caserío de Los Algodones

al oeste de Siquisique, se ha encontrado documentación y menciones por parte de 14 autores (Tabla 2.5.1). Desde un punto de vista regional, la cartografía geológica más detallada de la discordancia, desde el noroeste de Carora hasta cerca de Tucacas, corresponde a los trabajos de la Creole Petroleum Corporation (de oeste a este: WHEELER 1958, 1960; NATERA 1958; JEFFERSON 1960) cuyos detalles se discuten en la sección siguiente.

Tabla 2.5.1. Sumario de autores que han descrito o mencionado la discordancia angular expuesta en el sitio de Los Algodones, municipio Urdaneta, estado Lara.

Autor(es) Unidad inferior

Unidad superior Foto Mapa Sec. Fig.

SIEVERS (1896) Arenisca Arenisca de Carora

JONES & WHITEHEAD (1929)

Guayuta (Cretácico)

Misoa/Trujillo (Eoceno) Si 4

KEHRER (1930) Misoa/Trujillo Cerro Pelado Si Si Si 5 - 7 TWEDDIE (1930) Misoa/Trujillo Cerro Pelado Si

RENZ (1949) Misoa/Trujillo Cerro Pelado Si Si

KIEWIET DE JONGE (1950) El Calichal

(nombre nuevo)

Cerro Pelado Si Si

CORONEL & KIEWIET DE JONGE (1957), CSV (1965) Eoceno Oligoceno Si Si

HAZEL (1958) Misoa/Trujillo Aguada Grande (nombre nuevo) Si Si Si

WHEELER (1958) Trujillo Castillo Si Si Si JEFFERSON (1960) Misoa/Trujillo Castillo Si Si Si

BELLIZZIA et al. (1976, lám. XV.3) Matatere Capadare Si

BELLIZZIA (1986) Matatere Castillo URBANI (2006) Matatere Castillo Si Si

URBANI et al. (2012) Matatere Castillo Si

Abreviatura: Foto: Indica si el trabajo incluye una fotografía. Mapa: Aparece en el mapa geológico. Sec.: Incluye una sección geológica donde se presenta la discordancia.

Fig.: Número de la figura en el trabajo original.

164

Fig. 2.5.7. Sección geológica en el Cerro El Viento al sur de Los Algodones. Tomado de KEHRER (1930)

UNIDADES EXPUESTAS EN LA DISCORDANCIA La Fig. 2.5.8 muestra un mapa geológico simplificado de la mitad sur de la Cuenca de Falcón,

que servirá de base a las descripciones de la discordancia a través de varios tramos de oeste a este.

Fig. 2.5.8. Mapa geológico del borde sur de la cuenca oligo-miocena de Falcón.

La falla de Apartaderos es según FEO-CODECIDO et al. 1984. Mapa simplificado a partir de HACKLEY et al. (2005, 2006).

165

Al noroeste de Carora, la Formación Castillo fue depositada discordantemente sobre las formaciones eocenas Jarillal, El Paují y Matatere. El fuerte tectonismo de esta región, muestra que además de las fallas de corrimiento activas a mediados del Terciario, en tiempos de las napas de Lara, posteriormente en momentos de la inversión de la Cuenca de Falcón estuvo bajo efectos compresivos, con lo cual la Formación Matatere aparece corrida por encima de la Formación Castillo (Fig. 2.5.9). Estos efectos compresivos continúan hasta hoy día y de hecho en las montañas del norte de Carora hay un frente inverso donde las rocas terciarias aparecen sobre los sedimentos cuaternarios (AUDEMARD et al. 1998).

Entre La Mesa y Siquisique, la discordancia únicamente involucra a las formaciones Castillo

y Matatere, pero está repetida en varias escamas de fallas de corrimiento (del ciclo de la inversión de la cuenca de Falcón) (Fig. 2.5.9). Por la monotonía litológica de la Formación Matatere, en ella es difícil distinguir las repeticiones de sección debido a fallas de corrimiento, pero ésta es la zona por excelencia para mostrar la presencia de este tipo de fallas, precisamente por la repetición de la pareja Castillo-Matatere con la conspicua discordancia angular entre ellas.

Fig. 2.5.9. Distribución de la discordancia entre las formaciones Castillo y Matatere entre La

Mesa y Siquisique. Simplificado y modificado de WHEELER (1960).

166

En el sitio de Los Algodones al oeste de Siquisique (Fig. 2.5.10), aflora una notable combinación de las unidades que estuvieron involucradas en la Napas de Lara, a saber: 1- Formación Matatere, 2- "Formación La Luna", 3- un complejo estructural con elementos volcánicos y sedimentarios denominado Complejo Estructural Los Algodones y, 3- rocas ígneas como gabro y diabasa-basalto de la Ofiolita de Siquisique. Estas unidades fueron erosionadas, y también meteorizadas subaéreamente lo cual es evidente al verlas justo debajo de la discordancia. La Formación Castillo cubre por igual todas estas unidades, pero el afloramiento más conocido y divulgado es aquel donde esta unidad aparece sobre la Formación Matatere es la ya citada Quebrada Mamón (ver flecha en la parte inferior izquierda de la Fig. 2.5.10).

Fig. 2.5.10. Mapa geológico de la zona de Los Algodones. La flecha roja en la parte inferior derecha ubica el afloramiento de la discordancia en la quebrada El Mamón (ver figs. 4 y 5).

Simplificado a partir de URBANI (2010b).

Entre los poblados de Urucure y Macuere (Fig. 2.5.8), más precisamente cerca del caserío de

Las Tinajitas, desaparece la Formación Castillo, para dar paso a una unidad carbonática, como es la Formación Capadare. A partir de aquí hasta la región de Yumare, en los límites de los estados Yaracuy y Falcón, la discordancia será entre la Formación Capadare y otras unidades previas.

En los alrededores de Macuere (Fig. 2.5.8 y 11) afloran las mismas unidades subyacentes a la

discordancia ya indicadas para el sitio de Los Algodones, de manera que la Formación Capadare cubre discordantemente a las formaciones "La Luna" y Matatere, al Complejo Estructural Los Algodones y a la Ofiolita de Siquisique (tanto al gabro como al basalto-diabasa). En la parte final de la quebrada la Torta (Fig. 2.5.11), no muy lejos de su confluencia con el río Tocuyo, está muy bien expuesta la discordancia entre las formaciones Matatere y Capadare (Fig. 2.5.11 y 12). Aquí,

167

esta última unidad comienza con un conglomerado basal fundamentalmente con clastos de cuarzo, chert y arenisca.

Continuando hacia el este, en el sector de Puente Limón (Fig. 2.5.8) y Las Llanadas, en las

proximidades del límite Lara - Falcón, también afloran unos pequeños cuerpos de la Ofiolita de Siquisique, intercalados tectónicamente con las formaciones La Luna y Matatere, todas estas unidades se encuentran cubiertas por la Formación Capadare (NATERA 1958, MUÑOZ & RODRÍGUEZ 2009). De aquí hacia al este, la Formación Capadare yace sobre las formaciones Bobare y Barquisimeto del Cretácico temprano y Tardío respectivamente, que muestran un metamorfismo regional de muy bajo grado (facies pre-esquisto verde).

Fig. 2.5.11. Mapa geológico de la quebrada La Torta mostrando la discordancia angular entre las formaciones Capadare y Matatere. La flecha indica la ubicación de la Fig. 12. El mene de petróleo en el Codo de la Caimanera hoy día se encuentra tapado por un gran deslizamiento.

Simplificado de WHEELER (1960, hoja C5C).

Hacia el este de la Falla de Apartaderos, ubicada entre Santa Inés y Socremo (Fig. 8),

aparecen las rocas metamórficas de la provincia geológica de la Cordillera de la Costa. Aquí la Formación Capadare cubre al Esquisto de Aroa y al Complejo Nirgua.

Al norte de la colonia agrícola de Yumare (Fig. 2.5.8), de oeste a este se ubican cuatro cerros

(Tarana o Yumarito, San Quintín, La Zurda y Salsipuedes), donde aflora una combinación de unidades semejantes a aquellas de la región de Siquisique, como son las formaciones La Luna y Matatere, pero también rocas metamórficas del Esquisto de Aroa, y complejos de Yumare, San Quintín y San Julián (URBANI 2008b, URBANI et al. 2008). Las rocas metamórficas de los cerros Tarana y San Quintín están cubiertas discordantemente por la Formación Capadare, lo mismo ocurre en el flanco meridional de los cerros La Zurda y Salsipuedes. Pero en la parte norte de estos dos cerros la discordancia es entre la Formación Casupal y las tres unidades ya citadas (Fig. 2.5.13). Mas al norte del cerro La Zurda, la Formación Casupal aparece discordante sobre la

168

Formación Capadare (Fig. 2.5.13), mientras que más al sur de Yumare, las rocas metamórficas de la serranía de Aroa están cubiertas discordantemente por la unidad molásica de la Formación Ojo de Agua.

Fig. 2.5.12. Discordancia angular entre las formaciones Capadare y Matatere en la quebrada La Torta. M: Formación Matatere. C: Formación Capadare, que comienza con un conglomerado

basal. Q: sedimentos cuaternarios. La línea roja segmentada señala la discordancia entre Capadare sobre Matatere. La línea roja punteada muestra la discordancia del Cuaternario

sobre Matatere y Capadare. Las líneas punteadas negras muestran el buzamiento de los estratos en las formaciones Matatere y Capadare.

En la quebrada Chepano del cerro de Salsipuedes (Fig. 2.5.13), la Formación Casupal cubre

discordantemente a la Formación Matatere, con un conglomerado basal de unos 12 m de espesor con clastos mayormente redondeados de tamaño de peñas a peñones. En este afloramiento, BERMÚDEZ & RODRÍGUEZ (1962) colectaron un clasto de caliza marrón claro donde identificaron tintínidos o calpionelas de probable edad Titoniense-Valanginiense (Jurásico Tardío-Cretácico Temprano). En nuestra visita al sitio, realizamos una colección sistemática de los distintos tipos de clastos, encontrando rocas sedimentarias (arenisca cuarzoza, arenisca feldespática y grauvaca plagioclásica), metaígneas (clinopiroxenita) y metamórficas (mármol y mármol flogopítico)

M

C

Q

169

(LOZANO & MUSSARI 2008). Entre ellos destaca el mármol flogopítico, que corresponde a rocas de alto grado metamórfico de afinidad Grenvilliana (GRANDE & URBANI 2009). La Formación Casupal representa una facies de sedimentación piemontina-costera de influencia marina litoral (GONZÁLEZ DE JUANA et al. 1980).

Fig. 2.5.13. Mapa geológico de parte de los macizos de La Zurda y Salsipuedes, al norte de Yumare, estados Yaracuy y Falcón. La flecha ubica el afloramiento de conglomerado basal de la

Formación Casupal citado en el texto. Modificado de URBANI et al. (2008). En la región de Riecito - Cerro Misión, MENDI et al. (2011) realizó la petrografía de muestras

de caliza de mezcla de la Formación Capadare, donde se observa la presencia de abundantes clastos de rocas ígneas máficas y cristales de plagioclasa, probablemente procedentes de la erosión de rocas semejantes a las hoy día expuestas en los cerros del norte de Yumare. Al noroeste de Chichiriviche fue perforado el pozo exploratorio TOC-1S (Tocuyo), donde desde 2.368 m de profundidad hasta el fondo del pozo a 2.395 m, aparece un conglomerado de la Formación Casupal, constituido casi exclusivamente de fragmentos centimétricos de clinopiroxenita.

DISCUSIONES En 1896 el geógrafo alemán W. F. Sievers reseña la notable discordancia angular expuesta

cerca del caserío de Los Algodones, estado Lara, siendo la primera discordancia mencionada en la literatura geológica de Venezuela. Este afloramiento fue visitado y descrito por numerosos autores a lo largo de 115 años (Tabla 2.5.1), pero debido al escaso conocimiento de las edades de las unidades involucradas, fue objeto de muy diversas interpretaciones. Fue solo con la síntesis

170

estratigráfica y estudios paleontológicos presentados por WHEELER (1960), cuando se define que en esta localidad la Formación Castillo es la que descansa sobre la Formación Matatere.

En tiempos Oligoceno tardío – Mioceno temprano las aguas del margen sur de la Cuenca de

Falcón o Canal Falconiano, avanzan transgresivamente sobre las rocas del Paleógeno y más viejas. De oeste a este, las formaciones involucradas en esta discordancia regional son las siguientes:

- La Formación Castillo se extiende desde el noroeste de Carora hasta cerca de Siquisique, con

rocas siliciclásticas depositadas en ambientes costeros. Las rocas carbonáticas están casi totalmente ausentes. Por los estudios petrográficos se observa que la fuente de sedimentos de esta unidad fueron las unidades cretácicas del margen pasivo de Sur América.

Entre las unidades que fueron cubiertas con fuerte angularidad por la Formación Castillo, están las formaciones Jarillal y Paují al noroeste de Carora, siguiendo luego sobre la Formación Matatere. Al menos en la zona de Los Algodones esta última unidad estuvo sometida a meteorización subaérea.

En la región de Siquisique la discordancia involucra a las unidades de la Napa Siquisique, que incluye a las formaciones "La Luna", Matatere, las rocas volcánicas y sedimentarias del Complejo Estructural Los Algodones y a las ígneas máficas de la Ofiolita de Siquisique.

- Al noreste de Siquisique, la Formación Castillo da paso a la Formación Capadare, también

sedimentada en ambientes costeros, pero de naturaleza definitivamente carbonática. Esta unidad es la que, desde aquí hasta los límites con el estado Yaracuy, cubre discordantemente a todas las unidades más antiguas. En las cercanías de Macuere, la Formación Capadare yace en discordancia angular sobre la Formación Matatere con relaciones casi ortogonales entre sí (Fig. 2.5.12).

- En la zona de Yumare la Formación Capadare está erosionada y cubierta discordantemente

por la Formación Casupal (Fig. 2.5.13), luego dando paso a la unidad molásica Formación Ojo de Agua. La Formación Casupal se caracteriza por gruesos espesores de arenisca de grano grueso y conglomerado, donde por la gran variedad de clastos se interpreta que la fuente de sedimentos (Fig. 2.5.2) debió haber sido una zona donde afloraban tanto rocas sedimentarias cretácicas, como rocas metamórficas máficas a ultramáficas (probablemente parecidas a las del Complejo Yumare), rocas metasedimentarias y metaígneas félsicas (Complejo San Julián), junto a rocas metamórficas de alto grado de posible afinidad Grenvilliana (semejantes a las que hoy día afloran en el cerro el Guayabo (GRANDE & URBANI 2009). Esta interpretación encuentra apoyo en el trabajo de MENDI et al. (2011) y por la litología observada en el fondo del pozo TOC-1S.

171

2.6. GEOLOGÍA DE LA REGIÓN DE YUMARE (1)

Resumen

Al norte de la población de Yumare se ubican cuatro cerros aislados donde afloran rocas metamórficas con litologías muy características, destacándose anortosita y charnockita. La cartografía geológica reciente permite identificar las siguientes unidades: Complejo Yumare (unidad ígneo-metamórfica de alto grado, Neoproterozoico), Complejo San Julián (unidad metamórfica de grado medio, pre-Mesozoico), Complejo San Quintín (rocas volcánicas máficas y sedimentarias asociadas, probablemente Cretácico), Metagabro de La Zurda (probablemente Cretácico), Esquisto de Aroa (metasedimentos, Cretácico Tardío), serpentinita, Formación La Luna (Cretácico Tardío) y Formación Matatere (turbiditas, Eoceno), todo cubierto inconforme o discordantemente por las formaciones Casupal o Capadare del Neógeno. La intercalación de las rocas metamórficas con unidades sedimentarias del Cretácico-Paleógeno, corresponde al evento de apilación de las Napas de Lara durante el Eoceno medio – Oligoceno temprano. Abstract

North of the town of Yumare there are four isolated massifs in which metamorphic rocks crop out with rare lithologies such as anorthosite and charnockite. Recent field work allowed the mapping of the following units: Yumare Complex (a high-grade metamorphic unit, Neoproterozoic), San Julián Complex (a medium grade metamorphic unit, pre-Mesozoic), San Quintín Complex (low grade metamorphosed mafic volcanics and associated sedimentary rocks, probably Cretaceous), La Zurda Metagabbro (probably Cretaceous), Aroa Schist (Late Cretaceous), serpentinite (unknown age), La Luna Formation (Late Cretaceous) and Matatere Formation (Eocene), all covered unconformably by the Neogene Casupal and/or Capadare formations and Quaternary sediments.

The westernmost Tarana massif is mainly composed by dark graphite - mica schist with marble

inliers of the Late Cretaceous Aroa Schist. The mountain is traversed by an elongated serpentinite body bound by thrust faults.

In the San Quintín and La Zurda massifs the main unit is the Yumare Complex. It consists of

the igneous Anorthosite - Mangerite - Charnockite - Granite Suite (AMCG). Besides the ilmenitic anorthosite, the charnockite and mangerite are represented by rocks identified in the field as "gabbroid" in which relict orthopyroxene can be identified. The granitic rocks are represented as granophyre. The original high temperature mineral assemblage is obscured due to intense hydrothermal activity and associated cataclasis that led to the transformation of most of the original pyroxene to actinolite, as well as chloritization and epidotization, without the generation of penetrative structures. The presence of ilmenite-anorthosite similar to those described in Santa Marta and Santander in Colombia, allowed BELLIZZIA & RODRIGUEZ (1976) to correctly interpret the unit as of Precambrian age. The anorthosite is cross-cut by a tholeiitic basaltic dike.

(1) En cooperación con S. Grande, M. Baquero, F. Lozano, A. Mussari, D. Mendi, J. E. Wright,

N. Orihuela, A. Martínez & J. Cavada

172

The San Quintín Complex only appears in the southern side of San Quintín massif and has a

mixed volcanic - sedimentary protolith. It lacks geochronological and geochemical information; however BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1976) and STEPHAN (1982) have interpreted a Cretaceous age due to similarities with units of Caucagua-El Tinaco Belt of the Cordillera de la Costa. This unit has been affected by a low grade metamorphism (chlorite) and shows medium deformation. The volcanics of this unit differ from the unmetamorphosed and undeformed Neogene basaltic dikes found in Yaracuybare Creek, about 15 km north. The contacts between San Quintín and Yumare complexes are covered and/or highly weathered but are interpreted as thrust faults.

In both San Quintín and La Zurda massifs a metagabbro unit (La Zurda Metagabbro) is found

in fault contact with the San Quintín and Yumare complexes. It has been affected by a low grade metamorphic (chlorite) phase.

The San Julian Complex only crops out in the easternmost Salsipuedes massif and is mainly

formed by barroisite - epidote amphibolite, albite - epidote - quartz - mica schist, mica schist and quartz - feldspar gneiss. Geochronological data (SHRIMP-RG, U-Pb, zircon) of a metasedimentary sample provides ages in the range of 1050 - 900 Ma, confirming the presence Grenvillian source rocks. The zircon crystals have soccer ball shapes typical of high temperatures metamorphic rocks.

The La Luna and Matatere formations are in fault contact with the igneous-metamorphic units

at the northern side of La Zurda and Salsipuedes massifs. The juxtaposition of igneous-metamorphic and sedimentary units as seen today in the Yumare

region is interpreted to have started during early-middle Eocene when the Caribbean plate obliquely collided with the northern part of the South American plate. This generated the Lara Nappes province characterized by a complex repetition of rock units by means of multiple southeast verging thrust faults. Some of the deepest thrusts did cut through Grenvillian continental crust, proto-Caribbean oceanic crust, South American passive margin sediments (La Luna Formation) and also turbidites from the Eocene Matatere Formation. The turbidites were deposited in foreland basins originated by the nappes advancement. The evolution of the region continued with the exhumation of the Lara nappes and its peneplanation. An extensional period with crustal thinning allowed the generation of the Falcón basin in mid Tertiary times and a consequent widespread transgression that deposited the Capadare and Casupal formations, unconformably on the Yumare, San Quintín and San Julian complexes, but also on La Luna and Matatere formations. Later on, during middle Miocene the Falcón basin becomes inverted. In Pliocene-Pleistocene times the Oca-Ancón fault becomes active. Currently the Quaternary Yumare basin is closing so both their north and south margins display reverse fronts. This evolution has produced fragmentation and rotation of large blocks, as the four massifs of the Yumare region, each one with its own uniqueness.

A structural situation similar to Yumare is visible in the Siquisique region in northern Lara

state, that also belong to the Lara Nappes province, where the Siquisique Ophiolite (gabbro-diabase-basalt-chert, Late Cretaceous) appears in thrust faults contact with the Matatere and La Luna formations, additionally, these units are also unconformably covered by the Capadare and Castillo formations.

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INTRODUCCIÓN

Al norte de la población de Yumare, en la zona limítrofe entre los estados Yaracuy y Falcón, se encuentran los cerros de Tarana, San Quintín, La Zurda y Salsipuedes, donde según los mapas geológicos regionales (NATERA 1957, BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1966, 1976) aflora un basamento metamórfico constituido de una variada combinación de litologías, de distintas edades y origen. Este basamento está cubierto por unidades sedimentarias del Neógeno y Cuaternario (Fig. 2.6.1).

La ubicación de estos cuerpos de rocas metamórficas aparece publicada por primera vez en el

mapa geológico de LIDDLE (1928), luego también fueron reconocidos por KUGLER (1949), pero es NATERA (1957) quien por primera vez cartografía geológicamente a escala 1:50.000 las unidades sedimentarias de la región, delimitando a las rocas metamórficas como una sola unidad sin diferenciar. A comienzos de la década de los años 1960s el Ministerio de Minas e Hidrocarburos (MMH) inicia una campaña de cartografía geológica en el estado Yaracuy, donde el trabajo de campo fue realizado por los geólogos Alirio Bellizzia y Domingo Rodríguez Gallardo. En ese momento, el hallazgo de anortosita ilmenítica en el cerro San Quintín despertó mucho interés, por lo cual acertadamente fue interpretada como de edad Precámbrica, ya que a nivel mundial, este tipo de rocas corresponden mayoritariamente a eventos magmáticos ocurridos en el Neoproterozoico. BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1976) señalan “uno de los hechos más resaltantes de esta investigación es el descubrimiento de un complejo de rocas de alto metamorfismo constituido por anortosita, granulita, gneis y anfibolita”. Los resultados de estos trabajos fueron divulgados primeramente como mapas (BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1966, BELLIZZIA et al. 1968), mientras que el texto descriptivo fue presentado en el congreso geológico de 1969 y publicado en BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1976). Adicionalmente a la cartografía geológica, los trabajos del MMH continuaron para evaluar la posibilidad de explotación de las acumulaciones de ilmenita del cerro San Quintín (e.g.: RODRÍGUEZ & ÁÑEZ 1978).

En el año 2006 el grupo de trabajo del proyecto GEODINOS (FUNVISIS y UCV), inicia un

nuevo levantamiento geológico a escala 1:25.000, de los cerros de Tarana, San Quintín, La Zurda y Salsipuedes, en cuyos mapas se integra tanto la información de los autores previos arriba citados, como los nuevos datos de campo. El mayor énfasis para las labores de laboratorio estuvo en las rocas metamórficas, no obstante que en el campo se dedicó mucho esfuerzo en la identificación de las unidades sedimentarias adyacentes y verificar la naturaleza de sus contactos. La cartografía geológica se encuentra resumida en las figuras 2, 3 y 4, mientras que para mayor detalle cartográfico, las descripciones de afloramientos y petrografía de las muestras, puede consultarse a LOZANO & MUSSARI (2008), con una actualización petrográfica en GRANDE (2013a). La mayor dificultad encontrada en el campo fue la alta meteorización y la escasez de afloramientos, a excepción de unas pocas quebradas, de manera que usualmente no se observan bien los contactos propiamente dichos entre los distintos tipos de rocas.

En objeto de estas notas es presentar sucintamente los resultados del reconocimiento geológico

realizado en la región de Yumare, con énfasis en la petrología de las rocas metamórficas; presentando también la cartografía geológica mejorada, tanto de las unidades metamórficas como de las sedimentarias adyacentes. A manera de constituirse en memoria descriptiva parcial de las hojas geológicas 6448-III-SE, 6448-II-SO y 6448-II-SE, las cuales pueden consultarse a escala 1:25.000 en el anexo cartográfico.

174

Fig. 2.6.1. Mapa de ubicación de la zona de estudio. Los recuadros ubican a las figuras 2.6.2, 3

y 4. Geología simplificada a partir de HACKLEY et al. (2005).

ANTECEDENTES GEOLÓGICOS

En los trabajos pioneros del personal del Ministerio de Minas e Hidrocarburos (e.g.: BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1966), en la región de Yumare, fueron cartografiadas cuatro unidades metamórficas, que actualizadas en lo referente a la nomenclatura de unidades litodémicas

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(URBANI & RODRÍGUEZ 2004, NACSN 2005), corresponden al Complejo Yumare, Complejo San Quintín, Esquisto de Aroa y un cuerpo de serpentinita sin nombre formal. A estas unidades, en el presente trabajo se añade al Complejo San Julián en el cerro Salsipuedes y un cuerpo de gabro en el cerro de La Zurda que por sus características petrológicas se separa de las unidades anteriores. Sobrecorridas a las rocas metamórficas aparecen unidades sedimentarias de edad Cretácico a Paleógeno, las cuales han sido objeto de muy disímiles interpretaciones por NATERA (1957), BELLIZZIA ET AL. (1968), BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1976), STEPHAN (1982) y BELLIZZIA (1986: 6998). Con la experiencia adquirida en la región de la Ofiolita de Siquisique (URBANI 2006, URBANI et al. 2012a), estas unidades fueron cartografiadas por LOZANO & MUSSARI (2007) como dos formaciones separadas: "Formación La Luna" y el flysch de la Formación Matatere. Tanto las unidades metamórficas, como las sedimentarias del Cretácico y Paleógeno, están cubiertas inconforme- o discordantemente por las formaciones Casupal y Capadare (URBANI & MENDI 2011) y sedimentos no consolidados del Cuaternario. Para la unidad cartografiada como Formación La Luna, nos referimos a una unidad tipo "Formación La Luna", pero no podemos asegurar que corresponda estrictamente a dicha formación, dada la gran lejanía de las montañas andinas y perijaneras donde aflora actualmente.

Interesa señalar que en el conglomerado basal de la Formación Casupal (ubicación con flecha

en la Fig. 2.6.4), BERMÚDEZ & RODRÍGUEZ (1962) describen un clasto de caliza con tintínidos o calpionelas del Valanginiense - Barremiense, de manera que BELLIZZIA et al. (1976: 3336) indican semejanza de dicho clasto con algunas muestras de “caliza” del Esquisto de Aroa, asumiendo entonces que dicha edad pueda ser representativa de la unidad (recogido también en SAVIAN 1997), lo cual no es válido. Durante este trabajo de campo, precisamente en esa misma localidad y estando en búsqueda de alguna otra muestra como la descrita por los autores anteriores, se hallaron notables clastos de mármol de alto grado metamórfico, que por sus características petrográficas se consideran de afinidad grenvilliana, con la presencia de flogopita, olivino (serpentina) y espinela (GRANDE & URBANI 2009, GRANDE 2013ab).

Para un mejor entendimiento de las secciones posteriores, a continuación se presenta una lista

de las unidades geológicas aflorantes en el área de estudio (figs. 2.6.2, 3 y 4), junto a sus edades: Unidades neógenas - cuaternarias (edades paleontológicas según SCHERER 1997):

Sedimentos cuaternarios. Formación Ojo de Agua. Mioceno tardío. Formación Capadare. Mioceno medio. Formación Casupal. Mioceno temprano.

Unidades pre-neógenas: Formación Matatere. Unidad turbidítica del Eoceno temprano - medio (Stephan 1982). “Formación La Luna”. Cretácico Tardío según foraminíferos determinados por el Dr. M. Furrer. Serpentinita. Jurásico-Cretácico? Esquisto de Aroa. Probablemente Cretácico Tardío, por inferencias geoquímicas descritas en

URBANI et al. (2012c). Complejo San Quintín. Probablemente Cretácico. Metagabro de La Zurda. Probablemente Cretácico. Complejo San Julián. Neoproterozoico-Paleozoico, por dataciones U-Pb en cristales de zircón en

la cantera de Farriar, Yaracuy (M. Baquero, ver sección 2.9). Complejo Yumare. Neoproterozoico (grenvilliano) (GRANDE & URBANI 2009) (ver sección 2.9).

176

UNIDADES METAMÓRFICAS Aspectos generales

Las unidades metamórficas que afloran en cada uno de los cuatro cerros del norte de Yumare,

tienen características litológicas distintivas, que se resumen a continuación. Tarana (Fig. 2.6.2). En este cerro aflora esquisto/filita del Esquisto de Aroa. En la mitad

norte del cerro la litología predominante es filita/esquisto cuarzo-micáceo-grafítico y micáceo-grafítico. En dirección sureste y en contacto de falla con la anterior aparece una zona con predominio de litologías carbonáticas (mármol y esquisto carbonático-grafítico). También aparece un cuerpo de serpentinita elongado con rumbo NE-SO, en contacto de falla con el envoltorio del Esquisto de Aroa.

Fig. 2.6.2. Macizo de Tarana (hoja 6448-III-SE). La ubicación relativa de las figuras 2.6.2 a 4 se

muestra en la Figura 1. Para la leyenda véase al pie de la Fig. 2.6.4.

San Quintín (Fig. 2.6.3). Éste fue el cerro que más llamó la atención de los geólogos de la

década de los años 1960, por la presencia de anortosita con importantes acumulaciones de ilmenita, dando lugar a la interpretación de una edad precámbrica.

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Fig. 2.6.3. Macizos de San Quintín y La Zurda (hoja 6448-II-SO). Para la leyenda véase al pie de la Fig. 2.6.4.

En la mitad septentrional del cerro aflora el Complejo Yumare, integrado por rocas anortosíticas, habiéndose hallado una sola muestra de ortopiroxenita; ambos tipos de rocas tienen evidencias de textura de adcumulado. Las rocas presentan distintos grados de cizallamiento, pudiendo en algunos casos encontrarse verdaderos gneises anortosíticos, con un alto grado de estiramiento de los granos (Fig. 2.6.5) y estructuras fláser. Debido a la intensa meteorización, muchas veces las únicas rocas frescas que se pudieron colectar corresponden a bloques sueltos, remanentes de la meteorización pero de ubicación original muy cercana y sin afloramientos visibles. En una localidad se observa un dique de basalto toleítico que intruye la anortosita (ver ubicación en Fig. 2.6.3, fotografía del contacto en la Fig. 2.6.7).

En la mitad meridional del cerro aflora el Complejo San Quintín y es la localidad tipo de la unidad (Fig. 2.6.3). Los protolitos corresponden a rocas volcánicas que van desde lava basáltica hasta toba (con granulometría de ceniza a aglomerado, y que incluye toba híbrida), brecha volcánica (Fig. 2.6.6), así como rocas sedimentarias híbridas (arenisca volcaniclástica). Las tobas presentan un leve bandeamiento.

Intercalado con el Complejo San Quintín se localiza un cuerpo de gabro que en este trabajo se denomina Metagabro de La Zurda.

Los efectos de cataclasis son generalizados en todas las unidades, y la mayor parte de las rocas al observarlas en secciones finas pueden clasificarse como proto-milonitas.

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Fig. 2.6.4. Cerros de La Zurda y Salsipuedes (hoja 6448-II-SE). Leyenda de las figuras 2.6.2 a 4. Qal: Aluvión, Cuaternario; Qt: Terrazas, Cuaternario; Tca: Formación Casupal, Mioceno; Tcd: Formación Capadare, Mioceno; To: Formación Ojo de

Agua, Mioceno; Tem: Formación Matatere, Eoceno medio; Ka: Esquisto de Aroa (Kaf: filita y esquisto, Kam: esquisto y mármol), Cretácico Tardío; Kl: Formación La Luna, Cretácico Tardío; Kq: Complejo San Quintín (Kq1: mayormente sedimentarias, Kq2: mayormente

volcánicas), Cretácico?; Klz: Metagabro de La Zurda, Cretácico?; Ksp: Serpentinita, Jurásico-Cretácico?; Psj: Complejo San Julián, Paleozoico; Xy: Complejo Yumare (Xy1: anortosita y Xy2: charnockitas), Neoproterozoico. La sigla Fa15* indica la localización de la muestra

analizada por geocronología U-Pb, mientras que la flecha indica una localidad del conglomerado basal de la Formación Casupal que se describe en el texto. Los mapas a escala 1:25.000 pueden consultarse en el anexo cartográfico.

La Zurda (Fig. 2.6.3 y 4). En este cerro mayormente aflora el Complejo Yumare, con rocas charnockíticas con una composición mineralógica muy variable, de manera que en el triángulo APQ caen en los campos de cuarzo-gabro, gabro, cuarzo-monzonita y cuarzo-sienita. Se encontraron unas pocas muestras de anortosita. También aflora granofiro, que es un tipo de roca muy conspicuo con grandes cristales de cuarzo de color gris azulado. Al igual que en el cerro San Quintín, e intercalado con el Complejo Yumare, se localiza un cuerpo en forma lenticular del Metagabro de La Zurda.

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Salsipuedes (Fig. 2.6.4). Las rocas de este cerro, previamente se habían cartografiado como pertenecientes al Complejo Yumare (BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1976, LOZANO & MUSSARI 2008). Pero con estudios de campo y petrográficos más recientes, GRANDE (2013a) las reclasificó como del Complejo San Julián, que aflora con las mismas litologías en el flanco sur del valle de Yumare, hacia los poblados de Tesorero, Crucito y Albarico (JAIMES 2012). Petrografía Complejo Yumare

Las litologías de esta unidad son predominantemente anortosita en el cerro San Quintín y rocas charnockíticas y granofiro para el cerro La Zurda (Tabla 2.6.1). Las charnockitas máficas (enderbita), intermedias (mangerita) y félsicas (charnockita), junto con la anortosita y el granofiro, integran la suite anortosita-mangerita-charnockita-granito (AMCG).

Anortosita Aflora en la mitad septentrional del cerro San Quintín, y algunas pocas muestras se observaron

en La Zurda. Estas últimas son similares a las de San Quintín, excepto por ser mucho menos ricas en minerales máficos y en ellas se observa mejor la textura de adcumulado. Este tipo litológico se encuentra muy meteorizado, tiene un color fresco blanco a crema, en ocasiones, posee pequeños lentecitos verdes, el color de meteorización es marrón oscuro a ocre blancuzco. Su tamaño de grano promedio es de 1-2 cm y en algunos sectores presenta textura gnéisica debido a textura milonítica o blastomilonítica (Fig. 2.6.5). En afloramiento se puede apreciar plagioclasa, piroxeno o anfíbol, segregaciones primarias de ilmenita y vetas de cuarzo que cortan la roca. Su descripción petrográfica sigue:

Plagioclasa (andesina): se encuentra alterada a sericita y tiene maclado según la ley Albita en parches. Debido a la alteración el color es pardo oscuro. Su forma es hipidio a idiomórfica evidencia que se trata de la fase cúmulus de un adcumulado por flotación de plagioclasa, con marcada poligonalización, puntos triples y ausencia de zonación en los cristales.

Clinopiroxeno: en general está muy epidotizado y fracturado, sin embargo se identificaron algunos cristales como augita.

Anfíbol: pudiera ser actinolita y proviene de la alteración del clinopiroxeno. Epidoto: en granos dispersos y en vetas junto al cuarzo, y como alteración del clinopiroxeno. Opacos: sobre todo ilmenita, alterada a leucoxeno.

Rocas charnockíticas

Afloran en el cerro La Zurda y pueden agruparse en tres grandes categorías: Las charnockitas máficas o enderbita (cuarzo-gabro y gabro charnockítico), intermedias o mangerita (cuarzo-monzonita charnockítica) y félsicas o charnockita (cuarzo-sienita charnockítica). El mineral indicativo de su carácter charnockítico, el hipersteno, se ha preservado sólo ocasionalmente, estando casi siempre oxidado y pseudomorfizado por hematita (GRANDE 2013c). Son frecuentes en estas rocas las texturas mesopertíticas y antipertíticas. En el campo todas las charnockitas fueron clasificadas como gabro.

Cuarzo-sienita charnockítica Este tipo tiene foliación cataclástica y un tamaño de grano promedio de 1,1 mm. Plagioclasa (andesina): de aspecto sucio por su alteración a sericita. Tiene textura antipertítica

tipo cordado y en barras, y bordes albíticos de sobrecrecimiento.

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Cuarzo: xenomórfico y en cristales muy fracturados, con extinción ondulatoria. Feldespato alcalino: se presenta con textura pertítica tipo cordado. A veces es microclino. Clinopiroxeno: de mediana a sumamente alterado a clorita y epidoto, a veces tiene un color

marrón rojizo, por el teñido por oxido de hierro, se identifica probablemente como augita. En ocasiones se le observa textura de espina de pescado debida a exsoluciones de ortopiroxeno.

Ortopiroxeno (hipersteno): oxidado a hematita. En la muestra Ya-139 este mineral se ha preservado casi intacto, y apenas muestra una leve cloritización y un borde epidótico. Siempre se presenta asociado con clinopiroxeno.

Clorita: masiva a escamosa y es producto de la alteración de los piroxenos, también se encuentra rellenando fracturas en los mismos.

Actinolita: tiene un hábito fibroso-astilloso, se asocia a la clorita. Epidoto: es producto de la alteración de la plagioclasa y del clinopiroxeno. Calcita: se presenta en vetillas y rellenando fracturas en la roca. Opacos: la magnetita está alterada en los bordes a hematita, mientras que este último mineral

también es producto de oxidación del hipersteno.

Monzonita y cuarzo-monzonita charnockíticas (mangerita) El tamaño de grano medio es de 1 a 2 mm. Plagioclasa (andesina): de aspecto sucio debido a su alteración a sericita escamosa y epidoto.

A menudo es antipertítica, de tipo cordado o en barras. En la muestra Ya-70 la exsolución antipertítica de feldespato alcalino a su vez muestra textura mesopertítica. Tiene maclado de tipo albita deformada y a veces presenta bordes albíticos de sobrecrecimiento.

Feldespato alcalino: Frecuentemente con textura mesopertítica, o pertítica de tipos cordado y en parches aislados.

Cuarzo: se presenta en granos dispersos, en ocasiones se observa con características cataclásticas, bastante triturado, con las fracturas rellenas de clorita.

Clinopiroxeno (augita): con marcada epidotización y actinolitización. Tiene hábito prismático y en ocasiones muestra la textura de espina de pescado con lamelas de ortopiroxeno.

Ortopiroxeno (hipersteno): oxidado a hematita, pero conservando su clivaje prismático {010} característico, pero relleno de clorita y rodeado de un borde de epidoto.

Anfíbol (actinolita): producto de alteración del clinopiroxeno. Epidoto: es producto de la alteración de los piroxenos y la plagioclasa. En el primer caso es

rico en Fe y de color verde en el segundo. Clorita: como alteración de los piroxenos, rellena el clivaje de los pseudomorfos de hipersteno,

o los rodea completamente. Calcita: se presenta en vetillas y rellenando fracturas en la roca. Opacos: hematita pseudomorfa de ortopiroxeno. Gabro y cuarzo-gabro charnockítico (enderbita) Plagioclasa (labradorita): muy alterada a epidoto, con textura antipertítica tipo cordada. Feldespato alcalino: principalmente con textura mesopertítica con lamelas muy finas. Cuarzo: en granos dispersos, tiene una extinción ondulatoria. Clinopiroxeno (augita): con hábito prismático e hipidiomórfico, se halla cloritizado y

carbonatizado. Ortopiroxeno (hipersteno): prismático, hipidiomórfico, oxidado a hematita pero conservando

su clivaje, el cual está algo abierto y relleno de clorita. Los cristales están rodeados de un borde de epidoto y a veces embebidos en clorita.

181

Actinolita: con hábito astilloso-fibroso o de aspecto plumoso, como alteración y en sobrecrecimientos epitaxiales sobre el clinopiroxeno.

Epidoto: de aspecto granular, es producto de la alteración de la plagioclasa y de los máficos, a veces rodea a los pseudomorfos de hipersteno.

Clorita: como alteración de los piroxenos. Rellena el clivaje de los pseudomorfos del hipersteno.

Titanita: parda, xenomórfica, a veces en cristales grandes. Zircón: pardo oscuro, escaso. Opacos: hematita pseudomorfa del hipersteno.

Ortopiroxenita Se localizó una sola muestra en el cerro de La Zurda. Tiene un color fresco negro-verdoso, con

un tamaño promedio de 1 mm. Ortopiroxeno (hipersteno): leve pleocroismo de verde claro a rosado pálido, hábito prismático

corto. Su contacto con el resto de los cristales forma perfectos puntos triples (Figura 8), evidenciando que se trata de un adcumulado por asentamiento gravitatorio de ortopiroxeno, con marcada poligonalización y ausencia de zonación en los cristales. Presenta inclusiones muy menudas que posiblemente sean exsoluciones de clinopiroxeno.

Hornblenda: pleocroismo moderado en tonos verdes, de hábito xenomórfico, es una fase intercúmulus.

Clorita: color verde claro, se presenta como alteración del hipersteno, se encuentra entre los contactos de los cristales y como vetillas cortando la roca.

Opacos: magnetita hipidiomórfica a idiomórfica, constituye una fase cúmulus.

Granofiro Se presenta intercalado con las rocas charnockíticas en el cerro La Zurda. En muestras de mano

se observa un tamaño de grano de 1-3 cm y exhibe una característica textura gráfica. Se distingue el feldespato alcalino de color blanco crema, el cuarzo azulado y algunos minerales máficos oxidados (Fig. 2.6.9).

Feldespatos: La fracción feldespática fue analizada por difracción de rayos X, resultando compuesta por 65% de microclino y 35% de albita. Feldespato alcalino: se presenta con textura pertítica tipo cordada o en gotas. Presenta comúnmente maclado en rejilla típico del microclino y a veces un maclado tipo Carlsbad. Plagioclasa (albita): muy alterada a sericita con hábito fibroso, tiene un maclado tipo albita deformado y en ocasiones una textura antipertítica, tipo cordada.

Cuarzo: xenomórfico, se presenta en granos dispersos y con fuerte extinción ondulatoria. Clinopiroxeno: Posiblemente es augita diopsídica y generalmente se halla oxidada a limonita. Biotita: con pleocroismo de color pardo a verde claro, a veces alterada a clorita.

182

Fig. 2.6.5. Gneis anortosítico del Complejo

Yumare, macizo de San Quintín (afloramiento Ya.44).

Fig. 2.6.6. Brecha volcánica de composición

basáltica. Complejo San Quintín (afloramiento Ya.41).

Fig. 2.6.7. Detalle del contacto de un dique de basalto intrusivo en la anortosita del Complejo

Yumare. Macizo San Quintín. Afloramiento Ya.144.

Fig. 2.6.8. Ortopiroxenita (Ya-71A, NX) del Complejo Yumare, macizo de La Zurda. Se

observa una marcada poligonalización de los cristales de hipersteno (Opx) y hornblenda (Hb), con numerosos puntos triples (PT).

Fig. 2.6.9. Granofiro del Complejo Yumare. Se aprecia el cuarzo (Qtz) azulado en

intercrecimientos gráficos con feldespato-K (Afs). Las bandas rojizas corresponden a clinopiroxeno (Cpx), biotita (Bi) y otros

minerales máficos oxidados.

183

Dique de basalto Se localizó un dique que corta a la anortosita (ver ubicación en la Fig. 2.6.3, fotografía del

contacto en la Fig. 2.6.7). No se observan efectos de contacto debido al pequeño volumen de este cuerpo magmático. Se trata de un basalto porfídico de composición toleítica, que presenta alteración hidrotermal pero no presenta evidencia de haber sufrido metamorfismo, ni muestra deformación. La matriz máfica originalmente vítrea, ha sido desvitrificada a un agregado afanítico de microlitos de clinopiroxeno cloritizado, magnetita y plagioclasa sericitizada (Tabla 2.6.2). A falta de información geocronológica y geoquímica, provisionalmente se asigna como de posible edad cretácica.

Plagioclasa: se presenta muy alterada a sericita, los cristales más grandes presentan un maclado muy difuso. Originalmente pudo tener una composición %An>50. Los fenocristales son idiomórficos de hábito listoneado, con un tamaño de grano promedio de 0,4 mm y textura glomeroporfídica.

Clinopiroxeno: aparece como reliquia en fenocristales cloritizados de 0,2-0,5 mm, es idio a hipidiomórfico y presenta hábito prismático.

Clorita: es producto de la alteración del clinopiroxeno, al cual pseudomorfiza. Tiene un hábito hojoso a plumoso, con pleocroismo que va de verde muy claro a verde claro, y un color de interferencia azul-violeta.

Magnetita: tiene hábito bastamente dodecaédrico y está presente como minúsculos microfenocristales euhedrales en la matriz afanítica.

Matriz: de color marrón oscuro y textura afanítica, posiblemente fue de vidrio volcánico máfico, ahora totalmente desvitrificado a una trama de cristalitos de plagioclasa, clinopiroxeno y opacos, difíciles de identificar.

Complejo San Julián Las rocas del cerro Salsipuedes previamente fueron adscritas al Complejo Yumare. En la

revisión de GRANDE (2013a) se halló que dichas rocas no pueden pertenecer a dicha unidad, pues carecen de las texturas típicas de alto grado y son muy ricas en minerales hidratados, en especial, biotita, epidoto y anfíbol (Tabla 2.6.3). El anfíbol tiene un fuerte pleocroismo verde-azul (barroisita), la cual está asociada a abundante epidoto, clorita y trazas de biotita. Las rocas metasiliciclásticas contienen poiquiloblastos de albita de forma ovoidal, repletos de inclusiones a veces helicíticas. Estas características son típicas del Complejo San Julián, que también aflora a pocos kilómetros en el lado sur del valle de Yumare y estudiado en detalle por JAIMES (2011), compartidas además por esta unidad en toda su extensión desde el estado Miranda hasta Yaracuy (SUEIRO & URBINA 2010). A continuación la descripción de campo y petrográfica:

Anfibolita barroisítica-epidótica

En afloramiento muestra bandas de color verde oscuro y blanco, un color de meteorización pardo verdoso y un tamaño de grano promedio de 0,7 mm. Descrita originalmente como “gneis plagioclásico - hornblendo - epidótico”.

Plagioclasa (albita): forma poiquiloblastos con inclusiones de epidoto, opacos y otros cristalitos no reconocibles. De poco a muy alterada a sericita, no presenta maclado.

Barroisita: pleocroismo de verde a azul-verdoso (Fig. 2.6.10), hábito columnar a prismático corto. Su tamaño de grano promedio es de 1,5 mm. En bandas nematoblásticas que definen la foliación de la roca, junto con epidoto, clorita y biotita.

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Epidoto: verde pálido, en pequeños prismas asociados a las bandas anfibólicas o como inclusiones en la albita.

Biotita; fuerte pleocroismo de marrón a marrón oscuro y hábito micáceo. En algunos cristales se observa el paso de este mineral a clorita. En una muestra se observan reliquias de granate totalmente transformado a la biotita.

Clorita: leve pleocroismo de verde claro a verde y hábito hojoso. Cuarzo: xenoblástico, algo fracturado, con extinción ondulatoria, contactos suturados y un

tamaño de grano que varía entre 0,03-0,3 mm. Apatito: xenoblástico, algo fracturado. Titanita: en granos de color pardo oscuro, alterada a leucoxeno. Opacos: magnetita en granos anhedrales, y leucoxeno como alteración de titanita

Esquisto albítico-epidótico-cuarzo-micáceo Tiene un color fresco que varía entre tonos de grises hasta blanco y negro que meteoriza a gris

verdoso, negro verdoso, gris pardo y blanco y negro. Tamaño de grano promedio de 0,9 mm. Cuarzo: xenoblástico, fracturado, presenta orientación junto a los cristales de mica, tiene

extinción ondulatoria y sus contactos son suturados. Plagioclasa (albita): levemente sericitizada y poiquiloblástica, con numerosas inclusiones de

epidoto y otros minerales no identificables. El tamaño de los cristales varía entre 1-2 mm. Biotita: tiene un pleocroismo fuerte de pardo-pardo verdoso a verde oliva claro. En algunas

muestras se observa el paso a clorita. Muscovita: levemente pleocroica de verde pálido a incolora, esta orientada junto al cuarzo y en

ocasiones se presenta con extinción ondulatoria. Clorita es producto de la alteración de la biotita, tiene un pleocroismo que va de un color verde

oliva claro a verde. Epidoto: verde amarillento, hábito granular a prismático corto. Titanita: pardo rojiza, de hábito granular, a veces como porfidoblastos. Opacos: magnetita en granos aislados y pirita granular.

Fig. 2.6.10. Anfibolita barroisítica-epidótica

del Complejo San Julián. Muestra Fa-20.

SN. A la izquierda plagioclasa (Ab)

poiquiloblástica, a la derecha una banda nematoblástica de barroisita (Brs).

También se observan cristales de apatito (Ap)

y epidoto (Ep).

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Tabla 2.6.1. Mineralogía y clasificación petrográfica del Complejo Yumare. MC ID Qtz Afs Pls Bt Ms Chl Ep+ Amp* Cpx Opx Cal Ttn Zr Op Litología SQ Ya-43B 1 96 1 2 LZ Ya-49 2 94 4 Tz SQ Ya-132 Tz 97 2 Tz Tz 1 SQ Ya-144A 99 1 Tz Tz

Anortosita

LZ Ya-89 7 32 10 25 21 1 3h Tz 1 LZ Ya-139mc 2 34 12 1 16 19 8 3 3 Tz 2

Cuarzo-sienita charnockítica

LZ Ya-44 7 20 50 7 1 13 1h 1 1 LZ Ya-70 15 22 45 8 8 2 2h 1 1 1 LZ Ya-86B 10 15 40 7 15 10 Tz 3h 1 LZ Ya-136 Tz 30 50 3 Tz Tz 12 4h 1

Monzonita y

czo-monzonita charnockíticas

LZ Ya-55 12 3 46 12 9 9 4 2 3 LZ Ya-71C 7 5 37 10 33 5 1 2 Tz LZ Ya-88 8 42 15 25 5 Tz 4 Tz 1

Gabro y czo-gabro

charnockíticos SQ Ya-71A 2 97 1 Ortopiroxenitac LZ Ya-77D 36 35 18 8 2 2 Tz Tz Tz LZ Ya-152 63 30 5 1 1

Granofiro

s: incluye alteración a sericita; *: clinopiroxeno alterado a actinolita; mc: milonitizada y carbonatizada; +: epidoto producto de alteración de clinopiroxeno y plagioclasa; c: adcumulado ultramáfico;

h: hipersteno oxidado a hematita con clorita rellenando planos de clivaje. MC: Macizos; SQ: San Quintín; LZ: La Zurda. Modificado de LOZANO & MUSSARI (2008) en GRANDE (2013).

Los mapas a escala 1:25.000 donde se ubican las muestras citadas en todas las tablas y el texto, pueden consultarse en el anexo cartográfico

Tabla 2.6.2. Mineralogía y clasificación petrográfica del dique intrusivo en anortosita, cerro San Quintín.

ID Pl Cpx Chl Op Fcr Mtz Litología Ya-144B 15 1 5 2 20 80 Basalto porfídico (toleítico)

Fcr: fenocristales de plagioclasa, clinopiroxeno y magnetita alterados; Mtz: matriz máfica desvitrificada. Modificado de LOZANO & MUSSARI (2008).

Tabla 2.6.3. Mineralogía y clasificación petrográfica del Complejo San Julián, cerro Salsipuedes. ID Qtz Afs Pls Bt Ms Chl Ep Brs+ Ttn Ap Zr Op Litología Fa-20 24 Tz 8 19 45 2 2 Fa-43 3 45 2 2 10 36 1 1

Anfibolita barroisítico-epidótica

Fa-16B 39 47 10 1 1 1 1 Fa-18 37 1 38 15 1 1 3 2 Tz 1 Fa-21 38 40 7 4 1 8 2 Fa-34m 39 45 6 4 1 3 2

Esquisto albítico-czo-micáceoa

Fa-29C 73 7 1 18 1 Tz Cuarcita micácea Fa-13 37 10 48 1 1 1 Tz Tz 2 Fa-15U 39 1 44 9 4 Tz Tz 3 Fa-38 42 2 38 5 3 5 3 Tz 2 Fa-39 50 41 Tz 7 1 1 Tz Fa-44 41 2 35 4 15 1 1 1 Fa-55 39 3 45 1 2 9 1

Gneis feldespático-cuarzo-micáceop

s: incluye alteración a sericita; +: barroisita, anfíbol con pleocroismo verde-azulado; m: esquisto milonitizado. p: plagioclasa idio a hipidioblástica, con maclado polisintético visible, feldespato alcalino pertítico.

a: albita xenoblástica y poiquiloblástica, sin maclado polisintético visible. Fa-15U: muestra datada por U-Pb en zircón, edades de 1.060 a 855 Ma. Modificado de LOZANO & MUSSARI (2008) en GRANDE (2013).

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Cuarcita micácea Tiene un color fresco que varía entre tonos de grises que meteoriza a gris verdoso y blanco. La

mineralogía observada en general es cuarzo en mayor proporción que la plagioclasa y micas. El cuarzo puede formar tanto bandas granoblásticas de grano grueso como trenes de trituración muy finos. La roca tiene un tamaño de grano promedio de 0,9 mm.

Cuarzo: xenoblástico, fracturado, se presenta orientado con los cristales de mica, tiene extinción ondulatoria y sus contactos son suturados. También forma delgados trenes de trituración.

Plagioclasa (albita): levemente sericitizada, poiquiloblástica con numerosas inclusiones de epidoto y otros minerales no identificables. El tamaño de los cristales varía entre 1-2,0 mm.

Biotita: tiene un pleocroismo fuerte de pardo-pardo verdoso a verde oliva claro. En algunas muestras se observa el paso de ésta a clorita.

Muscovita: levemente pleocroica de verde pálido a incolora, esta orientada junto al cuarzo. Clorita: levemente pleocroica de verde pálido a incolora, es producto de alteración de biotita. Epidoto: verde claro, granular. Zircón: pardo claro, cristalitos bastamente prismáticos. Opacos: magnetita en granos y algo de pirita granular.

Gneis cuarzo feldespático

Roca de aspecto gnéisico de color blanquecino con bandas oscuras. Los cristales de cuarzo, biotita y muscovita se encuentran triturado-orientados, presentando texturas tipo “augen”, mirmequítica y pertítica. La roca presenta fuerte cataclasis.

Plagioclasa (oligoclasa?): alterada a sericita, tiene un maclado difuso por lo cual no se puede definir el %An, en ocasiones por su alteración a minerales de arcilla adquiere un color marrón. Tiene un tamaño de grano promedio de 1 mm. A veces exhibe textura mirmequítica.

Feldespato alcalino: forma porfidoclastos y se encuentra en contacto directo con la plagioclasa y el cuarzo. En algunas muestras presenta textura pertítica. El tamaño de grano está entre 1-3 mm. En ocasiones se observa el maclado enrejado del microclino.

Cuarzo: muy triturado o en forma de granos alargados muy fracturados envolviendo a la plagioclasa y con fuerte extinción ondulatoria. Tamaño de grano entre 0,03-2,5 mm, presenta una orientación preferencial y junto con los cristales de mica define la foliación de la roca.

Biotita: fuertemente pleocroica de pardo a pardo oscuro, con hábito hojoso. Clorita: verde pálido con leve pleocroismo. Se presenta como alteración de la biotita. Apatito: en granos aislados fracturados, con hábito prismático alargado y secciones basales de

forma redondeada. Allanita: tiene un pleocroismo que va de color marrón rojizo a marrón oscuro y presenta textura

zonada, con bordes verdes, más epidóticos. Zircón: pardo, idioblástico, es particularmente abundante en la muestra Fa-15. Opacos: leucoxeno y magnetita en granos irregulares. Complejo San Quintín Esta unidad aflora en la mitad meridional del cerro de San Quintín, en contacto de falla con el

Complejo Yumare. Los principales tipos de roca son lava, toba, brecha volcánica y rocas psamíticas. Se presentan ligeramente foliadas. Tanto la lava como la brecha volcánica tienen color fresco azulado a violáceo (Fig. 2.6.6). La metatoba tiene un color fresco gris oscuro y en

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ocasiones. La brecha es masiva y está intercalada con la lava. Las rocas volcánicas son de composición basáltica, con plagioclasa tipo labradorita, usualmente con distintos grados de sericitización. El clinopiroxeno está total o parcialmente alterado a clorita. Hay cantidades menores de minerales secundarios y de alteración, hematita, calcita, leucoxeno y cuarzo en vetillas. Las rocas sedimentarias son mayoritariamente areniscas de grano fino a medio, con un color gris claro. Algunas rocas presentan un moderado pleglamiento. La petrografía detallada puede consultarse en LOZANO & MUSSARI (2008) (Tabla 2.6.4).

En la Figura 3 se muestra la extensión de la unidad, a su vez dividida en dos partes por una falla, donde la mitad oriental está constituida mayormente por rocas de origen volcánico, mientras que la occidental contiene más proporción de rocas sedimentarias.

No se dispone de información geoquímica, ni geocronológica de la unidad, por ello a título provisional mantenemos una edad Cretácica, tal y como fue sugerido por BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1976) y aceptado por STEPHAN (1982: 212), con base a semejanzas con algunas unidades volcano-sedimentarias de la faja Caucagua-El Tinaco, y su metamorfismo de bajo grado (clorita).

Tabla 2.6.4. Mineralogía y clasificación petrográfica del Complejo San Quintín. ID Qtz Pls Mus Ser Cpx Chl Ep+ Cal Tur Zr Ttn Op Mtz Litología Ya-42 45 25 2 2 5 4 17a Ya-124A 35 10 10 5 Tz 15 25a Ya-131 27 20 10 1 7 35a

Grauvaca feld.

Ya-126 35 6 10 3 Tz 6 Tz Tz 10 30 Limolita carb. Ya-40 5 10 5 5 85v Ya-43A 1 29 5 5 60 v Ya-111m 10 52 13 Tz Tz 5 20 Ya-113 8 15 1 2 Tz 74 v

Toba máfica vítrea-cristalina

YA-127 15 5 55 5 20 Toba sericítizada Ya-41 3 50 3 7 20 17v Toba lítica máfica Ya-128 5 55 Tz 3 37 Basalto afírico

+: epidoto producto de alteración de clinopiroxeno y plagioclasa; m: roca milonítica; v: matriz vítrea desvitrificada; a: matriz arcillosa fina: s: incluye alteración a sericita.

Modificado de LOZANO & MUSSARI (2008) en GRANDE (2013).

Metagabro de La Zurda

La unidad aparece en dos partes, como lonjas intercaladas tanto con el Complejo San Quintín en el cerro homónimo, como con el Complejo Yumare en el cerro La Zurda, de donde toma su nombre. Está constituido por rocas gabro-anfibolíticas, con abundantes minerales hidratados y fuerte deformación cataclástica, que permite clasificarlas de milonitas a ultramilonitas. La presencia de hornblenda residual, casi totalmente cloritizada, actinolitizada y epidotizada, además de la ausencia de texturas meso y antipertíticas en la plagioclasa, diferencia esta unidad de las rocas máficas del Complejo Yumare.

La unidad se compone mayormente de metagabro actinolítico-epidótico-clorítico. Casi todas las rocas de esta unidad están cortadas por numerosas vetillas de carbonato-epidoto. La ligera foliación visible en algunos afloramientos es de origen cataclástico. La fuerte alteración hidrotermal puede estar relacionada con el metamorfismo cataclástico, que permitió la circulación de fluidos a través de las fracturas.

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Como se desconoce su edad, provisionalmente se le asigna una edad Cretácica al igual que el Complejo San Quintín. A continuación se describen las litologías presentes (Tabla 5).

Metagabro

Las muestras del cerro San Quintín tienen una clara textura gnéisica, un color de meteorización pardo a blanco verdoso, con tamaño de grano promedio de 1,2 mm. Algunas superficies de planos de foliación tienen colores blanco-verdoso debido a epidoto. En ocasiones se observa formando pliegues disarmónicos y está notablemente diaclasado. La mineralogía es plagioclasa, hornblenda, anfíbol actinolítico y cuarzo (Ya-35, Ya-147). En muchas ocasiones se presenta con texturas miloníticas muy avanzadas, llegando a clasificarse como metagabro milonítico a ultramilonítico.

Plagioclasa: se encuentra alterada a sericita y clinozoisita. Tiene un maclado tipo albita deformado. Por su alteración saussurítica se considera que pudo tener An > 50%.

Feldespato alcalino: fracturado, pertítico, a veces como porfidoclastos que están triturados en los bordes, mostrando además sombras de presión o rotación.

Epidoto: como alteración de hornblenda o de posible clinopiroxeno, y es rico en Fe. Hornblenda: pleocroica de verde a pardo claro, hábito prismático, con contornos redondeados,

subhedral a euhedral. A veces sustituida por clorita. Actinolita: verde pálido con leve pleocroismo, hábito acicular a tabular. Corresponden a

pseudomorfos de cristales máficos originales. Clorita: es producto de la alteración de hornblenda y clinopiroxeno. Cuarzo: en vetas y en granos dispersos, tienen extinción ondulatoria. Calcita: se encuentra en forma de vetillas. Titanita: tiene un color marrón oscuro y hábito granular. Apatito: se presenta en granos dispersos, de hábito alargado y muy fracturado. Opacos: leucoxeno; hematita y pirita. Todos tienen forma subhedral.

Metahornblendita (anfibolitita) Aparece en el cerro San Quintín, es una roca de color verde oscuro, con un tamaño de grano

promedio de 0,6 mm. En la roca (Ya-61) se observan cristales de anfíbol muy poco orientados, por lo que originalmente pudo ser un tipo de cumulado hornbléndico.

Anfíbol. La hornblenda tiene pleocroismo moderado que va de pardo a pardo oscuro, un tamaño de grano promedio de 0,8 mm y hábito prismático. Se halla como residuos rodeados de actinolita. La actinolita presenta leve pleocroismo de verde a verde claro, hábito acicular a tabular con una leve cloritización.

Plagioclasa: no se le observa maclado, tiene forma anhedral y muestra extinción ondulatoria. Epidoto: es de color verde oscuro y granular. Producto de alteración de la hornblenda. Calcita: junto con cuarzo forma vetas con espesores milimétricos que cortan la roca y que se

relacionan con zonas fuertemente epidotizadas en la roca.

Metagabro anfibólico ± cuarzoso Esta litología se localizó en el cerro La Zurda, tiene un color blanco-verde en los planos de

foliación, textura gnéisica marcada, un color de meteorización pardo a blanco verdoso, con tamaño de grano promedio de 1,2 mm. La roca (Ya-92) está cortada por vetas de cuarzo. Presenta texturas de cizalla muy avanzadas, por consiguiente constituye un metagabro protomilonítico a ultramilonítico.

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Plagioclasa: sumamente alterada a sericita y epidoto, que se disponen sobre la plagioclasa en forma desordenada. Tiene un maclado tipo albita deformada y su forma es hipidio a xenoblástica. En base a la gran alteración se estima que pudo haber tenido una composición >50%An (labradorita).

Epidoto: pardo oscuro, granular, es rico en Fe y posiblemente es producto de alteración de clinopiroxeno o de hornblenda. También se presenta clinozoisita como parte de la alteración saussurítica de la plagioclasa.

Anfíboles. Hornblenda: pleocroica de verde a pardo claro, hábito prismático, forma ameboidal, generalmente consta de cristales residuales, actinolitizados y tremolitizados. También presenta bordes epidóticos. Actinolita: verde pálido con leve pleocroismo, hábito acicular a tabular, intercalada con tremolita, incolora, pero de mayor birrefringencia. Todo el conjunto es pseudomórfico de cristales originales de hornblenda y posiblemente de clinopiroxeno.

Clorita: verde claro con leve pleocroismo, es producto de la alteración de anfíbol, y posiblemente de clinopiroxeno previo.

Cuarzo: xenoblástico, se presenta fracturado y en vetillas. Calcita: se encuentra en forma de vetillas cortando la roca. Titanita: tiene un color marrón oscuro y hábito granular. Zircón: tiene tonos oscuros, un hábito muy redondeado. Apatito: se presenta en granos dispersos, de hábito alargado y muy fracturado. En la muestra

Ya-95B es particularmente abundante y forma agregados de cristales hipidioblásticos de relativo gran tamaño.

Opacos: leucoxeno, hematita y pirita, todos son hipidioblásticos.

Tabla 2.6.5. Mineralogía y clasificación petrográfica del Metagabro de La Zurda. MC ID Qtz Pls Cpx Hb Amp Chl Ep+ Cal Zr Ap Ttn Op Litología SQ Ya-35m 3 62 15 10 7 Tz 1 2 LZ Ya-92 49 Tz 30 20 1 LZ Ya-95B 1 63 15 9 10 3 1 SQ Ya-112 6 69 Tz 6 2 14 3 SQ Ya-116m 3 65 20 10 Tz 1 SQ Ya-147m 2 46 3 22 5 20 1 1

Metagabro clorítico-epid-actinolítico ±milonitizado

LZ Ya-61 1 7 90 1 1 Anfibolititac m: rocas miloníticas con bandas ultramiloníticas; +: epidoto producto de alteración de clinopiroxeno, hornblenda y

plagioclasa; c: cumulado hornblendítico alterado; s: incluye alteración a sericita. MC: Macizos; SQ: San Quintín; LZ: La Zurda. Tomado de GRANDE (2013).

Serpentinita Esta roca ultrabásica solo aflora en el cerro de Tarana. Contiene más del 95% de minerales

del grupo de la serpentina, mayormente antigorita, acompañado con cantidades menores de talco y magnetita. Una de las muestras resultó ser una harzburgita serpentinizada, cuya composición modal es: antigorita 60%, crisotilo 5%, talco 10% y 25% de ortopiroxeno no serpentinizado.

Esquisto de Aroa Esta unidad es el principal componente del cerro Tarana, identificándose esquisto cuarzo-

muscovítico-grafitoso, esquisto carbonático-grafítico, filita grafitosa-muscovítica y mármol. En el campo los niveles de mármol se intercalan con esquisto. La filita está constituida por un promedio de 75% de una "matriz grafitosa " de grano sumamente fino como para lograr una mejor identificación petrográfica, 15% de muscovita, así como calcita, cuarzo y clorita. El

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mármol contiene entre 90 y 98% de calcita, con cantidades menores de cuarzo, muscovita, pirita y hematita. La muscovita en todas las rocas es sumamente fina de tipo sericita.

Metamorfismo Esquisto de Aroa. Esta unidad aflora en el cerro de Tarana. En general las rocas presentan una

foliación muy bien desarrollada, predominando el esquisto (o filita) grafitico, con algunos niveles de mármol y esquisto carbonático - grafítico, también algo foliado. Es una unidad metasedimentaria con protolito pelítico y psamítico, originalmente con alto contenido de materia orgánica, depositada en aguas reductoras. La unidad alcanzó la facies de esquisto verde (clorita), como parte del metamorfismo regional del Terciario medio que afectó la mayor parte de las unidades de la Cordillera de la Costa, como producto de la interacción de las placas Caribe y suramericana.

Cuerpo de serpentinita sin nombre formal. Esta litología está delimitada por dos fallas en el

cerro Tarana, rodeada del Esquisto de Aroa. La serpentinita es antigorítica-talcosa y todavía contiene ortopiroxeno residual, pero el olivino no se preserva. El protolito corresponde a una lonja de manto sub-oceánico mayormente harzburgita. Se desconoce la edad, pero como otros cuerpos de serpentinita de la Cordillera de la Costa, se infiere que correspondas a parte de la litósfera proto-Caribe y en consecuencia de edad Jurásico-Cretácico. Este cuerpo comprende rocas típicas de bajo grado, en la facies del esquisto verde (clorita).

Complejo Yumare. Las rocas gabro-anortosítico-sienítico-monzoníticas exhiben minerales

remanentes de un metamorfismo de alto grado, como clino y ortopiroxeno, que se han preservado muy localmente y en escasa cantidad. La presencia de algunas texturas de alto grado, como texturas antipertítica y mesopertítica, así como zircones redondeados con morfología de pelota de fútbol (soccer ball) atestigua un metamorfismo en la facies de la granulita. Este Complejo, con sus segregaciones de óxidos de Fe-Ti, constituye una asociación metaplutónica de anortosita-mangerita-charnockita-granito (AMCG) desmembrada.

Es difícil discernir si la retrogradación es realmente debida a la superimposición de un metamorfismo regional de bajo grado durante el Mesozoico tardío - Paleógeno sobre la mineralogía original de alto grado, o es más bien debida a alteración hidrotermal favorecida por el fallamiento que ha afectado estas rocas a lo largo de su historia. Consideramos que esta última hipótesis es la preferencial debido al hecho que las rocas carecen de estructuras penetrativas, pero localmente muestran típicas texturas cataclásticas (un caso similar ocurre con la Metadiorita de Todasana, URBANI et al. 2008). Minerales de baja temperatura sustituyen a los piroxenos originales, a veces completamente, pero no dan indicios de un nuevo evento metamórfico de bajo grado, ni del desarrollo de una foliación, como sí ocurre con el Complejo San Quintín o en el Esquisto de Aroa.

Complejo San Quintín. Las rocas de este complejo son de protolito volcánico y sedimentario

(piroclásticas a epiclásticas y de carácter máfico a intermedio), están levemente foliadas y su mineralogía comprende asociaciones típicas de bajo grado, con algo de clinopiroxeno residual, que parecen indicar un metamorfismo en la facies del esquisto verde (clorita), con típicos minerales como epidoto, clorita y actinolita.

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Metagabro de La Zurda. Presenta una asociación mineralógica correspondiente a un metamorfismo en la subfacies de clorita de la facies del esquisto verde. Probablemente sea un bloque de la corteza oceánica proto-Caribe. Muestras de las unidades de San Quintín y La Zurda se encuentran en proceso de datación por el método U-Pb en cristales de zircón.

Complejo San Julián. Esta unidad presenta una mezcla de rocas que van desde esquisto a

gneis, incluyendo rocas de protolito ígneo félsico y sedimentario, con una asociación mineralógica cuarzo - feldespática - micácea, donde resalta la coexistencia de biotita, barroisita y granate (en reliquias). El ensamblaje mineralógico muestra que la unidad ha sido sometida a un metamorfismo en la facies de la anfibolita epidótica, en condiciones de P-T cercanas al límite con la facies del esquisto azul, para hacer factible la presencia del anfíbol barroisítico. Asociaciones mineralógicas similares han sido reportadas a lo largo de la extensa franja de esta unidad desde Cabo Codera hasta Yumare por SUIERO & URBINA (2010).

Las texturas cataclásticas son comunes en todos los cerros del norte de Yumare, pero como se

dijo anteriormente es difícil acertar la acción de un evento metamórfico retrógrado de bajo grado que haya afectado a los complejos de Yumare y San Julián.

CLASTOS METAMÓRFICOS EN LA FORMACIÓN CASUPAL En este trabajo no presentaremos detalles de las unidades sedimentarias, por no ser el objeto

de este trabajo, pudiéndose consultar en la publicación de LOZANO & MUSSARI (2008). En esta sección solamente se resumen algunas descripciones petrográficas de clastos metamórficos contenidos en el conglomerado basal de la Formación Casupal (Tabla 2.6.6), depositado en discordancia angular sobre la Formación Matatere en la quebrada Chepano (para su ubicación véase flecha en la Fig. 2.6.4). Allí aflora un conglomerado de peñas y peñones hasta de tamaños decimétricos, que contiene clastos de rocas sedimentarias (arenisca cuarzosa, arenisca feldespática, grauvaca feldespática), metaígneas (clinopiroxenita) y metasedimentarias de alto grado. A continuación sólo se describirá este último grupo de rocas, debido a la novedad del hallazgo y su posible relación con los terrenos de afinidad grenvilliana en el noroccidente del país (GRANDE & URBANI 2009, BAQUERO 2013). Para los detalles de los demás tipos de clastos puede consultarse en LOZANO & MUSSARI (2008).

Mármol flogopítico con espinela Es una roca de grano muy grueso (hasta 2 cm), muy rica en flogopita y es el único mármol

hallado en el NO de Venezuela que contiene espinela. Es de color gris azulado, mostrando grandes clivajes en el carbonato, conspicuas hojuelas de color bronce de flogopita y algunos cristales pardo-verdosos de espinela. Su descripción sigue:

Calcita: incolora, xenoblástica, se halla muy cizallada y orientada, con planos de macla polisintética deformados.

Flogopita: incolora con leve pleocroismo pardo claro, con hábito micáceo a tabular. Presenta textura ojo de pájaro y evidencia deformación por presentar extinción ondulatoria. Se halla alterada en los bordes a clorita pseudo-isotrópica.

Forsterita (serpentinizada): cristales nodulares de forsterita original, totalmente remplazada por serpentina de color amarillo verdoso, en crecimientos paralelos entremezclados.

Espinela: de color pardo verdoso, xenoblástica, algunos cristales son bastamente octaédricos. Escasa pero conspicua debido a su intenso color de absorción y alto relieve.

192

Clorita: de color verde pálido, pseudo-isotrópica, producto de alteración de la flogopita. A veces en pseudomorfos de posible diópsido original.

Opacos: escasa pirita en granos irregulares.

¿Meta-psammita feldespato-alcalínica? Contiene feldespato alcalino mesopertítico, pseudomorfos de posible hornblenda o piroxeno

ahora cloritizados, cristales de zircón de hábito redondeado del tipo “pelota de fútbol”. En su conjunto estas características permiten interpretar que pudo haber estado sometida a un metamorfismo en la facies de la granulita.

Cuarzo: xenoblástico, muy abundante, define la foliación de la roca por orientación preferencial de sus granos. Fuerte extinción ondulatoria.

Feldespato alcalino: tiene manchones de aspecto sucio sobre las exsoluciones pertíticas, que están sericitizadas. Textura mesopertítica con lamelas albíticas algo sericitizadas, donde se observan sobrecrecimientos albíticos en contacto con el cuarzo.

Plagioclasa: con maclado polisintético complejo, a veces fuertemente deformado, de levemente a muy sericitizada. Es difícil determinar su composición, pero pudiera tratarse al menos de oligoclasa. Una de las muestras presenta textura antipertítica con exsoluciones lobulares de feldespato alcalino.

Biotita: con pleocroismo moderado en tonos verdes y cloritizada en sus bordes. Clorita: marronuzca, como producto de alteración de biotita u hornblenda. Otra variedad es

de color verde claro, más plumosa, y parece provenir de alteración de posible piroxeno previo. Zircón: pardo claro y de hábito redondeado. Rutilo: redondeado e incluido en cuarzo. Calcita: de aspecto algo sucio, forma vetillas que atraviesan la roca.

Tabla 2.6.6. Mineralogía y clasificación petrográfica de cantos ígneo-metamórficos en el

drenaje de los cerros La Zurda y Salsipuedes, probablemente provenientes de conglomerados de la Formación Casupal.

ID Qtz Afs Pls Bt* Ms Chl Ep+ Amp Cal Cpx Opx Ttn Op Litología Fa-27A 45 5 39 8 4 All<

1 1 1 Gneis porfidoclástico

Ya-27A 7 65 Tz 4 12a Metagabro anfibólico Ya-137 1 45 10 40 3h 1 1 Gabro charnockítico Ya-141A 65 25 3 2 5 11 2 2 Cuarcita-feld-cpx

+: epidoto como alteración de piroxeno; a: hornblenda actinolitizada y epidotizada; s: incluye alteración a sericita; h: hipersteno oxidado a hematita con clorita rellenando planos de clivaje; *: biotita cloritizada.

Modificado de LOZANO & MUSSARI (2008). 2.6.4. LEVANTAMIENTO AEROMAGNÉTICO

En 1959, la empresa Gulf Research & Development Company lleva a cabo un levantamiento aeromagnético del noroccidente del país (GRDC 1959), del cual sólo se conoce el mapa de contornos de la segunda derivada vertical del campo magnético total (Fig. 2.6.13), donde la zona de los cerros estudiados en este trabajo muestra muy pronunciados altos y bajos magnéticos. El mayor pico positivo ubicado junto a su par negativo adyacente, alcanza una amplitud de 100 gammas y ocurre justamente sobre el cuerpo de anortosita ilmenítica de la mitad septentrional del cerro de San Quintín (Fig. 2.6.13 a 15). La explicación mineralógica se encuentra en la presencia de altas concentraciones de magnetita, ilmenita y hematita, tanto en la roca fresca, como en el

193

material residual y aluviones de las quebradas, tanto es así, que la región fue estudiada en detalle por el MMH (e.g.: RODRÍGUEZ & AÑEZ 1978), para la posible explotación de los minerales pesados de titanio.

Fig. 2.6.13. Parte del mapa de contornos de la segunda derivada vertical del campo magnético total (GRDC 1959), sobrepuesto sobre el mapa geológico de Hackley et al. (2005).

Leyenda geológica: Amarillo pálido: unidades del Neógeno. Marrón: Formación Matatere. Verde: formaciones Bobare y Mamey. Azul: Esquisto de Aroa. Violeta: Complejo Nirgua. Rojo: Complejo San Julián. Los puntos rojos alineados en la parte NO del mapa corresponden a los

cuerpos de rocas volcánicas de Falcón central. Curvas principales: 10 gammas, curvas secundarias: 1 gamma. Las curvas mayores del sector NO corresponden a cero y los signos + y -

identifican posiciones con valores positivos y negativos respectivamente.

Fig. 2.6.14. Perfil magnético de la línea A (ubicada en la fig. 2.6.13). El pico coincide con el cerro de San Quintín donde aflora la anortosita ilmenítica del Complejo Yumare.

-20

0

20

40

60

80

0 10 20 30 40 50 60

Distancia, Km (desde "A")

2da.

der

ivad

a ve

rt. d

el c

ampo

m

agne

t. to

tal (

gam

mas

)

194

Figura 16. Contornos de la segunda derivada vertical del campo magnético total (GRDC 1959), señalando cinco zonas con características distintas en la respuesta magnética.

N

1 43

4

5

2

Figura 2.6.15. Representación

tridimensional de los valores de la segunda derivada vertical del

campo magnético total (a partir de las curvas

de isointensidades mostradas en las figs. 2.6.13). Las zonas con

mayores contrastes negativos y positivos

coinciden con los cerros San Quintín y

La Zurda. Esta imagen cubre la misma área de

las figs. 2.6.13 y 16.

195

En la fig. 2.6.16 se presentan las mismas curvas de isointensidad de la fig. 2.6.13, pero sin la base geológica. Sobre ella se muestra un análisis morfológico preliminar, donde hemos subdividido la región en cinco zonas con características distintas de la respuesta a la segunda derivada vertical del campo magnético total, a saber: La Zona 1 muestra muy altos contrastes positivos y negativos, coincidentes con la zona de afloramientos del Complejo Yumare, pero con una extensión hacia el SO donde aflora el Esquisto de Aroa, sugiriendo que debajo de dicha unidad podrán haber una continuidad de rocas del tipo Complejo Yumare. Zona 2 corresponde a bajos contrastes positivos y negativos y se ubica como una franja justo al norte de la zona anterior. La zona 3 tiene los más bajos contrastes de magnetismo y coincide globalmente con la extensión de la Formación Matatere. Las zonas arqueadas 4, se ajustan a la distribución de la Ofiolita de Siquisique (visible en campo) y la posible proyección en el subsuelo de la(s) napa(s) que la contienen. En la parte septentrional, la zona 5 prácticamente corresponde a la cuenca neógena de Falcón con ciertos trenes de orientación NE-SO que coincide gruesamente con la orientación del plegamiento, o la alineación de intrusivos subvolcánicos terciarios en su eje.

GEOQUÍMICA ORGÁNICA DE LA "FORMACIÓN LA LUNA"

Algunas muestras de caliza negra de granulometría muy fina de la "Formación La Luna", de la localidad de la Qda. Aguacate (Fig. 2.6.4), fueron sometidas a estudio micropaleontológico y de geoquímica orgánica (URBANI et al. 2008). En este último campo, para establecer tanto el grado de madurez alcanzado por la roca, como el origen de la materia orgánica, se analizaron por técnicas de geoquímica orgánica con los siguientes métodos e instrumentos:

- Para la determinación del COT (% carbono orgánico total) se utilizó un instrumento LECO CS-400, versión 2.16 acoplado a un horno HF-400A.

- El Cmin (% carbono mineral) se obtuvo por el método de titulación por retroceso y gravimetría. El porcentaje de COT y Cmin también fue determinado directamente con el equipo Rock Eval 6.

- El bitumen se extrajo con un equipo Dionex AES 200. - En el proceso de desasfaltenación se siguió el protocolo de la norma ASTM-D2007-80. - Para la separación y la cuantificación SARA (saturados, aromáticos, resinas y asfaltenos) se utilizó un

equipo HPLC Waters 600. - La cromatografía de la fracción de saturados (CG-C15+) fue realizada usando un equipo HP 6890, para

determinar la distribución de n-parafinas e isoprenoides aciclícos. - La pirólisis Rock Eval fue realizada con dos modelos distintos de instrumentos, Delsi y 6 (versión

estándar) con los cuales se obtuvieron las siguientes variables: . S1 (mg HC/g roca): área bajo la curva del pirograma relativo a la cantidad de hidrocarburos libres

extraíbles, presentes en la muestra. . S2 (mg HC/g roca): área bajo la curva del pirograma relativo a los hidrocarburos producto del

craqueo térmico de compuestos > C40, resinas, asfaltenos y querógeno presentes. . S3 (mg CO2/ g roca): área bajo la curva del pirograma relativo al CO2 generado producto de la

combustión de hidrocarburos totales presentes. . IP (Índice de producción): Parámetro para evaluar la relación hidrocarburos libres en función de los

pirolizables remanentes en la potencial roca madre [S1/(S1+S2)]. . IH (Índice de hidrógeno): definido como la relación de hidrocarburos pirolizables (S2) en función de

1 g de COT [S2/(COTx100)]. . IO (Índice de oxígeno): definido como la relación CO2 generado (S3) en función de 1 g de COT

[S3/COTx100)]. (1) Análisis de geoquímica orgánica y discusiones por el Lic. Alejandro Martínez, INTEVEP.

196

Las secciones finas de las muestras de caliza fueron examinadas por el Dr. Max Furrer en 2008, quien identificó abundantes radiolarios, así como escasos fragmentos de foraminíferos mal preservados, recristalizados y no identificables (Fig. 2.6.17). La asociación faunal presente es semejante a lo observable en la Formación La Luna de Venezuela occidental.

En la “Colección Creole” conservada en el Centro de Micropaleontología “Pedro J. Bermúdez” de INTEVEP, se encuentran tres secciones finas de la muestra 151.500 colectada por NATERA (1957), las cuales también fueron revisadas por el Dr. Furrer, resultando semejantes a las muestras ya mencionadas.

Fig. 2.6.17. Microfósiles en la muestra Yumare-2. "Formación La Luna".

Escala: ancho de la fotografía 2 mm.

1. Los resultados de SARA se presentan en la Tabla 2.6.7. En las muestras hay una proporción de compuestos polares (resinas + asfaltenos) mayor al 60 %, lo cual indica que los hidrocarburos han experimentado una pérdida de las fracciones más ligeras (saturados) y solubles en agua (aromáticos de bajo peso molecular). La baja proporción del extracto puede sugerir además que las rocas no deben haber generado cantidades significativas de bitumen (TISSOT & WELTE 1984).

Tabla 2.6.7. Análisis SARA. ID % Saturados % Aromáticos % Polares % Extracto 2 11,36 13,64 75,00 0,044 3 15,56 11,11 73,33 0,045 4 21,74 13,04 65,22 0,045

%Polares = %Resinas + %Asfaltenos

2. Los cromatogramas se muestran en la Fig. 2.6.18, con los cuales se determinó la distribución de n-parafinas e isoprenoides aciclícos y otros parámetros mostrados en la Tabla 2.6.8. La relación Pristano/Fitano, inferior a la unidad parece indicar que la materia orgánica fue depositada bajo condiciones esencialmente reductoras, probablemente en ambientes marinos. Adicionalmente, el Índice Preferencial de Carbono (CPI) cercano a la unidad, y la baja relación isoprenoides/n-parafinas sugieren -pero no prueba- que el extracto es térmicamente maduro (PETERS & MOLDOWAN 1993).

197

Tabla 2.6.8. Análisis por cromatografía de gases de la distribución de n-parafinas e isoprenoides

aciclícos. ID Pristano/Fitano Pristano/C17 Fitano/C18 CPI* 2 0,762 0,665 0,521 1,049 3 0,819 0,723 0,653 1,010 4 0,915 0,780 0,577 1,016

CPI = Índice Preferencial de Carbono (por sus siglas en inglés, Carbon Preferential Index)

Fig. 2.6.18a. Cromatograma de la muestra Yumare-2.

Fig. 2.6.18b. Cromatograma de la muestra Yumare 3.

198

Fig. 2.6.18c. Cromatograma de la muestra Yumare-4.

3. Los resultados del análisis de pirólisis Rock Eval modelo Delsi y 6, aparecen en la Tabla

2.6.9. Es importante señalar que cuando hay una baja cantidad de hidrocarburos pirolizables (S2), el detector del modelo Delsi tiene como limitación el no permitir determinar el Tmax, por consiguiente sí la roca estuviera sobremadura la interpretación sobre el origen de la materia orgánica no es confiable. En contraposición, el modelo 6 presenta una mayor rampa de calentamiento (100 a 850°C) y una mayor sensibilidad (LAFARGUE et al. 1998), lo que permite determinar el Tmax aún en aquellas muestras cuya materia orgánica ha alcanzado un alto nivel de madurez (>470°C).

Tabla 2.6.9. Resultados de pirólisis RockEval

a) Versión Delsi.

El Tmax °C no fue detectado

b) Versión 6. ID COT (%) Cmin (%) Tmax S1 1 S2 1 S3 2 IP IH 3 IO 4 2 0,25 11,4 478 0,01 0,07 0,35 0,09 28 140 3 0,36 10,1 488 0,01 0,06 0,45 0,09 17 125 4 0,21 11,4 484 0,01 0,06 0,34 0,13 29 162

1: mg HC/ g roca. 2: mg CO2/ g roca. 3: mg HC/ g COT. 4: mg CO2/ g COT

4. En los resultados de ambos casos destaca el bajo contenido de COT, por ello es importante

recordar que para que una muestra sea considerada como roca madre de valor comercial, es necesario que este parámetro sea igual o mayor a 1%.

Las muestras presentan un bajo valor del índice de hidrógeno (IH), menor a 150 mg HC/g roca, cifra ésta que representa el límite inferior aceptado para que la materia orgánica sea considerada

ID COT (%) S1 1 S2 1 S3 2

2 0,16 0,04 0,00 0,29 3 0,24 0,02 0,00 0,26 4 0,34 0,02 0,00 0,15

199

de buena calidad para generar hidrocarburos líquidos. Esta observación también es apoyada por el índice de producción (IP) que está por debajo de 0,1 que marca el inicio teórico de la ventana de hidrocarburos (BEHAR et al. 2001). Por lo anterior la calidad de la materia orgánica de las muestras evaluadas es deficiente para la generación de hidrocarburos.

Otro parámetro de interés para una potencial roca madre es la madurez, la cual fue determinada a partir del Tmax, por ello los resultados presentados en la Tabla 2.6.9b y en las figuras 2.6.19 a 23, indican que la materia orgánica de las tres muestras se encuentra en una etapa sobremadura, al final de la ventana de generación de hidrocarburos. Lamentablemente el COT está por debajo de 0,8 %, que es la necesaria para aislar suficiente querógeno de la matriz mineral para poder efectuar análisis por petrografía orgánica (reflectancia de vitrinita y querógeno visual), que ayudarían notablemente a corroborar el estado de madurez determinado con la pirólisis y los demás resultados.

5. Al observar tanto los resultados de la pirólisis RockEval Delsi, como con aquellos del modelo

6 (figs. 2.6.21) sin tomar en cuenta otras consideraciones, se llega a la conclusión que el tipo de materia orgánica es terrestre. Este resultado es opuesto a lo aportado por el estudio de campo, petrográfico y paleontológico, que indica que las muestras correspònden a una facies tipo “Formación La Luna”, en consecuencia donde la materia orgánica debe ser esencialmente marina. Sin embargo, cuando es evaluado el Índice de hidrógeno (IH) en función de la temperatura de pirólisis (Fig. 2.6.18), las muestras están ubicadas por debajo de la línea de carbonización de la materia orgánica, lo cual permite afirmar que la materia orgánica fue afectada por la alta madurez. Por lo anterior, las interpretaciones que indican que sugieren un origen terrestre probablemente no sean correctas, prefiriéndose la inferencia de un origen marino basada en observaciones directas, como son los métodos petrográficos y los detalles de campo.

◊ Yumare 2 Yumare 3 Yumare 4

Fig. 2.6.19. Gráfico de potencial residual de la roca o S2 vs %COT. Identificación del tipo de

kerógeno mayoritario en las muestras. Según análisis de pirólisis Rock-Eval versión Delsi.

200

Fig. 2.6.20. Interpretaciones ambientales de las muestras de Yumare con base al gráfico Pristano/C17 vs. Fitano/C18

Fig. 2.6.21. Pirogramas de las muestras Yumare-2 (arriba) y Yumare-3 (abajo) según análisis Rock-Eval versión 6. Nótese la baja intensidad de los picos S1 y S2.

La muestra Yumare-4 muestra la misma tendencia

0,01

0,1

1

10

0,01 0,1 1 10Fitano / n C18

Pris

tano

/ n

C17

Yumare - 2

Yumare - 3

Yumare - 4

Materia

orgán

ica de

orige

n mar

ino

Mezcla

de tip

o de m

ateria

orgán

ica m

arina

-

conti

nenta

l (sub

óxico

)

Ambientes car

bonosos

Materia org

ánica

de origen

contin

ental

Biodegrad

ación

Madurez

Reductor

Oxidante

201

Fig. 2.6.22. Gráfico de potencial residual de la roca o S2 vs %COT. Identificación del tipo de kerógeno mayoritario en las muestras, según análisis de pirólisis Rock-Eval version 6.

Potencial Residual de la roca madre (S2) mg HC/g roca

CARBONO ORGÁNICO TOTAL (% p/p)

10

9

8

7

6

5

4

3

2

1

00 1 2 3 4 5

TIPO I

TIPO II

TIPO III

POTENCIAL RESIDUAL DE LA ROCA MADRE (S2) mg HC/g ROCA

CARBONO ORGÁNICO TOTAL (% p/p)

0.2

0.18

0.16

0.14

0.12

0.1

0.08

0.06

0.04

0.02

00 0.1 0.2 0.3 0.4

202

Fig. 2.6.23. Diagrama tipo Van Krevelen para evaluar el origen de la materia orgánica, con resultados de pirólisis Rock-Eval version 6.

1000

900

800

700

600

500

400

300

200

100

00 100 200 300 400 500

Índice de Hidrógeno mg HC/g TOC

Índice de oxígeno mg CO2/g TOC

Tipo I

Tipo II

MO alterada

Tipo III

30

28

26

24

22

20

18

16

14

12

10

8

6

4

2

00 50 100 150 200 250 300

ÍNDICE DE Hidrógeno mg HC/g COT

INDICE DE OXÍGENO mg O2/g TOC

203

Fig. 2.6.24. Índice de hidrógeno vs. Temperatura de pirólisis con Rock-Eval versión 6.

En resumen, las muestras de caliza negra de la "Formación La Luna" presentan actualmente un

COT promedio de 0,27 %. Tanto nuestra muestra (478° - 488°C), como otras de la misma unidad en el estado Lara, alcanzaron una alta madurez termal.

Por los métodos de geoquímica orgánica no fue posible establecer con certeza el tipo de materia orgánica presente, por lo cual se prefieren utilizar las características litológicas y petrográficas para considerar que la materia orgánica debe ser de un origen mayormente marino, como en todas las rocas de la Formación La Luna en la cuenca de Maracaibo y montañas andinas y perijaneras.

1000

900

800

700

600

500

400

300

200

100

0350 400 450 500 550 600

Índice de Hidrógeno mg HC/gCOT

I

II

III

Línea del carbón

Tipo de M.O.

204

DISCUSIONES Las rocas del Complejo Yumare está constituida por la asociación metaígnea de anortosita –

mangerita – charnockita – granito (AMCG), donde aparte de la obvia anortosita ilmenítica, tanto la mangerita como la charnockita están representadas por rocas identificadas en el campo como “gabroides” y demás máficas, donde en algunas se pueden observar relictos de ortopiroxeno, mientras que las rocas graníticas se encuentran mayormente en la forma textural de granofiro. En las condiciones actuales no se observan claramente las asociaciones de alta temperatura, pero no parece que hayan sido sobrepuestas por fases metamórficas posteriores, tanto en el Paleozoico como durante el metamorfismo regional del ciclo Caribe en la facies del esquisto verde. Mas bien, la alteración de estas rocas probablemente ocurrió en un ambiente hidratado que propició la transformación de los piroxenos originales a actinolita, con mucha cloritización y concentraciones relativamente altas de epidoto, tanto en las rocas en sí, como en vetillas junto con cuarzo o carbonato, de origen hidrotermal, ocurriendo probablemente durante su emplazamiento tectónico sobre el margen continental de Suramérica, con una intensa actividad hidrotermal y fuerte cataclasis asociada, no observándose la generación de estructuras penetrativas.

La presencia en el Complejo Yumare de anortosita ilmenítica, semejante a las rocas descritas en los macizos de Santa Marta y Santander en Colombia, permitió a BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1976) interpretar acertadamente a la unidad como de edad Precámbrico. Una muestra de este Complejo (Ya-70a, ver Tabla 2.6.1) se encuentra en proceso de datación U-Pb zircón.

Del Complejo San Quintín se carece de dataciones e información geoquímica, sin embargo

BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1976) y STEPHAN (1982) lo han interpretado como de edad Cretácico por su semejanza con algunas unidades de la misma naturaleza, incluidas en la faja de Caucagua-El Tinaco de la Cordillera de la Costa. Este Complejo ha sido afectado por una fase metamórfica de bajo grado y muestra un grado intermedio de deformación. Las volcánicas de esta unidad difieren de los diques basálticos neógenos no metamorfizados, ni deformados hallados en la quebrada Yaracuybare, a unos 15 km al norte (URBANI et al. 2012b).

El contacto entre los complejos San Quintín y Yumare esta cubierto o sumamente meteorizado no siendo posible acertar a ciencia cierta su naturaleza, pero se interpreta como un contacto de falla (ver Fig. 2.6.3). El único contacto bien expuesto corresponde a un dique de basalto toleítico sin metamorfizar que corta la anortosita (ver Fig. 2.6.7), el cual tampoco se asemeja a las volcánicas del Complejo San Quintín.

En los cerros de San Quintín y La Zurda aflora una unidad denominada Metagabro de La

Zurda, en contacto de falla con los complejos Yumare y San Quintín. Dicha unidad está afectada por metamorfismo de bajo grado (clorita). Este cuerpo de gabro al igual que otros similares de la Cordillera de la Costa, probablemente corresponda a fragmentos del proto-Caribe de edad Cretácico, como en la Ofiolita de Siquisique (BAUMGARTNER et al. 2013), el gabro de Oruza (REÁTEGUI et al. 2013) y la Ofiolita de Loma de Hierro (Baquero et al. 2013).

El Complejo San Julián sólo aflora en el cerro Salsipuedes, el más oriental de la región, está

constituido mayormente de esquisto micáceo - cuarzo - epidótico - albítico, anfibolita epidoto - barroisítica, esquisto micáceo y gneis feldespato - cuarcífero. Los datos geocronológicos (SHRIMP-RG, U-Pb, zircón) de una muestra metasedimentaria de esta unidad, aportan edades en el intervalo 1.060-855 Ma, lo cual confirma la presencia de rocas en la facies de la granulita

205

grenvillianas como fuente de sedimentos para alguno de los ciclos post-grenvillianos donde se depositó el protolito de la muestra. Los cristales de zircón con forma de pelota de fútbol probablemente reflejan una etapa de altas temperaturas, correspondientes a distintos eventos asociados a la orogénesis grenvilliana, en particular la fase Rigolet de alto grado, hace 900±30 Ma (ver detalles geocronológicos en la sección 2.9)

En el cerro de Tarana aflora el Esquisto de Aroa, compuesto de esquisto micáceo - grafitoso

con intercalaciones de mármol. Esta unidad es de protolito pelítico rico en materia orgánica. A diferencia de la zona de su localidad tipo en la Serranía de Aroa, aquí no se localizaron cuerpos de rocas metavolcánicas (mayormente piroclásticas) intercaladas con el esquisto grafitoso. La unidad probablemente se depositó en una posición de antearco pudiendo entremezclarse los sedimentos pelíticos con flujos de naturaleza volcánica.

En Tarana también aflora un cuerpo elongado de serpentinita limitado por fallas. Por otra parte

las formaciones "La Luna" y Matatere (Figs. 2.6.3 y 4) se encuentran en contacto de falla con los complejos Yumare y San Julián, en los cerros de La Zurda y Salsipuedes.

En resumen, los cuatro cerros ubicados al norte de Yumare están constituidos por escamas de

unidades de diversos orígenes y edades (Tabla 2.6.10), con una compleja combinación de rocas ígneo-metamórficas, imbricadas ya sea entre sí o con unidades sedimentarias. Esto permite interpretar que durante el Eoceno medio al iniciarse los procesos compresivos generadores de las Napas de Lara (PINDELL et al. 2005), a través de fallas de corrimiento fueron emplazados bloques de rocas ígneo-metamórficas: pre-mesozoicas de alto grado, pre-mesozoicas de medio grado, otras de bajo a muy bajo grado probablemente cretácicas, así como rocas sedimentarías del margen pasivo suramericano del Cretácico Tardío, y turbiditas depositadas en el Eoceno medio en las cuencas antepaís debido al avance de la placa Caribe.

Así, la evolución de la región continua con la exhumación de las Napas de Lara, su

peneplanación, y la generación de la cuenca falconiana, donde una amplia transgresión deposita a las formaciones Casupal y Capadare, en forma inconforme sobre los complejos Yumare, San Quintín y San Julián, como discordante sobre las formaciones La Luna y Matatere. Posteriormente, durante el Mioceno medio se inicia la inversión de la cuenca falconiana (BAQUERO et al. 2009), continuando hasta hoy día con la activación del sistema de fallas de Oca-Ancón, todo lo cual ha causado la configuración actual de gran fragmentación y rotación de bloques, correspondientes a los cuatro cerros de la región de estudio.

Actualmente la cuenca cuaternaria de Yumare-Aroa se encuentra en proceso de cierre sometida a un régimen compresivo que genera frentes inversos (AUDEMARD 1993), con vergencia sur en el borde norte y con vergencia norte en el borde sur.

Una situación estructural semejante a Yumare, es visible en los alrededores de Siquisique,

municipio Urdaneta del estado Lara, donde una unidad ofiolítica (gabro-diabasa-basalto-chert del Cretácico Tardío) se encuentra imbricada con las formaciones "La Luna" y Matatere. Allí también, estas unidades aparecen cubiertas inconforme/discordantemente por las formaciones Castillo y Capadare.

206

Tabla 2.6.10. Resumen de las características y relaciones entre de las unidades aflorantes en los distintos cerros del norte de Yumare. Las unidades se enumeran según el orden en que afloran de

norte a sur y sus nombres aparecen simplificados en cursivas. Tarana (ver Fig. 2.6.2) Cenozoico sedimentario (Casupal, Capadare, Ojo de Agua, Cuaternario) Inconformidad (sedimentario sobre metamórfico) Margen pasivo suramericano (Cretácico Tardío?). Metam. bajo grado (clorita). (filita y esquisto, Aroa) Falla Serpentinita (litósfera oceánica - sub-Mohorovich- serpentinizada) (sin nombre formal) Falla Margen pasivo suramericano (Cretácico Tardío?). Metam. bajo grado (clorita). (esquisto y mármol, Aroa) Inconformidad Cenozoico sedimentario (Capadare, Cuaternario) San Quintín (ver Fig. 2.6.3) Cenozoico sedimentario (Casupal, Capadare, Cuaternario) Inconformidad (sedimentario sobre metamórfico) Corteza continental, mayormente anortosita. Metam. alto grado (facies granulita). Neoproterozoico? (Yumare) Intrusionado por un dique de basalto (Cretácico?). Falla Volcano-sedimentarias, mayormente sedimentarias (Cretácico?). Metam. bajo grado (clorita) (San Quintín) Falla Metagabro (Cretácico?). Metamorfismo de bajo grado (clorita) Falla Volcano-sedimentarias, mayormente volcánicas (Cretácico?). Metam. bajo grado (clorita) (San Quintín) Inconformidad Cenozoico sedimentario (Capadare, Cuaternario) La Zurda (ver Fig. 2.6.3 y 4) Cenozoico sedimentario (Casupal, Capadare, Cuaternario) Inconformidad (sedimentario sobre metamórfico) Corteza continental, mayormente charnockita. Metam. alto grado (facies granulita). Neoproterozoico? (Yumare) Falla Margen pasivo suramericano. No metamorfizado (Cretácico Tardío) (La Luna) Falla Corteza continental, mayormente charnockita. Metam. alto grado (facies granulita). Neoproterozoico? (Yumare) Falla Metagabro (Cretácico?). Metamorfismo de bajo grado (clorita) (La Zurda) Falla Corteza continental, mayormente charnockita. Metam. alto grado (facies granulita). Neoproterozoico? (Yumare) Inconformidad Cenozoico sedimentario (Cuaternario) Salsipuedes (ver Fig. 2.6.4) Cenozoico sedimentario (Casupal) Discordancia angular abrupta Turbiditas (Eoceno medio) (Matatere) Falla Corteza continental. Metam. de medio grado (facies anfibolita-epidótica o anfibolita) (San Julián) Inconformidad (sedimentario sobre metamórfico) Cenozoico sedimentario (Capadare, Cuaternario)

207

2.7 LOS DIQUES DE BASALTO DE YARACUYBARE (1)

Resumen

En el centro de la cuenca falconiana son muy conocidos los cuerpos de basalto de edad oligo-miocena que penetran la Formación El Paraíso. En estas notas se describe otra zona de actividad magmática intraplaca, que comprende varios diques de basalto que intruyen a la Formación Cerro Misión del Eoceno medio-tardío, ubicados en la quebrada Yaracuybare, a unos 20 km al ONO de Tucacas. La roca corresponde a basalto alcalino, con minerales primarios como plagioclasa, olivino y clinopiroxeno, todos muy alterados hidrotermal o diagenéticamente, de manera que gran parte de la roca esta carbonatizada y cloritizada. Estas rocas son las ígneas terciarias más orientales del estado Falcón. Al igual que en el caso de Falcón central, se interpreta que estas rocas fueron intruidas durante un corto evento extensional, pero entre el Eoceno tardío - Oligoceno temprano, que produjo un notable adelgazamiento cortical que permitió la penetración del magma de origen mantélico, que atraviesa un bloque alóctono, Terreno Falconia, que comprende un basamento de afinidad grenvilliana, cubierto por napas mesozoicas y sedimentos terciarios. El mapa de anomalía de Bouger aquí presentado sugiere que la zona de adelgazamiento cortical también abarcó a la parte occidental del Golfo Triste, lo cual explica la ubicación de los diques.

Abstract

In Central Falcon some well known basalt bodies intrude El Paraiso and Pecaya formations of Oligo-Miocene age (Fig. 2.7.1). In this paper we describe a different zone of within plate magmatic activity, which comprises four small dykes ranging from 65 to 210 cm thick (Figs. 2.7.3 and 5) that intrude the Late Eocene Cerro Mission Formation, located in the Yaracuybare creek about 20 km WNW of Tucacas (Fig. 2.7.2). The rocks are alkali basalts with amigdaloid texture, with original primary minerals such as plagioclase, olivine, and clinopyroxene, all highly altered hydrothermally or diagenetically, so that much of the rock is carbonatized and choritized. The effects of the intrusive contact is visible only in one dike in which the clay of the Cerro Misión Formation has been hardened and has a splintery texture (Fig. 2.7.4). Using the chemical composition of the dikes a comparison has been made with volcanics bodies of Central Falcón and the basalts of the Siquisique Ophiolite finding out that the three groups appear distinctly and separated but in the case of Yaracuybare such behavior has to be taken with caution due to its higher degree of hydrothermal mineral transformations. The Bourger anomaly map hereby presented shows two lobules with values between 10 and 50 miligals (Fig. 2.7.12) that fit with the location of the igneous bodies, as Central Falcon plugs and Yaracuybare, reinforces the idea that the crustal thinning probably as a two steps process also affected both regions in central and southeastern Falcón State thus explaining the location of these dykes.

In Central Falcon the Ar-Ar ages range between 22 and 14 Ma, the first set were chimneys and plugs with numerous cortical and mantle xenoliths, following more transitional lavas, ending with the more voluminous bodies of massive tholeitic basalts. In the case of Yaracuybare due to its alkali composition it is interpreted that it could be older than 24 Ma since the rocks are more subsaturated in silica, so that extension with subsequent crustal thinning could have started as a first stage in the SE corner of the Falcón region (see the gravimetric lobule in Fig. 2.7.12),

(1) En colaboración con Sebastián Grande, Marvin Baquero, David Mendi, Luís Camposano, Herbert Fournier, Ivan Baritto y Nuris Orihuela.

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and advancing as a second phase in central Falcón. Therefore the Yaracuybare dykes are interpreted to have been intruded during a late Oligocene to early Miocene extensional period.In both cases, central Falcón and Yaracuybare have a geochemical signature of intraplate affinity in conditions of continental rifting, which did not advance enough as to create oceanic crust due to the basin inversion event that started in middle Miocene.

The Yaracuybare dikes are the easternmost igneous rocks known in the Tertiary Falcón Basin only exposed in a geological window below the unconformity with a late Oligocene – early Miocene carbonate sedimentary cover.

The whole geological history can be summarized with a first stage (Paleocene-middle Eocene) in which the SE compression of the Island Arc terranes to the NW corner of the South American continent, generate the nappe piling event called the “Lara nappes” that mix units of different ages and nature. A subsequent extensional collapse process started in late Eocene-early Oligocene in SE Falcón allowed the depositing the Cerro Misión Formation. Shortly after, probably between 26 to 24 Ma the unit is intruded by the alkali basalt dikes of Yaracuybare of intraplate affinity, originated by mantle partial melting of <10% generated by adiabatic decompression. Due to the very small size of the bodies and their rapid cooling also evidenced by the interstitial texture of the lavas they have produced very slight contact effects. By middle Oligocene – early Miocene more extension and crustal thinning migrates to the central part of Falcón, depositing the formations Pecaya and Pedregal, later on also intruded by larger basaltic bodies.

INTRODUCCIÓN Desde los años 1920s, los geólogos petroleros reconocieron en la parte central de la cuenca de

Falcón (Fig. 2.7.1), la presencia de cuerpos ígneos intrusivos en las hoy denominadas formaciones El Paraíso y Pecaya (Oligoceno medio a Mioceno temprano) (e.g.: KUGLER 1929, KEHRER 1930, BRUEREN 1949). En décadas más recientes éstos cuerpos son estudiados más detalladamente para conocer su naturaleza y encontrar una explicación geodinámica de su presencia (MUESSIG 1978, 1979, 1984, MCMAHON 2000, ESCORIHUELA & RONDÓN 2002, GRANDE 2005, 2009, BAQUERO 2014). Hoy día se conoce que estos intrusivos fueron originados entre 23 a 15,4 Ma (MUESSIG 1978, 1979, 1984, MCMAHON 2000, BAQUERO 2014), cuando la región estuvo sometida a un evento extensivo que originó un adelgazamiento cortical (MUESSIG 1978, 1979, 1984, GRANDE 2005, BEZADA et al. 2008, BAQUERO et al. 2009, 2010, BASTOS et al. 2010), que a su vez favoreció la generación de magmas máficos en el manto superior, los cuales atravesaron la corteza continental penetrando en forma de diatremas y mantos a las rocas terciarias. De hecho, en algunos de esos cuerpos intrusivos como en el cerro Atravesado, se encuentra una gran cantidad y variedad de xenolitos, tanto de peridotitas mantelares serpentinizadas como otros procedentes de la corteza continental metamórfica de alto grado (granulita máfica, anortosita y rocas calco-silicatadas) e inclusive de la secuencia sedimentaria cretácica (GRANDE 2005, 2007, 2008, 2009, GRANDE & URBANI 2009, GRANDE et al. 2006, 2007).

En una situación parcialmente semejante a la anterior, se encuentran algunos diques de basalto

intrusivos en la Formación Cerro Misión del Eoceno medio-tardío, que afloran en la quebrada Yaracuybare, localizada a 5,5 km al oeste del pueblo de Sanare, a su vez situado a una decena de kilómetros al oeste de Tucacas y de Chichiriviche, en el estado Falcón (Fig. 2.7.2), que son el objeto de esta nota. Estos son los cuerpos intrusivos más orientales de la cuenca de Falcón y

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fueron reconocidos por NATERA (1957), para luego ser redescubiertos por personal del Ministerio de Minas e Hidrocarburos a principios de la década de los años 1970s, en las actividades de exploración de depósitos de fosfatos en las calizas de la Formación Capadare del Mioceno medio-tardío de Falcón suroriental. La presencia de estos diques fue reportada por GONZÁLEZ (1979) y CAMACHO & MIJARES (1989), quienes los clasifican como andesita.

En los años 2001, 2005 y 2012 personal de la UCV visitó la localidad de Yaracuybare y

realizaron un levantamiento de la zona, colectando muestras que luego fueron analizadas petrográfica y químicamente por FOURNIER et al. (2004) y CAMPOSANO et al. (2006), quienes las clasifican como leucobasalto. Personal de la Universidad Simón Bolívar también colectó muestras para estudios de paleomagnetismo, pero desconocemos si los resultados han sido divulgados.

Adicionalmente, en la sección de la Formación Cerro Misión perforada por el pozo exploratorio

EGT-3, se conoce una roca subvolcánica intrusiva entre 4.081,3 a 4.090,4 m de profundidad. Este pozo está ubicado a unos 14 km costa afuera, al ESE de la población de Chichiriviche (BAQUERO et al. 2010).

El objetivo de este trabajo es integrar todo lo conocido sobre los diques de Yaracuybare, en

cuanto a sus aspectos de campo, petrográficos y geoquímicos, compararlos con los cuerpos intrusivos de Falcón central y de la Ofiolita de Siquisique, para finalmente presentar interpretaciones sobre su probable origen.

ANTECEDENTES GEOLÓGICOS En la región de Chichiriviche y Tucacas son muy visibles los grandes acantilados de caliza

masiva fosilífera de la Formación Capadare. La quebrada Yaracuybare tiene sus cabeceras dentro de dicha Formación, generando un valle lo suficientemente profundo como para exponer una ventana geológica, donde afloran las rocas infrayacentes de la Formación Cerro Misión del Eoceno medio-tardío y de la Formación Casupal del Oligo-Mioceno, ambas en contacto de falla normal entre sí. Por encima de ambas, yace discordantemente la Formación Capadare del Mioceno medio-tardío (Fig. 2.7.2).

Entre las rocas más antiguas de la cuenca falconiana reportadas en superficie en Falcón

suroriental, se encuentra la Formación Cerro Misión, que sólo aflora en dos cuerpos relativamente pequeños: en la quebrada Yaracuybare y en una pequeña quebrada que drena hacia el norte de Cerro Misión, a 20 km al oeste del anterior, que corresponde a la localidad tipo (NATERA 1957, hoja C-6-A). La unidad también se ha encontrado en el subsuelo en diversos pozos perforados al sureste del estado Falcón, entre ellos Riecito-1, TOC-1S, EGT-1, EGT-2A y EGT-3, los tres últimos ubicados costa afuera en el Golfo Triste (BASTOS et al. 2010). La descripción de la unidad fue publicada por primera vez por SENN (1935), pero ya había sido estudiada previamente por los geólogos de la empresa North Venezuelan Petroleum (e.g.: KUGLER 1929). La Formación Cerro Misión se caracteriza por una sucesión probablemente superior a 400 m de espesor, de lutita marina de color gris a negra, carbonática, muy rica en foraminíferos pláncticos. HUNTER (1972) considera que la Formación Cerro Misión fue depositada discordantemente por encima de una secuencia flysch del Eoceno medio. Más recientemente, en la zona de Yumare, ubicada a 15 km al sur de Cerro Misión, se ha cartografiado la Formación Matatere precisamente una unidad flysch del Eoceno medio (URBANI

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et al. 2006), que potencialmente podría ser la unidad turbidítica infrayacente a la Formación Cerro Misión que menciona HUNTER (1972). Adicionalmente, JAIMES (2008) describe un pequeño cuerpo de caliza del Eoceno con abundantes ejemplares del género Nummulites, ubicado al sur de Yumare entre los poblados de Tesorero y Carabobo, estado Yaracuy.

Fig. 2.7.1. Mapa geológico de la región limítrofe entre los estados Falcón, Lara y Yaracuy. El

recuadro ubica la zona de estudio detallada en la Fig. 2.7. 2. Simplificado de HACKLEY et al. (2005).

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Fig. 2.7.2. Mapa geológico de la zona de Sanare - Yaracuybare, municipio Silva, estado

Falcón. Hoja 6548-IV-SO, coordenadas UTM (19, Canoas). Simplificado de NATERA (1957).

RESULTADOS Aspectos de campo En la quebrada Yaracuybare se encontraron cuatro diques que intruyen la lutita de la Formación

Cerro Misión. Esto ocurre en los dos sitios identificados con las letras A y B (Fig. 2.7.2), separados unos 180 m entre sí. En el sitio A (muestras Y1 a Y3, Fig. 2.7.3) se observan tres diques que resaltan en la quebrada, pero sólo en el Dique 2 se observa el contacto con la roca caja lutítica (Fig. 2.7.4). Los cuerpos son tabulares con las siguientes direcciones y espesores: Dique 1: N53E 90, 104 cm; Dique 2: N70E 80S, 65 cm; Dique 3: N50E 66S, 105 cm. La roca sedimentaria en su contacto con la ígnea aparece de grano sensiblemente más fino, de color negro y de aspecto pizarroso y astilloso; el ancho total de este material alterado termalmente por efecto del dique no se pudo verificar, ya que se presenta muy removido por su fragilidad, pero no parece ser mayor a unos 20 cm (Fig. 2.7.5). En el sitio B, el Dique 4 presenta un rumbo de N75E 80N y tiene 210 cm de espesor (Fig. 2.7.6).

Petrografía Las muestras estudiadas (Tabla 2.7.1) corresponden a basalto alcalino originalmente

olivinífero, con textura amigdaloidal, que han sufrido una fuerte carbonatación que ha afectado notablemente a la matriz y a los fenocristales que estuvieron embebidos en ella. La matriz, originalmente hipocristalina y con textura intersticial, muestra microlitos de plagioclasa de hábito listoneado, bastante preservados, que dejan parches cloríticos provenientes de vidrio máfico desvitrificado con geometría bastamente poligonal a triangular. En la matriz también se observan abundantes microlitos de aspecto redondeado de posibles cristales de clinopiroxeno ya cloritizados y algunos de titanita/leucoxeno asociados a ellos. Las amígdalas muestran una estructura a veces concéntrica, con núcleos ricos en carbonato, rodeados por zonas periféricas en las que abundan cristales prismáticos oxidados de epidoto embebidos en carbonato. Los fenocristales de olivino ahora alterados son los más abundantes en todas las muestras, siendo particularmente numerosos y bien desarrollados en la sección Y1, donde alcanzan un porcentaje modal de 6% y diámetros de hasta 3 mm.

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Fig. 2.7.3. Diques de basalto de Yaracuybare, localidad A. Arriba: Dique 1 visto en dirección aguas abajo de la quebrada. Abajo: Dique 2 en vista aguas arriba.

Los huecos corresponden a muestras extraídas para fines de estudios de paleomagnetismo por personal de la Universidad Simón Bolívar.

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Fig. 2.7.4. Dique 2 de Yaracuybare. Arriba: Se observa el basalto en contacto con la lutita de la Formación Cerro Misión, la cual ha sufrido efectos termales (esta muestra de lutita fue analizada por DRX, ver resultados en la Tabla 2.7.1, Y2a. Una vista bajo microscopio se presenta en la Fig. 2.7.6). Abajo: Otro detalle del contacto con fragmentos de la lutita

incorporados dentro del basalto.

Basalto Lutita

BasaltoLutita

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Fig. 2.7.5. Dique 4 de Yaracuybare, en la localidad B.

A menudo se observa una zonación reliquia en el olivino carbonatizado, siendo el carbonato de

las zonas más externas más rico en Fe, de color parduzco, mientras que el de las zonas internas es pobre en Fe, y casi incoloro. Otros fenocristales alterados, fuertemente cloritizados pudieran ser de clinopiroxeno, en ellos se observa zonación reliquia con numerosos cristalitos periféricos apiñados y trenecillos de titanita, que evidencian que ese clinopiroxeno era rico en Ti, como corresponde a los clinopiroxenos de rocas alcalinas. La Tabla 2.7.1 muestra la mineralogía de estas rocas, separando los tres componentes que las integran, es decir, fenocristales, matriz y amígdalas.

La sección Y2a abarca exactamente el contacto entre el dique basáltico (Y2) con la roca pelítica

de la Formación Cerro Misión. Se nota en la sección un claro contacto intrusivo (Fig. 2.7.6), donde la estratificación de la Formación, compuesta por partes de una capa de lutita negra y otra de limolita cuarzosa, está cortada por el dique basáltico, en un ángulo de casi 80°. El efecto de contacto que produjo este dique de tan poco espesor (65 cm), se limita a una zona cloritizada de color verde claro, cruzada por vetillas de carbonato en el contacto, seguida por una zona un poco

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más oscura hacia adentro; ambas zonas abarcan apenas 1 mm de espesor, y al finalizar la zona oscurecida se halla la roca basáltica del Y2 sin mayores cambios, excepto por la ya mencionada cloritización de la matriz y el clinopiroxeno y la total carbonatación de los fenocristales de olivino, que claramente fueron efectos posteriores a su solidificación.

La descripción de estas rocas sigue a continuación: Matriz: es hipocristalina afanítica, formada casi en una tercera parte por vidrio ahora

cloritizado que ocupa intersticios de forma triangular (Fig. 2.7.7) a poligonal entre microlitos listoneados a aciculares de plagioclasa, por lo tanto exhibe una clara textura intersticial, característica de rocas volcánicas que han tenido un rápido enfriamiento. También se observan dispersos en la matriz cristalitos de posible clinopiroxeno asociado a titanita-leucoxeno, pero son muy pequeños y difíciles de observar. En parte, la matriz cloritizada ha sido sustituida por parches de carbonato, siendo este efecto muy notable en las muestras Y3 y Y4. Sin embargo, la plagioclasa casi no muestra alteración y tampoco se observa un claro maclado, aunque en algunos casos se observa una zonación incipiente. En este tipo de roca la plagioclasa tiende a ser más sódica que en los basaltos tholeíticos, de modo que puede tratarse de oligoclasa-andesina y no de labradorita, lo que pudiera explicar su poco o nula alteración. Algunos cristales muestran un maclado muy difuso, donde las lamelas de macla muestran una extinción casi paralela, evidenciado así que pudiera tratarse de oligoclasa (An16-20).

Fenocristales: Olivino (carbonatado): euhedral a subhedral, exhibe un hábito prismático característico

con terminaciones dómicas, típicas del sistema ortorrómbico. Se presenta como agregados de cristales constituyendo una textura glomeroporfídica, ahora totalmente carbonatizados (Figura 8). En algunos casos, sobre todo en la muestra Y1, la alteración a carbonato evidencia lo que fue una zonación normal, o quizás oscilatoria, en los cristales de olivino precursores, con las partes centrales sustituidas por carbonato casi incoloro, rodeadas por bandas externas de carbonato de aspecto parduzco, más rico en Fe. Ésto refleja una típica zonación que ocurre en basalto alcalino-olivinífero, donde el olivino está en equilibrio con un líquido residual subsaturado en sílice y los cristales muestran núcleos ricos en forsterita (Mg) y bordes ricos en fayalita (Fe), característica distintiva de estos basaltos alcalinos. En algunos raros casos, en Y1 se observa una ulterior alteración de las partes más internas de los fenocristales a clorita, pero en general la alteración que muestra este mineral es principalmente carbonática.

Clinopiroxeno (cloritizado): euhedral, de hábito prismático monoclínico característico,

terminado en un pinacoide inclinado, con secciones basales de aspecto poligonal, generalmente de seis a ocho lados. Los cristales están totalmente cloritizados (Fig. 2.7.7) y presentan en su interior trenecillos de microlitos de titanita, que evidencian que el mineral precursor pudo ser una Ti-augita, especie ésta común en basaltos alcalinos. En muchos casos los microlitos de titanita se apiñan formando una especie de aureola periférica, que podría indicar que los cristales previos estaban zonados, siendo sus bordes más ricos en Ti que sus partes interiores: augita a Ti-augita. En la muestra Y2 los pseudomorfos de olivino y clinopiroxeno están casi en contacto; sin embargo, los primeros están alterados a carbonato, mientras que los segundos están alterados a clorita y titanita, evidenciándose así que se trataba de dos minerales diferentes, que fueron alterados de modo muy distinto.

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Fig. 2.7.6. Fotomicrografía del contacto intrusivo entre el basalto (a la izquierda), con dos capas de la Formación Cerro Misión, una de lutita carbonosa oscura (en la parte superior

derecha), y otra de limolita cuarzosa (en la parte inferior derecha). Muestra Y2b del Dique 2. Nícoles paralelos (SN). Ancho de la imagen: 3 mm

Fig. 2.7.7. Parches triangulares a poligonales de vidrio máfico cloritizado en la matriz, evidenciando una textura intersticial. Muestra Y2. PP. Ancho de la imagen: 1 mm

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Fig. 2.7.8. Pseudomorfos de clinopiroxeno y olivino. El olivino se altera preferentemente a carbonatos, mientras que el clinopiroxeno lo hace principalmente a clorita. Se evidencia también la fuerte cloritización y carbonatización de la matriz. Muestra Y2. Nícoles cruzados (NX). Ancho

de la imagen: 1,5 mm. ¿Feldespatoides? (carbonatados): algunos parches de carbonato incoloro, con bastas

formas prismáticas a poligonales parecieran representar pseudomorfos de posible nefelina, noseana o analcima. Sin embargo esto es altamente especulativo, ya que no ha quedado rastro alguno de los minerales precursores.

Amígdalas: tienen forma elipsoidal a esférica, con 1-3 mm de diámetro promedio. A veces

tienen una clara estructura concéntrica, partes centrales de carbonato espático, rodeadas por una zona donde se concentra una gran cantidad de cristalitos entrecruzados a algo abanicados de epídoto (Fig. 2.7.9), fuertemente oxidados o cloritizados, con hábito prismático alargado típico. El tamaño de grano de los cristalitos de epidoto, en las amígdalas, es al menos dos a tres veces mayor que el tamaño de grano de los cristalitos de plagioclasa de la matriz que las rodea, por lo cual las amígdalas muestran un fuerte contraste con la roca volcánica.

A partir de esta información petrográfica, se interpreta que estas rocas corresponden a basaltos

alcalinos, posiblemente a los tipos hawaita o mugearita, y no a leucobasalto o andesita, como fueron descritas anteriormente (CAMACHO & MIJARES 1989, CAMPOSANO et al. 2006).

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Tabla 2.7.1. Composición química y mineralógica de las muestras de Yaracuybare.

Componentes mayoritarios ID SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 Y1 49,51 0,405 17,74 8,36 0,13 7,88 7,71 2,99 0,69 0,29 Y2 46,84 0,334 13,86 10,03 0,14 15,88 8,24 2,05 <0,1 0,21 Y3 49,80 0,401 21,68 8,06 0,20 5,44 11,71 0,60 <0,1 0,27 Y4 47,81 0,346 14,09 10,74 0,16 13,14 8,94 1,44 <0,1 0,19

Elementos trazas ID Ba Co Cu Cr Pb Rb Sr Th V Y Zn Zr Nb Y1 96 29 3 122 22 18 137 8 362 28 29 22 32 Y2 97 45 n.d. 317 21 n.d. 129 6 621 27 29 18 27 Y3 n.d. 31 47 236 23 n.d. 89 9 473 27 31 21 27 Y4 37 53 41 307 22 n.d. 83 3 671 26 30 15 25

Petrografía (composición mineralógica y textural) Matriz Fenocristales Tot.

# Crb Chl (vidrio)

Chl+Ttn (Cpx) Pl Crb

(ol)* Chl+Ttn

(Cpx) Matriz Fen. Amíg.^

Y1 4 31 17 32 6 1 84 7 13 Y2 16 18 14 30 5 6 78 11 11 Y3 23 17 20 36 3 1 96 4 - Y4 33 27 16 19 - 2 95 2 3

Y2b 18 24 18 30 7 1 90 8 2 *: algunos pseudomorfos carbonatados pudieran ser de feldespatoides totalmente alterados. ^: Cal:Ep 2:1

Mineralogía de arcilla (roca total). Lutita de la Formación Cerro Misión tomada a 5 cm del dique. ID Cuarzo Arcilla Plag. Siderita

Y2a´ 16 77 5 2 Y2a´´ 31 53 16 -

Mineralogía de arcilla (fracción <2 micras) ID Clorita Illita I/S %I in I/S Tipo de I/S

Y2a´ 14 48 38 80 Ordenado Y2a´´ 21 24 55 80 Ordenado

Las muestras Y1 a Y3 proceden de la localidad A y la Y4 de la B, ambas ubicadas en la Fig. 2.7.2.

Métodos analíticos: Los análisis químicos por el método de fluorescencia de rayos X con dispersión por energía (Herbert Fournier con la metodología de MARTÍNEZ & CAMPOSANO 2004) y por longitud de onda (INGEOMIN, Ivan Baritto, com. pers.). La identificación de arcillas se realizó por difracción de rayos X (DRX) siguiendo las técnicas

de FOURNIER (2001). Mineralogía de arcilla Una muestra de la lutita de la Formación Cerro Misión, con claros indicios visuales de

recristalización por el efecto termal de contacto producto de la intrusión ígnea (cambios de textura y color, ver Fig. 2.7.5), fue analizada por difracción de rayos X tanto en roca total, como en la fracción <2 µm (Tabla 2.7.1). Los resultados indican que la muestra está constituida por cuarzo, plagioclasa, siderita, clorita, illita (I) y el mineral interestratificado (ordenado) illita/esmectita (I/S). Este último mineral con un % I de 80% es propio de la fase denominada

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rectorita. De acuerdo con HOFFMAN & HOWER (1979) la interestratificación correspondiente a un intervalo 60-80% de I en el mineral I/S representa cambios estructurales correspondientes a un intervalo de 100 a 175ºC. Por supuesto que esta temperatura es considerablemente inferior a la temperatura aceptada para la cristalización de basalto (1000 a 1200ºC), pero debido a las pequeñas dimensiones y poco espesor de los diques (lo cual implica poca capacidad calórica para producir cambios más visibles y extensos), así como también por la petrografía; se puede inferir que el enfriamiento de los diques y la deshidratación de la roca caja fue considerablemente rápida.

Fig. 2.7.9. Amígdala rellena de calcita con bordes ricos en cristales alargados de epídoto. Muestra Y1, NX. Ancho de la imagen: 1 mm.

Geoquímica Los resultados químicos de Yaracuybare (Tabla 2.7.1) se han representado en diagramas de

clasificación y discriminación de ambientes tectónicos según diversos autores (programa GeoPlot de ZHOU & LI 2005 y referencias individuales allí contenidas), con los cuales se tienen los siguientes resultados: 1) En el gráfico (Na2O+K2O) vs SiO2 las muestras se clasifican como basalto. 2) Con el gráfico de elementos inmóviles Ti vs Zr se clasifican como basalto toleítico de bajo potasio. 3) En los diagramas de MgO, FeO y álcalis (Na2O+K2O), también con datos de Ti y Cr, así como en el gráfico de TiO2 vs Zr/(P205*104) aparecen clasificados en los campos de basalto toleítico. 3) Al graficar Y vs Cr las muestras se ubican en el campo de basalto intraplaca. 5) Utilizando el gráfico Zr vs Zr/Y aparecen como de arco volcánico y arco oceánico, respectivamente. 6) En la representación Nb/Y vs Zr/(P205*104) las muestras corresponden al campo del basalto alcalino continental (Figura 10). Por otra parte, en los diagramas de Harker donde se representa tanto a SiO2 como al TiO2, contra otros componentes mayoritarios, las muestras de Yaracuybare se separan bastante de aquellas de Falcón Central (con datos de MCMAHON 2000, ESCORIHUELA & RONDÓN 2002 y BAQUERO 2014).

220

En un intento de comparar las muestras de Yaracuybare (Tabla 2.7.1), con otras de basalto (45% < SiO2 < 52%) aflorantes en Falcón y Lara, se recopilaron los análisis químicos de otros autores, a saber: de la Ofiolita de Siquisique, una muestra de la localidad de Las Llanaditas (datos de BAQUERO 2014) y cinco muestras de Los Algodones (KERR et al. 2008) y 14 de los cuerpos intrusivos de Falcón central (ESCORIHUELA & RONDÓN 2002). Los valores promedio de estos datos pueden verse en la Tabla 2.7.2 y la ubicación regional de las localidades aparece en la Fig. 2.7.1. Con estos resultados geoquímicos se elaboró un dendrograma (Fig. 2.7.11), en el cual se observa que las muestras de la Ofiolita de Siquisique, Yaracuybare y Falcón central aparecen como agrupaciones separadas, pero estos resultados hay que tomarlos con cautela dado el mayor grado de transformaciones hidrotermales sin- y/o post-intrusivas de Yaracuybare, en comparación a las otras localidades.

Otro aspecto que refleja el dendrograma, es que en Falcón Central las rocas basálticas (con

SiO2 entre 45 y 52%) forman al menos dos poblaciones diferentes. Pero al examinar los datos químicos y petrográficos originales de ESCORIHUELA & RONDÓN (2002), con un intervalo más amplio de SiO2, se estima que ocurrieron al menos tres o cuatro pulsos magmáticos menores con distintas características químicas. De hecho cada localidad tiene sus propias características, desde rocas de serie peralcalina-máfica, como cerro Atravesado (tefrita-basanita); basalto alcalino sódico (hawaita y mugearita, como en Las Guarabitas); en el cerro Paraguachoa hay rocas de tendencia potásica que podrían corresponder a tristanita; los cuerpos de Manaure y Agachiche, más orientales y de mayor tamaño, parecen ser toleítas y no tienen xenolitos de ningún tipo, a diferencia de los cuerpos alcalinos situados más al sur y al oeste (GRANDE 2005, 2009).

Fig. 2.7.10. Rocas ígneas de Falcón en el diagrama de FLOYD & WINCHESTER (1975).

221

Fig. 2.7.11. Dendrograma realizado utilizando la composición química de rocas basálticas de los estados Falcón y Lara (Tabla 2). Realizado con el método del vecino más lejano y distancia euclidiana al cuadrado. Muestras = Y1 a Y4: diques de Yaracuybare, L1: Ofiolita de Siquisique en Las Llanaditas, S1 a S5: Ofiolita de Siquisique en Los Algodones y FC1 a FC24: instrusivos

de Falcón central (FC9 a FC15 corresponden al cuerpo de El Sol).

Tabla 2.7.2. Composición química de muestras de basalto (45%<SiO2<51%) de Falcón y Lara.

Yaracuybare (n=4) Siquisique (n=6) Falcón central (n=14) ID Pro. D.E. Mín. Máx. Pro. D.E. Mín. Máx. Pro. D.E. Mín. Máx.

SiO2 48,49 1,41 46,84 49,80 49,41 0,86 48,23 50,53 47,10 1,44 45,23 49,87TiO2 0,37 0,04 0,33 0,41 1,60 0,39 1,07 2,21 1,61 0,28 1,27 2,11 Al2O3 16,84 3,68 13,86 21,68 14,22 0,59 13,51 15,24 15,89 0,86 14,16 18,18Fe2O3t 9,30 1,29 8,06 10,74 12,30 1,79 10,15 15,01 8,32 0,75 6,44 9,56 MnO 0,16 0,03 0,13 0,20 0,20 0,02 0,18 0,23 0,13 0,01 0,10 0,16 MgO 10,59 4,77 5,44 15,88 6,91 1,48 4,17 8,16 7,34 2,07 1,90 9,72 CaO 9,15 1,78 7,71 11,71 9,04 1,16 6,84 10,07 7,31 1,53 5,17 10,36Na2O 1,77 1,01 0,60 2,99 3,46 0,78 2,93 4,99 3,96 1,15 2,14 5,98 K2O 0,25 0,30 0,10 0,69 0,28 0,10 0,16 0,42 1,60 1,10 0,17 4,29 P2O5 0,24 0,05 0,19 0,29 0,16 0,02 0,14 0,19 0,41 0,15 0,26 0,70 Ba 58 48 0 97 174 62 97 278 2029 2302 127 7800 Co 40 11 29 53 43 5 35 50 33 7 12 41 Cr 246 90 122 317 234 103 125 339 267 125 0 471 Rb 5 0 18 5 2 2 7 21 12 3 38 Sr 110 27 83 137 213 35 154 239 665 236 182 906 V 532 141 362 671 325 48 265 384 198 35 102 250 Y 27 1 26 28 35 9 23 48 22 3 18 27 Zr 19 3 15 22 108 25 67 141 166 71 106 327 Nb 28 3 25 32 4 1 2 5 33 21 18 84

Pro.: promedio, D.E.: desviación estándar, Mín.: mínimo, Máx.: máximo, n: número de muestras. Procedencia de los análisis: Diques de Yaracuybare (ver Tabla 2.7.1), Ofiolita de Siquisique en Los Algodones

(KERR et al. 2008) y cuerpos de Falcón central (ESCORIHUELA & RONDÓN 2002).

Dis

tanc

e

0

30

60

90

120

150

180

Y1

Y2

Y3

Y4

S1

S2

S3

S4

S5L1

FC1

FC6

FC7

FC9

FC10

FC11

FC12

FC15

FC20

FC21

FC22

FC23

FC24

FC25

222

Gravimetría satelital En el mapa de anomalías de Bouguer de Venezuela noroccidental basado en datos satelitales

(ORIHUELA et al. 2012) (Fig. 2.7.12), para Falcón centro-oriental se visualiza una zona con valores entre 10 y 50 miligals, con forma de dos lóbulos que coinciden con la ubicación de los cuerpos ígneos, tanto de Falcón Central como de Yaracuybare. Estas zonas representan la configuración cortical actual de probablemente dos eventos de adelgazamiento cortical ocurridos entre el Eoceno medio y el Mioceno temprano. Este arreglo apoya la interpretación que tanto los cuerpos de basalto de Falcón central, como los de Yaracuybare, se formaron a partir de un magmatismo generado por la decompresión del manto superior, debido a dichas fases de extensión cortical.

Fig. 2.7.12. Fragmento del mapa de anomalías de Bouguer de Venezuela noroccidental con datos satelitales (adaptado de ORIHUELA et al. 2011). Escala en miligales. La línea punteada delimita la zona con valores >10 miligales, en colores rojos. Se ubican los cuerpos ígneos de

Falcón Central, Yaracuybare y los pozos EGT-3 y TOC-1S.

223

DISCUSIONES Según las dataciones radimétricas por el método Ar-Ar efectuadas por MCMAHON (2000), el

volcanismo intraplaca de la cuenca central de Falcón tuvo una duración de unos 8 Ma, aproximadamente entre 22 y 14 Ma. La autora sugiere que las primeras extrusiones fueron basanítico/tefríticas, en forma de chimeneas de brecha repletas de xenolitos mantelares y corticales, como es el caso del cerro Atravesado (GRANDE 2007, 2008, 2009) y de los cerros Pascual y Redondo (BRUEREN 1949, MCMAHON 2000, ESCORIHUELA & RONDÓN 2002). Estas extrusiones prácticamente diatrémicas fueron seguidas por lavas de carácter transicional, como el manto de Las Guarabitas y los cerros Ciénaga, El Sol, Mataire y otros cuerpos adyacentes. Al final de la extensión de la cuenca, justo antes de comenzar su inversión y drenaje, lavas toleíticas masivas y afíricas formaron los cuerpos de mayor extensión en la parte NE de la cuenca, como los cerros Agachiche y Manaure, cuya edad es de unos 15-14 Ma.

La gran cantidad de fenocristales euhedrales de olivino en los basaltos de Yaracuybare, hace

que sea muy poco probable que estas lavas pueden pertenecer a los primeros eventos volcánicos antes mencionados, permitiendo interpretar que probablemente ser anteriores a 24 Ma pues son más subsaturadas en sílice que la basanita/tefrita del cerro Atravesado, que sólo muestra escasos cristales de olivino alterados. De este modo que la extensión que generó la cuenca falconiana, probablemente comenzó a actuar en la zona de Yaracuybare, en el extremo SE y luego fue seguida en la zona del actual Falcón central, permitiendo generar allí un conjunto de cuerpos subvolcánicos diatrémicos, desde cerro Atravesado-Garrapata a cerro Redondo en el extremo SO de la misma, que a su vez prosiguió con cuerpos de series transicionales en forma de mantos o “plugs”, seguidos por intrusiones y “plugs” más grandes de lavas toleíticas en el extremo NE. Sólo las chimeneas de brecha de los cerros Atravesado, Redondo y Pascual contienen abundantes xenolitos, mientras que los demás cuerpos no, pues es muy común que las lavas alcalinas traigan xenolitos mantelares a la superficie y que las lavas transicionales a toleíticas no los tengan, debido a que éstos son decantados por fraccionamiento gravitacional en cámaras magmáticas subcorticales.

Sin embargo, acertar esto será muy difícil, ya que el alto grado de alteración de los basaltos de

Yaracuybare no permite una confiable datación radimétrica con métodos convencionales, como K-Ar o Ar-Ar, que sí pudieron ser aplicados exitosamente en la datación (por el método Ar-Ar en roca total) de las lavas de Falcón central (MCMAHON 2000, BAQUERO 2014). Lo único que se puede saber con certeza es que fueron intruidos en un tiempo post-Eoceno tardío, debido a que esa es la edad de su roca caja sedimentaria, la Formación Cerro Misión.

La profunda alteración carbonática que se observa en Yaracuybare se debió probablemente al

hecho de que estas lavas y su roca caja, fueron cubiertas discordantemente por la extensa plataforma carbonática miocena de la Formación Capadare (URBANI & MENDI 2011), la cual pudo aportar fluidos hidrotermales de origen diagenético muy ricos en carbonatos, que pudieron causar la alteración mostrada por el olivino, y quizás otros fluidos tardíos más silíceos y magnesianos, provenientes de las lutitas interestratificadas en Capadare o de la propia Formación Cerro Misión y que causaron la cloritización del vidrio máfico de la matriz y el clinopiroxeno y sólo en parte, del olivino previamente carbonatado, como lo evidencian algunos pseudomorfos de ese mineral.

224

Por el contrario, en el centro de la cuenca de Falcón, la roca caja de los cuerpos volcánicos es siliciclástica, representada por las formaciones oligocenas: El Paraíso de carácter turbidítico y Pecaya una unidad pelítica euxínica, de profundidad batial a abisal, rica en materia orgánica, mientras que los arrecifes coralinos de San Luis y Churuguara se desarrollaron solamente en los bordes norte y sur de la cuenca, en aguas muy someras y oxigenadas. De modo que la alteración que muestran las lavas de Falcón central no es carbonática, sino más bien clorítica (GRANDE 2009) precisamente una alteración submarina en cuencas extensionales con alto gradiente geotérmico, a diferencia de la fuerte carbonatación de los diques de Yaracuybare, formados por bajos porcentajes de fusión parcial del manto y de carácter peralcalino a alcalino, en las etapas iniciales de la extensión de la litósfera continental del norte de Suramérica.

Las interpretaciones basadas en los escasos datos geoquímicos de Yaracuybare indican un

origen intraplaca (Fig. 2.7.10), concordando con lo reportado por varios autores para Falcón Central. En consecuencia, para ambos casos se interpreta que el magma se generó en el manto superior, controlado por un proceso de adelgazamiento cortical y somerización de la discontinuidad de Mohorovic entre 24 y 27 km (RODRIGUEZ & SOUSA 2003, BEZADA et al. 2008, BAQUERO et al. 2009), en condiciones de cuenca “rift” continental ensiálica, que no llegó a la etapa final de separación continental para crear corteza oceánica, debido a la inversión que sufrió la cuenca a partir del Mioceno medio (AUDEMARD 1993, HIDALGO 2003) y/o probablemente al levantamiento de los Andes de Mérida durante el Oligoceno tardío (BAQUERO et al. 2012). Quizás una de las características más relevantes como producto de este adelgazamiento cortical, es el incremento del flujo de calor en la parte central de la cuenca (BAQUERO et al. 2009) entre el Oligoceno-Mioceno temprano, probablemente alcanzando con un gradiente geotérmico de 40-45°C/km.

Estas consideraciones nos permiten interpretar que las rocas volcánicas de Falcón suroriental (diques de Yaracuybare y pozo EGT-3) sean relativamente más antiguas que las encontradas en Falcón Central, pero con edades probablemente no superiores a 26 Ma, ni inferiores a 24-23 Ma.

Los diques de Yaracuybare constituyen la expresión más suroriental del magmatismo terciario

en la cuenca de Falcón. La exigua y exclusiva presencia de estas intrusiones en el municipio Silva del estado Falcón, puede deberse al hecho que casi toda la región fue cubierta por unidades jóvenes del Mioceno al Holoceno (URBANI & MENDI 2011). La quebrada Yaracuybare es una excepción, ya que allí la erosión ha permitido exponer una pequeña ventana geológica, donde afloran las rocas más antiguas que se encuentran por debajo de la extensa cobertura subhorizontal de la Formación Capadare.

Con la información disponible y las ideas ya esbozadas, los procesos geodinámicos propuestos

para explicar el origen de las volcánicas de Yaracuybare y de Falcón Central, se puede sintetizar como sigue:

Primera Etapa: (Paleoceno - Eoceno medio). El empuje hacia el SE del arco de islas contra el

borde noroccidental del continente suramericano, generó el apilamiento de las denominadas Napas de Lara. Este margen continental incluye en la parte centro-oriental de Falcón y el NE de Yaracuy fragmentos del denominado Terreno Falconia por GRANDE (2012b), constituido por un basamento continental de medio-alto grado metamórfico de afinidad Grenvilliana (GRANDE & URBANI 2009, GRANDE 2013) y edad neoproterozoica confirmada por BAQUERO et al. (2011a). Este terreno proterozoico aparece intercalado con napas de rocas mesozoicas metamorfizadas,

225

unidades sedimentarias del margen pasivo mesozoico de Suramérica (tipo "Formación La Luna") y otras unidades siliciclásticas terciarias no identificables (GRANDE 2009), además de unidades turbidíticas del Eoceno (Formación Matatere) (URBANI et al. 2008). Entre estas napas figuran las expuestas en los cerros del norte Yumare, de donde también se conoce una edad grenvilliana para el Complejo Yumare (U-Pb, zircón, URBANI et al. 2013) y del cerro El Guayabo (GRANDE & URBANI 2009).

En este período de tiempo, en la cuenca antepaís (foredeep) existente entre los terrenos acarreados por la placa Caribe y el margen norte de Suramérica, se depositan -entre otras- las unidades eocenas del Grupo Agua Negra y de la Formación Matatere en Lara central y occidental, la Formación Cerro Misión en Falcón suroriental y unos pequeños cuerpos sin denominación formal al sureste de Yumare en Yaracuy (JAIMES 2008). Debido a un colapso extensional con el consecuente adelgazamiento cortical, se genera una primera cuenca en el Eoceno tardío-Oligoceno temprano probablemente en la zona de Sanare, en el SE de Falcón, donde la Formación Cerro Misión fuera depositada anteriormente. El magma se genera por descompresión adiabática y es de tipo alcalino-máfico, olivino-fírico, que fue emplazado como los diques de Yaracuybare, dentro de la Formación Cerro Misión; produciendo muy leves efectos de contacto, debido al escaso volumen de los cuerpos emplazados y su rápido enfriamiento, evidenciado por la textura intersticial de estas lavas. Los diques tienen afinidad intraplaca, probablemente tengan edades de 26 a 24 Ma. La fusión parcial puede estimarse en <10%.

Segunda etapa (Oligoceno medio - Mioceno temprano). Como una continuación del proceso de

colapso extensional de toda la región, se abre otra cuenca de mayor magnitud: la Cuenca de Falcón o Canal Falconiano, más profunda y de ambiente euxínico a turbidítico, donde se depositaron las formaciones Pecaya y El Paraíso, que luego fueron intruidas por una “suite” de magmas de alcalino-máficos a transicionales a toleíticos. Estos son generados por porcentajes cada vez mayores de fusión parcial, donde probablemente pudo superar el 20-30%. Primeramente aparecen chimeneas y mantos intrusivos tempranos alcalino-máficos, como los cerros Atravesado y Redondo, con edades Ar-Ar entre 22,5 Ma, seguidos por cuerpos de carácter más transicional como el manto de Las Guarabitas y los cerros Ciénaga, El Sol y Mataire, para finalmente aparecer los intrusivos mayores de series toleíticas (los últimos, emplazados hace 15-14 Ma), como es el caso de los cerros Agachiche y Manaure, de tamaño kilométrico y formados por lava basáltica afírica (MUESSIG 1978, MCMAHON 2000, BAQUERO 2014).

La extensión de esta Cuenca probablemente cesó hace 14 Ma aproximadamente, debido a los

movimientos compresivos ocurridos a partir del Mioceno medio (AUDEMARD 1993, 2001, HIDALGO 2003), posiblemente debido al levantamiento de los Andes de Mérida durante el Oligoceno tardío, a su vez causado por la colisión distal del arco de Panamá contra el margen occidental de Suramérica (PINDELL et al. 2009), que causaron su inversión diacrónica de oeste a este, generando el Anticlinorio de Falcón durante el Mioceno tardío, donde tanto las secuencias sedimentarias como los cuerpos intrusivos en ellas sufrieron una notable deformación.

Para una mejor comprensión de los eventos magmáticos señalados en estas notas, se requiere de

estudios geocronológicos de U-Pb en zircón o baddeleyita, que permitan sustentar con datos robustos la historia geológica propuesta.

226

2.8. PETROLOGÍA DE UNIDADES METAMÓRFICAS

En la región de estudio afloran diez unidades afectadas por fases metamórficas que van desde la

facies de esquisto verde (zona de la clorita) hasta la facies de la granulita. Sus detalles aparecen resumidos en la Tabla 2.1.1. Estas unidades son las siguientes:

Unidad Edad Facies metamórfica Esquisto de Aroa Cretácico Tardío? Esquisto verde (Clorita) Esquisto de Mamey Cretácico Temprano Esquisto verde (Clorita) Serpentinita * Jurásico-Cretácico? Esquisto verde (Clorita) Complejo San Quintín * Cretácico? Esquisto verde (Clorita) Metagabro de La Zurda * Cretácico? Esquisto verde (Clorita) Complejo Carayaca Jurásico-Cretácico Eclogita (Alta P - baja T) Complejo Nirgua Paleozoico-Mesozoico? Esquisto verde (biotita) -

anfibolita epidótica Complejo San Julián Neoproterozoico-

Paleozoico Anfibolita epidótica - anfibolita

Complejo Yumare * Neoproterozoico Granulita Complejo El Guayabo Neoproterozoico Granulita

En esta sección solamente describiremos los aspectos petrológicos de las unidades marcadas en

letras negritas. Las unidades señaladas con un asterisco (*) ya se han tratado en la sección 2.6 correspondiente

a la geología de la región de Yumare. El Complejo Carayaca caracterizado por rocas de metamorfismo de alta presión - baja

temperatura, solamente aflora en un pequeña esquina del extremo nororiental de la zona de estudio y de ella no se colectaron muestras para estudios petrográficos, pero hay excelentes estudios previos de la misma, como los de MORGAN (1970) y SISSON et al. (1997), mientras que la definición del Complejo Carayaca, como única unidad representativa del Terreno homónimo aparece en URBANI (2014).

227

2.8.1. COMPLEJO EL GUAYABO, NEOPROTEROZOICO (1)

El Cerro El Guayabo, se ubica en el noreste del estado Yaracuy, en el lado sur de la Autopista

Rafael Caldera, entre los distribuidores La Raya y El Chino. Tiene unos 3 km de longitud en dirección este-oeste y un ancho máximo de unos 800 m en sentido norte-sur. Solo su mitad oeste se encuentra ubicada dentro del área del presente trabajo (Fig. 2.8.1). Pero la singularidad de las asociaciones litológicas que allí afloran lo hace de gran importancia para la geología de la Cordillera de la Costa, dada la presencia de rocas de metamorfismo de alto grado.

El cerro El Guayabo está limitado al norte y al sur por sendas fallas dextrales cuaternarias (hoja

6447-II-NE), estando el bloque entre ellas en régimen de relevo transpresivo, habiendo permitido su fuerte exhumación, probablemente durante el Neógeno tardío. En el mapa geológico del estado Yaracuy de BELLIZZIA et al. (1976, reproducido en hoja 6547-II-NE de URBANI & RODRIGUEZ 2004) aparece cartografiado como "Formación Nirgua", con dos cuerpos de serpentinita. Durante el trabajo de campo de SUIERO & URBINA (2008) se colectó una muestra de mármol blanco diopsídico, mientras que personal de la empresa Ingeniería De Santis C.A. en 2008, encuentran muestras de rocas granulíticas. Por la rareza de estas litologías de metamorfismo de alto grado, se procedió a realizar un reconocimiento geológico, cuyos resultados fueron publicados en GRANDE & URBANI (2010), quienes con base a la información petrográfica propusieron que estas rocas tienen afinidad, con aquellas de alto grado metamórfico del orógeno Grenville. Esta idea solo llega a confirmarse en este trabajo con las dataciones U-Pb en cristales de zircón neoproterozoicos que aparecen en la sección de 2.9 de geocronología.

La cartografía geológica realizada muestra que a los extremos oriental y occidental del cerro El

Guayabo, afloran rocas del Complejo San Julián, mientras que en su parte central y en contacto de falla con la anterior unidad, están las rocas de alto grado metamórfico que constituyen la unidad nueva que se ha denominado como Complejo El Guayabo.

(1) En colaboración con Sebastián Grande.

Fig. 2.8.1. Mapa geológico de la parte occidental del

Cerro El Guayabo. Fragmento del mapa geológico 6447-II-NE

(URBANI & GÓMEZ 2013). Leyenda: XYeg: Complejo

El Guayabo. Psj: Complejo San Julián.

Kn: Complejo Nirgua. Q´s: Sedimentos

cuaternarios. Coordenadas UTM 19P,

La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

1.154 1.152

El Guayabo

228

El estudio petrográfico detallado formó parte de la tesis de maestría de Sebastián Grande (GRANDE 2013a), de donde se extrae la información de esta sección. La unidad está constituida por dos grandes grupos de rocas, a saber:

(1) Rocas metasedimentarias: mármol silíceo (diópsido-feldespático-flogopítico), roca calco-silicatada y metaevaporita, granofel feldespático-cuarzo-clinopiroxénico, granofel clinopiroxeno-hornblendo-biotítico (paragranulita ultramáfica).

(2) Rocas metaígneas: granofel feldespático - cuarzo - clinopiroxénico (meta - cuarzo-sienita), granofiro, gneis clinopiroxénico - plagioclásico-hornbléndico y gneis hornblendo-plagioclásico-epidótico.

ROCAS METASEDIMENTARIAS (Tablas 2.8.1 y 2.8.2)

Mármol silíceo (diopsídico-feldespático-flogopítico) (Fig. 2.8.2) Es una roca de color blanquecino a grisáceo con manchas verde claro de diópsido generalmente

cloritizado. De granulometría media a gruesa, su textura puede variar de granoblástica a casi ultramilonítica. Su mineralogía consiste de tres o cuatro minerales esenciales y escasos accesorios. Su protolito fue caliza dolomítica silícea o arcillosa, puesto que contiene abundantes silicatos máficos, como diópsido, condrodita y flogopita, que indicarían dolomía margosa a arcillosa, ricas en Mg y álcalis. El clinopiroxeno es diópsido, pobre en Fe, de poco a totalmente cloritizado, pero en general bastante bien preservado en casi todas las localidades muestreadas, aunque se presenta bastante fracturado. Es conspicua la presencia de microclino y cuarzo, donde éste último indica que la roca es sobresaturada en sílice.

Calcita: xenoblástica, con deformación y plegamiento de las maclas polisintéticas, a menudo con textura de mortero y fuertemente triturada en las variedades miloníticas, donde forma una matriz cataclástica muy fina que rodea y forma vetillas que cortan los porfidoclastos de diópsido, flogopita y microclino. En parte sustituye al diópsido dejando fragmentos de ese mineral en continuidad óptica. La fracción carbonática de la roca fue identificada únicamente como calcita por DRX.

Diópsido: subhedral a euhedral, de bastante bien preservado a poco cloritizado, o sustituido por calcita. En los mármoles miloníticos a ultramiloníticos muestra textura de mortero o forma porfidoclastos cloritizados de 0,5-0,8 mm de largo, atravesados por vetillas de calcita que cortan la foliación.

Feldespato alcalino: argilizado y sericitizado en los bordes. En las milonitas de la parte oeste del Cerro forma porfidoclastos fracturados con trenes de calcita en las fracturas y maclado en rejilla en parches. Pudo ser producto de inversion de ortosa-microclino, siendo originalmente Na-ortoclasa zonada.

Condrodita: levemente amarillenta, de alto relieve, de hábito nodular y con maclado polisintético polícromo característico.

Titanita: xenoblastos aislados. Apatito: escasos cristales de contorno redondeado a hexagonal. Flogopita: pleocroismo leve de verde-amarillento a casi incoloro, con hojuelas a veces grandes

y aisladas, alterada a clorita en los extremos y en el clivaje, extinción ondulatoria en las hojuelas más grandes, que muestran clivaje deformado.

229

Opacos: generalmente pirita, en pequeños cristales cúbicos o granos anhedrales; limonita en forma de manchones y vetillas paralelos a la foliación. Leucoxeno como alteración de diópsido y titanita.

Accesorios interpretados a partir de análisis SEM-EMP: Por la composición química se ha interpretado la presencia de escapolita cálcica con elementos de las tierras raras livianos LREE, así como cloro-apatito, hidroxil-apatito y zircón.

Fig. 2.8.2. Mármol diopsídico del cerro El Guayabo. Fotomicrografías con polarizadores cruzados. A: Cristales de diópsido (Di) parcialmente carbonatizados (Cal). B: Mármol

diopsídico milonítico, con porfidoclastos de diópsido cloritizados (Chl) rodeados de una delgada corona de tremolita (Tr), todo embebido en una matriz de calcita finamente triturada.

Tomado de GRANDE (2013). Roca calco-silicatada y metaevaporita Estas litologías contienen generalmente menos de 65% de carbonato y gran cantidad de

silicatos de Ca y Mg, como diópsido, tremolita y flogopita, con notables proporciones de feldespato alcalino, cuarzo, escapolita y yeso -en la metaevaporita-.

Carbonato: principalmente incolora o de aspecto sucio. De hábito granular, mostrando intensa deformación y plegamiento de las maclas polisintéticas; frecuentemente con textura de mortero. Al igual que en el mármol milonítico, puede formar una matriz finamente triturada que rodea y atraviesa en forma de trenecillos y vetillas a los porfidoclastos de diópsido, microclino o cuarzo.

Diópsido: neutro, de idio a hipidioblástico, bastante bien preservado, a veces muestra finas exsoluciones paralelas de lamelas de ortopiroxeno. Algunos cristales fueron sustituidos por carbonato, dejando alejados fragmentos esqueletales en continuidad óptica. En una de las muestras forma porfidoblastos cloritizados y fracturados.

Feldespato alcalino: muy argilizado y xenoblástico, en algunos cristales se observa maclado en rejilla.

Flogopita: levemente pleocroica de incolora a amarillo parduzco pálido, alterada en los bordes a clorita verde claro. A veces forma porfidoclastos con forma de augen, con sombras de presión de clorita.

Cuarzo: xenoblástico y granular, con extinción fuertemente ondulatoria.

230

Condrodita: levemente amarillenta con muy débil pleocroismo, bastante bien preservada y algo fracturada, con característico maclado polisintético polícromo, debido a su elevada birrefrengencia.

Escapolita (identificaci[on interpretada por MEB): de hábito columnar, se trata de una variedad meionítica debido a su alta birrefringencia.

Tremolita: incolora, con aspecto astilloso, asociada al diópsido como producto de alteración formando coronas discontinuas.

Yeso: de hábito nodular, formando agregados microcristalinos de aspecto fibroso, considerando el metamorfismo de alto grado de la roca debe ser un pseudomorfo de anhidrita.

Titanita: parda, granular, asociada al diópsido como producto de alteración. Apatito: en escasos cristales redondeados. Opacos: limonita en manchones dispersos y en vetillas atravesando la roca. Pirita en granos

aislados limonitizados. Leucoxeno como producto de alteración del diópsido. Accesorios interpretados a partir de análisis SEM-EMP: en la muestra Ya-250B, se observan

minúsculos granos de sulfuros de Cu y Zn con diámetros de 1-5 μ, posiblemente asociados con cristalitos de Ca-escapolita cloro-sulfatada; granos de 10-15 μ de hidroxilapatito; granos de tremolita del orden de 70-100 μ de largo, y un mineral con granos de 10 μ de diámetro, que por su composición química se interpretó como un mineral cálcico no plenamente identificado, que contiene apreciables proporciones de LREE (La, Ce y Sm), probablemente una escapolita mieonítica donde las LREE sustituyen diadóquicamente al Ca en solución sólida limitada, u otra especie silicatada no identificada rica en Ca, LREE y carbonato.

Granofel feldespático-cuarzo-piroxénico (meta-semipelita) Roca de aspecto granular, de granulometría de fina a media y un color rosado, debido a la

abundancia de feldespato alcalino. Es notable la ausencia de minerales micáceos en una litología tan cuarzo feldespática como ésta, en su lugar contiene clinopiroxeno primario y anfíbol secundario de alteración del anterior, lo que denota que sufrió un metamorfismo de alta temperatura. Se halla asociada a cuerpos o budines de mármol y a intervalos de clinopiroxenita hornbléndico-biotítica (paragranulita ultramáfica) de 5-6 cm de espesor, con la que genera zonas de reacción centimétricas formadas por hornblenda cloritizada y epidoto granular.

Debido a la total recristalización que ha sufrido esta roca es difícil acertar si se trata de una meta waca cuarzo-feldespática, o un intervalo tobáceo, riolítico o traquítico, interestratificado en la secuencia sedimentaria. Ambos protolitos, sedimentario o volcánico, generarían el mismo conjunto mineralógico al ser llevados a la facies de la granulita, debido a la extensiva recristalización y deshidratación que produciría el metamorfismo de alto grado. Por los momentos se considerará esta litología como una metasemipelita debido a su abundancia de cuarzo y clinopiroxeno.

Feldespato alcalino: argilizado, hipidioblástico, con maclado en rejilla disperso, pudiendo haber sido ortosa invertida a microclino. Textura pertítica con lamelas de albita que tienen varias formas, la mayoría tiene forma de gotas alargadas dispuestas en bandas paralelas que localmente se tornan más gruesas y muestran maclado polisintético.

Cuarzo: xenoblástico, con contornos ameboidales, también poligonalizado, con puntos triples y bordes suturados.

Clinopiroxeno: con hábito prismático a xenoblástico esqueletal, asociado a magnetita y titanita. Se trata posiblemente de augita con alto contenido de Ti.

231

Actinolita: pleocroismo leve en tonos verdes, con hábito prismático columnar, asociada al clinopiroxeno como producto de alteración.

Titanita: hipidioblástica, a veces con maclado polisintético. Asociada a magnetita y clinopiroxeno. Alterada a leucoxeno a lo largo del clivaje.

Plagioclasa: oligoclasa (An28), en granos aislados con maclado según la ley Albita y Carslbad-Albita. Alterada a sericita.

Apatito: de aspecto redondeado. Zircón: con hábito redondeado. Granofel clinopiroxénico-hornbléndico±biotítico (para-granulita ultramáfica) Cuerpos o budines de este tipo de roca cortan a los granofel félsicos y máficos (Fig. 2.8.3),

generando zonas de reacción milimétricas ricas en hornblenda, epidoto y clorita, probablemente debidas al contraste químico de estas rocas ultramáficas o magnesianas y la roca aledaña, carbonática o félsica. Es una roca de color negruzco y grano muy grueso, que a menudo muestra porfidoblastos centimétricos de hornblenda y biotita. Las muestras están atravesadas por vetillas de carbonato y epidoto entrecruzadas, o manchones de esos minerales como posible producto de alteración hidrotermal de Ca-plagioclasa y clinopiroxeno.

Fig. 2.8.3. Muestra de mano Ya-252, Complejo El Guayabo. Zonas de reacción de hornblenda-epidoto clorita desarrolladas en los contactos entre la paragranulita ultramáfica - granulita

félsica y granulita félsica-granulita máfica. Las zonas de reacción tienen un espesor entre 6-12 mm. El conjunto es indicativo de una interestratificación de posible toba félsica con sedimentos pelíticos magnesianos, metamorfizada a alto grado y recristalizada al grano tan grueso que se

observa en la figura. Escala en mm.

232

Tabla 2.8.1. Mineralogía y clasificación de las rocas carbonáticas del Complejo El Guayabo, estado Yaracuy (GRANDE 2013a).

Tabla 2.8.2. Mineralogía y clasificación de para-granulitas del Complejo El Guayabo, estado Yaracuy (GRANDE 2013a).

Clinopiroxeno: neutro con un tinte violáceo, evidenciado un cierto contenido en Ti, con

exsoluciones de ortopiroxeno. Muy fracturado, con el clivaje y fracturas rellenos de leucoxeno, o con kink-bands. Cortado por numerosas venillas de carbonato como posible producto de alteración de la plagioclasa, que contiene como inclusiones, y que la sustituyen casi totalmente en algunas muestras. Es posiblemente augita diopsídica, pobre en Fe, pero rica en Ti.

Hornblenda: con pleocroismo moderado de verde pálido a verde claro, probablemente rica en Mg y muy pobre en Fe. Forma grandes cristales hipidioblásticos con hábito prismático de hasta 1,5 cm de largo. Dentro del cuerpo de roca es primaria, tiene contornos ameboidales; también ocurre como grandes cristales columnares producto de alteración del clinopiroxeno, asociada con epidoto granular de color verde oscuro y clorita, en conspicuas zonas de reacción centimétricas en los contactos con la granulita félsica y máfica, y los mármoles dolomíticos encajantes.

Biotita: con fuerte pleocroismo de anaranjado a casi incolora (pobre en Fe y rica en Ti). Exhibe un hábito micáceo plumoso, sin orientación, pudiera representar cristales postectónicos o de origen hidrotermal. Las hojuelas, a menudo están deformadas y curvadas debido a la deformación

233

post-metamórfica, exhiben extinción ondulatoria y en su clivaje muestran bandas de leucoxeno. Asociada a los otros minerales máficos y a veces incluida en ellos.

Cuarzo: en vetillas atravesando los grandes cristales de clinopiroxeno u hornblenda, o junto con calcita.

Epidoto: con leve pleocroismo en tonos verdes, asociado con hornblenda e incluido en ésta, o como producto de alteración hidrotermal del clinopiroxeno y la plagioclasa. También en las centimétricas zonas de reacción antes descritas, junto con hornblenda y clorita, y en vetillas junto con carbonato, que cortan la roca en dos direcciones conjugadas.

Apatito: prismático corto, en pequeños cristales incluidos en hornblenda y clinopiroxeno. Opacos: leucoxeno como producto de alteración del clinopiroxeno; xenoblastos de magnetita

asociada con cuarzo en vetillas que cortan la roca. Calcita: secundaria, como granos aislados o vetillas cortando la roca, junto con epidoto, el

origen de ambos minerales pudiera ser hidrotermal, al igual que el de las vetillas de magnetita y cuarzo.

Plagioclasa: en escasos xenoblastos dentro del clinopiroxeno, fuertemente saussutirizada o carbonatizada. Se trata posiblemente de Ca-andesina o labradorita.

ROCAS METAÍGNEAS (Tabla 2.8.3) Granofel feldespático-cuarzo-clinopiroxénico (meta-cuarzo-sienita). Esta roca tiene un característico color rosado-salmón, debido al feldespato alcalino manchado

con goethita-limonita. Es notable que una roca tan cuarzo-feldespática carezca de minerales hidratados. Es una roca con poca plagioclasa, sin minerales primarios hidratados, sino más bien granos de clinopiroxeno bastante alterados y oxidados. Podrían confundirse con cuarzo-sienitas piroxénicas, de no ser por sus complejas texturas mesopertíticas que demuestran claramente su naturaleza granulítica. La textura mesopertítica del feldespato alcalino y su granulometría gruesa permiten clasificarla como meta-sienita charnockítica.

Feldespato alcalino: con abundantes exsoluciones pertíticas de albita casi pura, que prácticamente igualan en volumen a los cristales de microclino huéspedes, de modo que se trata de mesopertita, típica de rocas de la facies de la granulita, evidenciando un contenido de Na basante elevado en el feldespato original. Las lamelas de albita tienen varias formas, la mayoría tiene forma de gotas alargadas dispuestas en bandas paralelas que localmente se tornan más gruesas y muestran maclado polisintético. Este feldespato alcalino fue probablemente un feldespato binario (K-Na) o una ortosa rica en Na, que luego se invirtió a microclino y desarrolló textura mesopertítica debido al descenso de temperatura, posiblemente aunado a una fuerte deformación tectónica. También se observan trenecillos de cuarzo microgranular cortando a través de los grandes cristales de mesopertita, un típico efecto cataclástico mostrado por muchas rocas metagraníticas y ortogneises de la cordillera de la Costa.

Cuarzo: xenoblástico, con contornos ameboidales, de escaso a abundante, de modo que las rocas varían de metasienitas a meta-cuarzo-sienitas.

Clinopiroxeno: neutro, con hábito prismático a xenoblástico, algo esqueletal, asociado a magnetita y titanita. Poco preservado en esta litología donde se halla intensamente oxidado a limonita y leucoxeno. Es posiblemente Ti-augita.

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Titanita: granular, levemente pleocroica en tonos pardos, hipidioblástica, a veces con maclado polisintético. Asociada a magnetita y clinopiroxeno.

Plagioclasa: oligoclasa (An32), escasa a conspicua, con extinción ondulatoria. Alterada a calcita y sericita.

Zircón-xenotima: el zircón es marronuzco e idioblástico, con hábito prismático alargado. La xenotima es amarillenta, idioblástica y forma a veces sobrecrecimientos epitaxiales sobre los cristales de zircón.

Opacos: limonita rellenado microfracturas y venillas secundarias, leucoxeno como alteración de clinopiroxeno y titanita, magnetita o ilmenita en granos xenoblásticos.

Granofiro Aflora principalmente en la parte SO del cerro El Guayabo, en un corte de la carretera Morón-

San Felipe y en el flanco norte de dicho Cerro. En muestra de mano es una roca de grano muy grueso, con una marcada textura granofírica o gráfica, donde se observan intercrecimientos de feldespato alcalino de color crema-rosado, con un cuarzo de un característico color gris-azulado, posiblemente formado a altas temperaturas (ver Tabla 5-4). Su descripción petrográfica es la siguiente:

Feldespato alcalino: incoloro, a veces de aspecto sucio debido a su argilización. Se trata de microclino con maclado en rejilla algo difuso, muy fracturado. A diferencia del feldespato alcalino de la metasienita (granulita félsica) anterior es poco pertítico y las lamelas albíticas tienen forma de lágrimas alargadas. En la muestra Ya-261 está fuertemente caolinizado y adquiere un aspecto marronuzco.

Cuarzo: incoloro, xenoblástico, en forma de bandas de cristales triturados y recristalizados, también como grandes granos ameboidales con textura gráfica y fuerte extinción ondulatoria.

Plagioclasa: de aspecto sucio debido a su alteración, hipidioblástica, no maclada y fuertemente sericitizada, posiblemente se trata de oligoclasa. Normalmente se halla como inclusiones dentro del feldespato alcalino donde se aprecia que debe ser mucho más cálcica que la plagioclasa albítica de las exsoluciones pertíticas debido a su intensa alteración.

Zircón: abundantes cristales idioblásticos de color pardo claro, con hábito prismático muy alargado, con extremos algo redondeados.

Clinopiroxeno: neutro, escasos xenoblastos preservados solo en la muestra Ya-263. Calcita: secundaria recubre en forma de parches la roca y se asocia también a las vetillas de

limonita que cortan a los porfidoblastos de feldespato alcalino. También como producto de alteración de plagioclasa.

Opacos: abudante limonita en vetillas que cruzan la roca o como producto de alteración del clinopiroxeno u ortopiroxeno, escaso leucoxeno como alteración del clinopiroxeno y magnetita dodecaédrica formando agregados aislados.

Gneis clinopiroxénico-plagioclásico±hornbléndico (gneis granulítico máfico). Es una roca oscura, de aspecto gabroide a diabásico, de grano fino a medio, granoblástica,

formada por plagioclasa andesínica y clinopiroxeno asociado a hornblenda y biotita (Tabla 4).

235

Aflora en las partes centrales de ese bloque tectónico de alto grado, donde parece formar cuerpos originalmente intrusivos, ahora desmembrados y deformados, siendo difícil acertar su forma o tamaño originales. Debido a su aspecto veteado, cortado por venillas de calcita, y su color oscuro, fue confundido con peridotita serpentinizada y así mapeado, incluso en los mapas geológicos más recientes. GRANDE & URBANI (2009) reconocieron la naturaleza granulítica del Complejo El Guayabo, donde esta granulita máfica se relaciona con rocas cuarzo-feldespáticas, ultramáficas y carbonáticas de grado metamórfico similar. Sigue su descripción petrográfica:

Plagioclasa (An32): de aspecto sucio y hábito listoneado, se trata de andesina, con leyes de macla complejas difíciles de observar debido a la alteración saussurítica a epidoto y carbonato que presenta, pero a veces aparecen cristales limpios con maclado según la ley albita que permiten determinar petrográficamente su composición molar aproximada.

Cuarzo: incoloro, xenoblástico, aparece como cristales ameboidales fracturados aislados en la roca. Se halla como fase accesoria en todas las muestras de este tipo litológico.

Clinopiroxeno: neutro, xenoblástico con contornos ameboidales y muy fracturado. Rodea parcial o totalmente a la plagioclasa, lo que constituye una textura blastofítica reliquia. Aparece también como incluido en grandes poiquiloblastos de hornblenda, a la cual posiblemente se alteró; o quizás sea producto de deshidratación del anfíbol. Se trata posiblemente de augita diopsídica, de la variedad diálaga, pues exhibe una prominente partición {001}, claramente visible en la figura 5-18B. Su marcada alteración a leucoxeno indica que se trata de una variedad titanífera.

Hornblenda: pleocroismo débil de verde a verde claro y hábito prismático. Forma poiquiloblastos que se asocian con cristales de clinopiroxeno residual, plagioclasa, apatito y titanita (Fig. 5-19). Es un posible producto de alteración retrograda del clinopiroxeno; o quizás éste sea producto de deshidratación a alta temperatura del anfíbol cuando la roca fue sometida a un último evento metamórfico de alto grado.

Titanita: pardo oscuro, xenoblástica, asociada con el piroxeno y alterada a leucoxeno. Apatito: xenoblástico, redondeado, asociado con clinopiroxeno y plagioclasa; también incluido

en la hornblenda. Opacos: magnetita xenoblástica; leucoxeno y limonita como productos de alteración de titanita

y minerales máficos. Gneis hornblendo-plagioclásico-epidótico (gneis anfibólico) Esta roca se asemeja a la anterior granulita máfica, tiene también textura gnéisica y carece de

clinopiroxeno fresco, estando éste sustituido por epidoto granular, probablemente debido a que sufrió una alteración hidrotermal más intensa, evidenciada en la total saussuritización de la plagioclasa (Tabla 4). Muestra una marcada foliación nematoblástica definida por cristales prismáticos alargados de hornblenda y algunos granos alargados de plagioclasa. Hojuelas de biotita y granos de opacos y apatito se presentan paralelos a la foliación. Debido a esto se observa en esta roca una marcada poligonalización en los cristales de hornblenda y plagioclasa, con formación de puntos triples entre ambos minerales, y estando la plagioclasa totalmente rodeada por hornblenda se evidencia una textura blastofítica reliquia. Su descripción petrográfica se da a continuación:

236

Plagioclasa (An27): de aspecto sucio, casi totalmente saussuritizada, xenoblastos con marcada poligonalización, a veces maclados según la ley albita, que permiten determinar su composición aproximada. Está rodeada por la hornblenda y clinopiroxeno epidotizado, exhibiendo una textura blastofítica reliquia.

Hornblenda: pleocroismo fuerte de verde intenso a oliva, hábito prismático con clivaje longitudinal muy marcado e intenso fracturamiento transversal. Forma agregados de cristales que encierran granos de plagioclasa y que definen una muy marcada foliación nematoblástica, además de textura blastofítica reliquia.

Epidoto: pleocroismo débil en tonos verdes, hábito granular y asociado a hornblenda como producto de alteración de posible clinopiroxeno. Estos agregados granulares de epidoto posiblemente representan clinopiroxeno totalmente epidotizado, que ha sufrido una fuerte alteración hidrotermal.

Clorita: verde, hábito micáceo, sustituye parcialmente a la hornblenda. Apatito: incoloro, en granos redondeados, asociado a las bandas máficas, o a veces incluido en

la plagioclasa. Opacos: magnetita a veces en idioblastos octaédricos, normalmente xenoblástica.

Tabla 2.8.3. Mineralogía y clasificación de las rocas metaígneas de alto grado del Complejo El Guayabo, estado Yaracuy (GRANDE 2013a).

237

2.8.2. COMPLEJO SAN JULIÁN El Complejo San Julián es la unidad de mayor extensión areal de la Serranía del Litoral de la

Cordillera de la Costa, ya que aflora desde Cabo Codera en el estado Miranda, hasta su extremo más occidental, que precisamente corresponde a nuestra región de estudio. Aquí aflora en tres sectores diferentes: 1) Entre los poblados de Marín, Albarico y Farriar, donde fue cartografiado y estudiado por JAIMES (2011). 2) También aflora en los extremos oriental y occidental del cerro El Guayabo, cerca del poblado del mismo nombre entre los distribuidores de La Raya y El Chino de la Autopista Rafael Caldera, donde es estudiado por GRANDE (2013a). 3) Constituye la totalidad del cerro Salsipuedes, al norte de Yumare. En esta sección solamente consideraremos las rocas de los dos primeros sectores, ya que el tercero aparece en la sección 2.6 donde se trata sobre la geología de la región de Yumare en forma integral.

Las quebradas adyacentes a la carretera entre Marín y Yumare contienen muy buenos afloramientos de la unidad (Fig. 2.8.4). En general predomina las rocas esquistosas, pero también aparecen extensas zonas donde afloran granitoides deformados, que se han clasificado como un gneis porfídico con cristales de feldespatos de hasta 5 cm en su máxima dimensión. En otras zonas con alto grado de deformación dúctil se desarrollan texturas augen, tanto augengneis como augen-esquisto. Los tipos litológicos estudiados se resumen en la Tabla 2.8.3.

Fig. 2.8.4. Fotografías de afloramientos del Complejo San Julián. A: Augengneis en Qda. Seca. B: Gneis porfídico en Qda. Orcón afluente del río Crucito. C: Enclaves de esquisto biotítico en

gneis porfídico, qda. El Roble. D: Afloramiento de gneis en la Qda. Orcón. Tomadas de JAIMES (2011)

(1) En colaboración con Marlyne Jaimes y Fernando Nevado.

A B

C D

238

Tabla 2.8.4. Tipos litológicos del Complejo San Julián en la región septentrional del

estado Yaracuy.

Las rocas en letras cursivas corresponden al extremo este y oeste del cerro El Guayabo (GRANDE 2013a), el resto de las muestras procedes de la región de Albarico-Crucito-Farriar (JAIMES (2011).

Petrografía (Tabla 2.8.5) Esquisto biotítico y cuarzo biotítico

Roca equigranular, compuesta por bandas de cuarzo policristalino y plagioclasa alternando con bandas biotíticas. Se observan pequeños lentes alargados de cuarzo policristalino que llegan a medir hasta 0,6 mm de largo, y cristales subhedrales de epidoto. El granate puede llegan a medir hasta 0,6 mm. Se observan cristales subredondeados de plagioclasa con maclas según la ley de albita.

Esquisto cuarzo feldespático micáceo

Roca inequigranular compuesta por cristales de feldespatos, cuarzo con tamaños 0,25 a 3 mm rodeados de una matriz mas fina. Algunos porfidoblastos miden entre 2 y 8 mm. Los feldespatos están levemente sericitizados y fracturados. En la matriz de 0,1 a 0,05 mm presenta bandas de cuarzo microcristalino y policristalino y micas. El granate puede tener formas esqueletales y está muy alterado a biotita y clorita. Algunas fracturas están rellenas de hematita, otras están rellenas de cuarzo. La roca tiene cataclasis incipiente.

Esquisto albítico cuarzo micáceo grafítico granatífero ± barroisítico.

Esta roca corresponde al cerro El Guayabo, esta bien foliada y es de color gris negruzco, cruzado por numerosas vetillas de cuarzo. La albita forma porfidoblastos ovoidales que contienen inclusiones helicíticas, dándole a la roca un típico aspecto moteado, muy semejante a otras localidades de la misma unidad en el estado Carabobo. Las micas presentes son clorita, muscovita y a veces biotita. El granate forma porfidoblastos algo esqueletales, dispersos en la roca, también están presentes prismas cortos de epidoto, barroisita y turmalina. Albita: como porfidoblastos mayormente ovoidales de 1-1,5 mm de eje mayor, con inclusiones de micas, barroisita, epidoto, opacos, rutilo y titanita, formando un ángulo con respecto a la foliación

Tipo Protolito Litología Esquisto biotítico / cuarzo biotítico Esquisto cuarzo-feldespático-micáceo Esquisto Esquisto albítico-cuarzo-micáceo-grafítico-granatífero ±barroisítico

Augenesquisto

Sedimentos pelíticos y psamíticos

Augenesquisto feldespático Mármol Caliza Mármol muscovítico-cuarzo-albítico. Gneis porfídico Gneis porfídico feldespático cuarzo micáceo Augengneis Augengneis feldespático-cuarzo-micáceo. Gneis granítico

Granitoides Metamonzogranito

Basalto? Esquisto actinolítico epidótico Metavolcánicas Toba Metatoba

239

externa a los cristales. Cuarzo: xenoblástico, a veces en cristalitos formando sombras de presión a ambos lados de los porfidoblastos de granate. Muscovita: con leve pleocroísmo verdoso, en bandas lepidoblásticas junto con clorita y biotita que envuelven a los porfidoblastos de granate. Biotita: pleocroísmo fuerte de verde oscuro a claro. Clorita: pleocroísmo moderado en tonos verdes, en parte como alteración de biotita. Epidoto: verde claro a amarillento con leve pleocroismo, hábito prismático corto y asociado a las bandas micáceas. Barroisita: pleocroísmo de azul marino a verde (anfíbol verde-azul); alterada en parte a clorita, y corroída por la misma. Escasa pero notable, se halla asociada a las bandas micáceas. Granate: color rojizo-rosado, porfidoblastos redondeados y fracturados que a veces alcanzan hasta 1 cm de diámetro, alterado a clorita en algunos bordes, sus partes exteriores son poiquiloblásticas, con inclusiones de rutilo, cuarzo, y opacos, con partes centrales más limpias. Está rodeado por las bandas lepidoblásticas y forma sombras de presión a ambos lados constituidas por granos pequeños de cuarzo. Muestra fracturas radiales y paralelas a la foliación, debido a estas texturas se deduce que es pre-tectónico. Turmalina: pleocroica en tonos índigo a violáceos. Titanita: en trenecillos dentro de la clorita, como alteración de biotita. También como inclusiones helicíticas en la albita. Rutilo: rojizo, de hábito prismático alargado, como inclusiones en albita y granate. Zircón: en cristalitos pardos de hábito prismático alargado y contorno rectangular. Monacita: en cristalitos pardo-naranja, con forma de paralelogramo, muy escasa. Calcita: incolora algo sucia, granoblástica. Opacos: magnetita xenoblástica, grafito en escamas alargadas y plumosas,

Mármol micáceo-cuarzo-albítico

Esta roca del cerro El Guayabo es grisácea, con más de 70% de carbonato, con la foliación definida por bandas lepidoblásticas y trenes de cuarzo microgranular. Su granulometría va de 0,3-0,5 mm, pero hay cristales de albita poiquilítica con inclusiones de epidoto, grafito y clorita, de hasta 1,5 mm de diámetro. En la parte más oriental del cerro El Guayabo esta litología forma budines métricos embebidos en el esquisto albítico-micáceo-granatífero. Calcita: de aspecto sucio, cristales alargados y algo orientados que definen la foliación. Albita: argilizada, xenoblástica con bordes ameboidales, a veces con maclado según la leyes albita o Carlsbad. Con inclusiones de calcita, epidoto y grafito. Feldespato alcalino: de aspecto sucio, caolinizado, podría ser microclino. Cuarzo: con bordes suturados, en bandas microgranulares y cristales más grandes aislados. Muscovita: levemente pleocroica en tonos verdosos, en bandas lepidoblásticas junto a grafito, que le imparten a la roca una foliación esquistosa. Epidoto: verde con leve pleocroísmo, granular a bastamente prismático, asociado a las bandas micáceas. Titanita: de hábito granular. Opacos: grafito asociado a las bandas lepidoblásticas; pirita en granos limonitizados.

Augenesquisto feldespático

Roca compuesta por cristales grandes (2 - 6 mm) de feldespato en una matriz (0,01 - 0,2 mm) de cuarzo policristalino, feldespatos y micas. Presenta fuerte foliación. Los porfidoclastos de feldespato-K que definen las formas "augen" (Fig. 2.8.5) están fracturados y algunos atravesados por trenes de cuarzo microcristalino, presentan inclusiones de plagioclasa sericitizada. Se observan texturas mirmequítica y pertítica. Los cristales de cuarzo son de tamaño promedio de 2 a 4 mm, dispuestos en bandas. La biotita en parte cloritizada está asociada a titanita y opacos. La

240

moscovita forma parte de la matriz aunque y también rodean los porfidoclastos definiendo la textura augen. Se observan trazas de sillimanita, asociado a biotita y a clorita.

Fig. 2.8.5. Porfidoclasto de feldespato-K.

NC. Tomado JAIMES (2011).

Gneis porfídico feldespático cuarzoso micáceo

Rocas inequigranulares de textura gnéisica o augengnéisica compuestas de cristales de feldespatos en una matriz bandeada de cuarzo policristalino alternando con micas. Los porfidoblastos miden entre 1 y 3 mm y los cristales de la matriz entre 0,5 y 0,01 mm. La textura gnéisica está definida por bandas de micas intercaladas con bandas de cuarzo policristalino y feldespatos. Todas las muestras presentan texturas mirmequítica (Fig. 2.8.6F), pertítica (Fig. 2.8.6A), poiquilítica y halos pleocróicos en biotita. Los cristales son mayoritariamente de feldespato-K (Fig. 2.8.6A) alterados, anhedrales, con inclusiones de plagioclasa y cuarzo. Los de mayor tamaño están atravesados por trenes de cuarzo policristalino. Algunos cristales presentan un maclado enrejado incipiente típico de microclino. La plagioclasa (albita-oligoclasa) está medianamente sericitizada, presenta maclas deformadas y fracturas (Fig. 2.8.6C,E). Algunos cristales muestran una zonación reliquia (Fig. 2.8.6D) que se distingue por la mayor sericitación hacia el centro. Biotita (Fig. 2.8.6B) de colores rojizos prácticamente sin alteración a clorita. Los granates son en su mayoría esqueletales, otros presentan fracturas y están alterados a biotita y clorita. Se observa sillimanita acicular (fibrolita) asociada a las micas.

Fig. 2.8.6. A: Porfidoclasto de feldespato-K con macla de Carslbad y textura pertítica. QRO-2,

NC. B: Imagen con biotita, estilpnomelano y apatito, QRO-7, NC.

A B

241

Fig. 2.8.6. C: Plagioclasa con maclas deformadas, Ya-251, NC. D: Cristal de plagioclasa zonada, visible por la mayor alteración en su centro, Ya-251, NC. E: Palgioclasa cpn mclas deformadas, Ya-247, NC. F: Textura mirmequítica, Ya-247, NC. Imágenes de JAIMES (2011).

Gneis granítico Roca de textura granítica formada por feldespato sericitizado y una matriz de cuarzo

microcristalino y micas. Las muestras tienen una foliación leve. Los cristales mayores tienen un tamaño variable entre 2 y 5 mm y en la matriz triturada varían 0,2 y 0,05 mm. El cuarzo forma cúmulos alargados de cristales suturados que forman porfidoclastos. Las micas forman bandas y cúmulos entrelazados. La clorita es producto de alteración de biotita y está repleta de titanita y opacos. Los cristales mayores de feldespatos están fracturados y algunos atravesados por trenes de cuarzo microcristalino. Se observan texturas pertítica, mirmequítica, poiquilítica y sobrecrecimiento en cristales de plagioclasa. Hay sillimanita acicular asociada a la biotita. Utilizando los parámetros APQ queda clasificado como monzogranito. Una roca de este grupo fue datada por el método de U-Pb en cristales de zircón (muestra Ya-13-1, sección 2.9).

Augengneis feldespático cuarzo micáceo

Roca inequigranular de textura variable desde gnéisica con escasos "ojos", hasta claro aspecto augengnéisico, compuesta por porfidoclastos de feldespato-K subredondeados en una matriz bandeada de micas, feldespatos y cuarzo (Fig. 2.8.7). El cuarzo policristalino forma bandas que se alternan con las micas. También se agrupan en cúmulos de cristales suturados que forman lentes, generando textura augen. Los porfidoblastos son mayoritariamente de feldespato alcalino.

0,2 mm 0,2 mm

C D

E F

242

Exhiben textura pertítica y mirmequítica, maclas simples, pequeñas fracturas orientadas, inclusiones de cuarzo y plagioclasa y algunos están atravesados por trenes de cuarzo. La mayor parte de la plagioclasa está sericitizada. Las micas forman hojuelas orientadas definiendo una foliación lepidoblástica y envolviendo a los porfidoblastos. La biotita es usualmente la mica más abundante y está alterando a clorita junto con titanita y opacos. En una sola muestra se identifico hornblenda.

Fig. 2.8.7. Augengneis feldespático cuarzo micáceo. A: Feldespato-K pertítico bordeado de micas, Ya-249, NC. B: Textura mirmequítica, QCHP-3, NC. Tomadas de JAIMES (2011) Esquisto actinolítico epidótico

Roca muy poco foliada describible entre un gneis fino o un esquisto grueso, de color verde oscuro pasando a gris y ocre. Compuesta por cristales anhedrales de actinolita, epidoto y plagioclasa con textura poiquilítica. Presenta cristales subhedrales de titanita, también se distinguen moscovita, clorita y pirita. Hay escasas vetas de cuarzo paralelas a la foliación.

Meta-pórfido de granodiorita

Es una roca de textura porfidítica, no foliada, compuesta por cristales de 2 a 5 mm de plagioclasa (oligoclasa), cuarzo y feldespato alcalino, en una matriz de 0,01 y 0,5 mm de la misma composición rica en micas oscuras (biotita y estilpnomelano). Se observan texturas poiquilítica en biotita, textura pertítica y mirmequítica en plagioclasa y halos pleocróicos en biotita. Los feldespatos tienen bordes irregulares con fracturas e inclusiones y están levemente alterados, pasando a sericita y minerales de arcilla. Algunos cristales de feldespatos están atravesados por trenes de cuarzo microcristalino, otros presentan fracturas. La biotita es la mica más abundante y está alterando a clorita con titanita y opacos.

Metamorfismo y protolitos

Por las asociaciones mineralógicas presentes (Tabla 2.8.5) se considera esta unidad alcanzó la facies de la anfibolita, seguidos por efectos retrógrados en la facies de esquisto verde (clorita), visto por la alteración de granate y biotita a clorita. Los protolitos (Tabla 2.8.4) son variables desde rocas sedimentarias siliciclásticas para los

esquistos cuarzo micáceos feldespáticos, caliza para el mármol, niveles volcánicos (probablemente piroclásticos) para el esquisto actinolítico-epidótico, y principalmente intrusivos granitoides para el resto de los diversos tipos de gneises cuarzo feldespáticos.

0,2 mm 0,05 mm A B

243

Tabla 2.8.5. Composición mineralógica y clasificación de rocas del Complejo San Julián (JAIMES 2011, GRANDE 2013a)

Mue

stra

Cua

rzo

Plag

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espa

to-K

Anf

íbol

Mos

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Bio

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Clo

rita

Est

ilpno

mel

ana

Epi

doto

Gra

nate

Silli

man

ita

Tita

nita

Zir

cón

Apa

tito

Alla

nita

Tur

mal

ina

Gra

fito

Cal

cita

Opa

cos

Nombre Petrográfico

Ya-242 28 22 45 2 Ya-243 32 20 3 35 3 2 3 1 <1 <1 <1 1 Ya-244 30 25 5 25 3 3 3 3 <1 <1 <1 1 2

E. biotítico

Ya-256 70 5 <1 5 15 <1 <1 5 E. cuarzo biotítico Ya-233 35 32 3 20 5 2 3 0 <1 <1 <1 <1 <1 QIN-10 50 20 15 5 10

E. cuarzo feldespático muscovítico

Ya260A 33 3b 34 <1 18 3 4 <1 <1 2 1 Ya260C 42 2b 32 3 12 1 5 <1 <1 <1 2 Ya260D 5 41 23 18 2 1 3 6

E. plagioclásico micáceo granatífero

Ya260B 7 6 11 2 1 72 Ya-266 8 1 14 4 1 71

M. muscovitico cuarzo plagioclasico

Ya255 70 20 6 5 <1 QIN-6 25 25 15 5 10 <1 <1 <1 <1 AE. feldespático

Ya-234 25 50 5 3 12 <1 3 2 <1 <1 <1 <1 <1 Ya-253 25 34 25 <1 5 1 10 <1 <1 <1 <1 <1 <1 Ya-235 35 40 15 3 5 <1 2 <1 <1 <1 <1 <1 Ya-238 25 35 30 4 5 1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 Ya-240 25 30 30 4 4 4 <1 <1 3 <1 <1 <1 <1 Ya-245 25 15 35 3 17 <1 3 <1 <1 <1 <1 <1 <1 2 Ya-246 20 25 30 3 20 <1 2 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 Ya-247 30 30 25 15 <1 <1 <1 <1 Ya-248 35 30 19 10 5 <1 <1 1 <1 <1 <1 <1 <1 Ya-251 30 30 30 5 5 3 <1 <1 2 <1 <1 <1 <1 <1 <1

G. porfídico feldespático cuarzo micáceo

Ya-238 25 35 30 4 5 1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 QIN-7 20 25 35 6 <1 2 3 <1 <1 <2

Gneis granítico

Ya-239 10 50 5 2 20 4 5 3 <1 <1 <1 <1 <1 1 Metapórfido de granodiorita Ya-249 30 10 15 20 15 3 3 1 1 2 Ya-250 35 20 20 10 5 2 3 QIN-1 40 13 12h 35 QIN-4 60 10 30 QIN-8 72 8 20 <1

AG. cuarzo-feldespático-micáceo

Ya-257 3 15 48a 4 10 20 <1 <1 E. actinolítico epidótico Las rocas en letras cursivas corresponden al cerro El Guayabo (GRANDE 2013a), el resto de la región de Albarico - Crucito - Farriar (JAIMES (2011). Abreviaturas: F: filita, E: Esquisto, G: gneis, AE: augenesquisto, AG: augengneis, M: mármol. Tipos de anfíbol: a: actinolita, h: hornblenda, b: barroisita.

244

2.8.3. COMPLEJO NIRGUA (1) JAIMES (2011) realizo un trabajo en la zona Crucito, Albarico y Carabobo en la parte

septentrional del estado Yaracuy (ver Vol. 2). Allí en la quebrada El Playón, se encuentran afloramientos de metarenisca altamente meteorizada de color beige verdoso, mientras aguas arriba aparecen intercalaciones de mármol y esquisto actinolítico. En la quebrada Parra, se apreciaron secuencias de mármol en contacto con esquisto verde (actinolítico-epidótico), esta secuencia es visible a lo largo de toda la quebrada y guarda mucha similitud con la observada en la quebrada el Playón. En la quebrada El Zamuro, se observaron afloramientos de esquisto grafitoso intercalados con metarenisca. En el río Tesorero, se observaron buenos afloramientos de esquisto cuarzo micáceo carbonático. En la quebrada Guarataro el mármol presenta erosión kárstica.

Tabla 2.8.6. Tipos litológicos del Complejo Nirgua en Yaracuy septentrional (JAIMES 2011).

Tipo / protolito Litología Esquisto /

Sedimentos siliciclásticos pelíticos Esquisto cuarzo micáceo

Esquisto carbonático grafitoso Mármol - esquisto / Calizas y carbonatos de mezcla Mármol

Esquisto actinolítico epidótico albítico Granofel epidótico actinolítico Esquisto y granofel verdes /

Volcánicas (piroclásticas?) Granofel anfibólico epidótico granatífero Esquisto cuarzo micáceo Roca medianamente fuertemente foliada,

formada por una intercalación de bandas de cuarzo policristalino y micas. Los fenoblastos miden entre 1 y 2 mm y el resto de los cristales menos de 0,2 mm. Se observan trazas de cristales de granate pretectónico rotados y mostrando sombras de presión (Fig. 2.8.8), parcialmente alterados a clorita. El cuarzo tiene bordes suturados y forma cúmulos que generan formas lenticulares. La plagioclasa (albita) muestra textura poiquilítica. Las micas definen la foliación. Se observan trazas probablemente de cloritoide.

Fig. 2.8.8. Esquisto cuarzo micáceo, RT-1, NC. Cristal de granate pretectónico con sombras de presión.

(1) En colaboración con Marlyne Jaimes y Fernando Nevado

245

Esquisto carbonático grafitoso

Roca inequigranular de textura esquistosa, compuesta de fenodoblastos anhedrales de cuarzo y plagioclasa en una matriz de carbonato, micas y cuarzo microcristalino. El grafito presenta textura de crenulación (Fig. 2.8.9). Los fenodoblastos de plagioclasa están repletos de inclusiones. La clorita aparece formando cúmulos junto a otras micas, y en ellos se pueden observar cristales de titanita en forma de agregados granulares.

Fig. 2.8.9. Esquisto carbonático grafitoso, Ya-267. Textura de crenulación en grafito. A: NP, B: NC.

Mármol Roca de color gris azulado, conformada principalmente por cristales de calcita con un tamaño

promedio de 0,3 a 0,4 mm. Cuarzo monocristalino de 0,05 mm en promedio, subangulares y de esfericidad media. Escasa moscovita. En algunos sectores se aprecia grafito finamente distribuido. Esquisto actinolítico epidótico albítico

Roca equigranular de grano fino. Tamaño de grano entre 0,1 y 0,01 mm. La foliación es nematoblástica debido a los cristales de actinolita. La plagioclasa (albita) es anhedral, sin maclado y presentan textura poiquilítica con inclusiones de actinolita, epidoto y opacos. La biotita aparece en forma de pequeñas hojuelas y está alterando a clorita (Fig. 2.8.10). Hay dos tipos de clorita presentes: pennita y proclorita, esta última forma agregados fibrosos entre las bandas de actinolita. Los minerales accesorios son subhedrales a euhedrales. El leucoxeno aparece alterando ilmenita. El anfíbol es actinolita. Los accesorios corresponden a opacos (magnetita, hematita, pirita, ilmenita), zircón, titanita, leucoxeno.

0,1 mm

0,1mm

A B

246

Fig. 2.8.10. Esquisto actinolítico epidótico albítico, QPA-02. A: Plagioclasa poiquilítica, NP. B: Vista general de la sección fina, NC. C y D: Corte basal de actinolita. NP y NC.

Granofel anfibólico epidóticó granatífero

Roca no foliada compuesta de anfíbol (tremolita?), epidoto (clinozoicita), granate, plagioclasa (albita) sin maclas exhibiendo una textura poiquilítica. El tamaño de los cristales está entre 0,2 y 0,6 mm aunque algunos cristales de granate alcanzan 1 mm de diámetro. Estos forman cristales euhedrales a subhedrales, algunos están alterando a clorita. Hay dos tipos de clorita, una como producto de alteración del granate de color azul de Prusia, y otra de tonos grises y amarillentos como color de birrefringencia.

Fig. 2.8.11. Granofel anfibólico epidótico granatífero. Cristal de granate, Ya-264, NP.

247

Granofel epidótico actinolítico

Roca granoblástica, equigranular, compuesta por epidoto (clinozoicita), anfíbol (actinolita) y plagioclasa (albita) sin maclar con textura poiquilítica. Tamaño de los cristales entre 0,1 y 0,2 mm. Hay biotita alterando a clorita y trazas de granate esqueletal alterando a biotita y clorita. Fig. 2.8.12. Granofel epidótico epidótico. Granate alterando a biotita y clorita. Qgua-2, NP.

Tabla 2.8.7. Composición mineralógica y clasificación rocas del Complejo Nirgua (JAIMES 2011).

Mue

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Gra

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cos

Gra

fito

Tita

nita

Nombre petrográfico

RTY-1 40 5 15 5 20 2 <1 7 3 3 Esquisto cuarzo micáceo Ya-267 20 8 15 35 2 4 <1 8 3 <1 Esquisto carbonático grafitoso QPA-1 3 2 95 <1 Mármol QPA-2 15 <1 6 30 48 <1 <1 QPY-4 5 20 7 10 25 30 3 <1

Esquisto actinolítico epidótico albítico

QGUA-2 2 10 8 10 40 33 2 3 2 Ya-266 2 5 3 <1 3 70 15 <1 2 Granofel epidótico actinolítico

Ya-264 5 8 <1 <1 10 30 35 12 <1 Granofel anfibólico epidótico granatífero

Metamorfismo y protolitos Vista la presencia granate y biotita en distintas concentraciones dependiendo de la

composición global de la roca, se considera que esta unidad fue afectada por un metamorfismo de la facies de la anfibolita epidótica, con cambios retrógrados en facies de esquisto verde (clorita).

La variedad de esquisto cuarzo-micáceo, esquisto carbonático y mármol, sugiere protolitos metasedimentarios variables desde sedimentos siliciclásticos a carbonáticos: pelitas silíceas, lodos carbonáticos, carbonatos de mezcla o caliza. Mientras que las rocas actinolíticas-epidóticas probablemente correspondan a niveles volcánicos (piroclásticas?).

En la zona costera de la Cordillera de la Costa las anfibolitas granatíferas usualmente provienen de la retrogresión de eclogitas, pero este no es el caso de la muestra Ya-264, ya que ni ésta, ni ninguna otra muestra del grupo estudiado presenta evidencia alguna de metamorfismo de subducción (alta presión - baja temperatura).

248

2.8.4. ESQUISTO DE AROA

El Esquisto de Aroa es una unidad donde la litología más característica son esquistos muy plegados de color gris oscuro a casi negro, debido a cantidades variables de grafito. Intercalados con los anteriores, hay niveles carbonáticos (mármol o esquisto carbonático) y raramente aparecen rocas verdes (esquisto actinolítico epidótico clorítico).

En el mapa geológico del estado Yaracuy (BELLIZZIA et al. 1976), aparecen cartografiados varios cuerpos elongados de serpentinita, incluidos en el área de afloramientos del Esquisto de Aroa, aparentemente concordantes con la foliación (ver quebradas Cararapita y Cupe, Fig. 2.8.13). Durante las actividades de campo se visitó dichas quebradas, con el propósito de estudiar las serpentinitas pero solo se observaron bloques sueltos de esta roca, mientras que los afloramientos son del esquisto grafitoso. La Fig. 2.8.14 muestra algunas imágenes de afloramientos característicos.

Un resumen de los tipos de rocas estudiados se muestra en la Tabla 2.8.8.

Fig. 2.8.13. Fragmento del mapa geológico del estado Yaracuy de BELLIZZIA et al. (1976) mostrando los presuntos cuerpos de serpentinita dentro del Esquisto de Aroa (rojo).

(1) En colaboración con Marlyne Jaimes, Raúl Coello y Fernando Nevado.

5 km

N

249

Fig. 2.8.14. Esquisto de Aroa. A: Vista de un plano de falla, Rio Cupa, Ya-1318. B: Rocas

esquistosas y carbonáticas muy diaclasadas, Rio Cupa, Ya-1318. C: Detalle de una brecha de falla, Rio Cupa, Ya-1318. D: Esquisto grafitoso y capas carbonáticas plegadas, Caño Negro.

E: Muestra de mano de serpentinita procedente del Río Cupa.

A

B

D

C

E

250

Tabla 2.8.8. Tipos litológicos estudiados petrográficamente en el Esquisto de Aroa.

Tipo / protolito Litología Filita grafitosa muscovítica cuarcífera Esquisto cuarcífero feldespático muscovítico Metarenisca cuarcífera feldespática muscovítica

Filita - esquisto - metarenisca - metaconglomerado /

Sedimentos siliciclásticos Metaconglomerado

Metachert / Radiolarita? Metachert (no se obtuvo sección fina) Esquisto carbonático cuarcífero muscovítico Mármol cuarcífero muscovítico grafitoso Mármol - esquisto /

Calizas puras - carbonatos de mezcla Mármol Esquisto verde /

Volcánicas (piroclásticas?) Esquisto actinolítico epidótico clorítico carbonático

Serpentinita / Ultramáficas (olistolitos?) Serpentinita

Petrografía (NEVADO 2012, COELLO 2012, Tabla 2.8.9)

Filita cuarzo-grafitosa-carbonática-moscovítica-feldespática Roca conformada principalmente por cuarzo o muscovita de tamaño de cristal promedio de 0,1

mm. El cuarzo es monocristalino con formas subangulares y baja esfericidad, estos dispuestos en bandas de granos mal escogidos. La muscovita le imparte una fuerte textura lepidoblástica. Adicionalmente observan en proporciones variables calcita, en menor proporción feldespatos y sericita. La matriz grafitosa es muy fina, donde a nivel criptocristalino debe estar íntimamente mezclado el grafito con cuarzo.

Esquisto cuarcífero-feldespático--muscovítico Roca con tamaño de cristales promedio de 0,25 a 0,5 mm, su componente principal es cuarzo

monocristalino en promedio subangulares y de esfericidad pobre, estos dispuestos en bandas de granos mal escogidos. La muscovita le imparte una notoria esquistosidad. La plagioclasa se encuentra alterada a sericita. Tiene cantidades menores de feldespato-K, clorita y opacos.

Fig. 2.8.15. Esquisto cuarcífero-feldespático--muscovítico, RTU1. A: Disposición orientada de muscovita, cuarzo y calcita, NC. B: Cuarzo con contactos suturados, NC.

A B

251

Meta-arenisca cuarcífera muscovítica y para-conglomerado polimíctico

Rocas conformada principalmente por cuarzo de tamaño de cristal promedio de 0,25 a 1 mm para la metarenisca y 2-4 mm para el conglomerado. Presentan un escogimiento medio y los clastos tienden a ser subangulares con una esfericidad baja. En el conglomerado los clastos están soportados por la matriz. En el conglomerado analizado los clastos son de: Cuarzo policristalino en fragmentos de aproximadamente 4 mm, subangulares y con esfericidad media-baja. Plagioclasa como fragmentos de unos 3 mm redondeados y de esfericidad media, bastante alterado a calcita. Microclino de 1 mm y alta esfericidad y redondez, uno de los cristales presenta textura pertítica.

Esquisto carbonático-cuarcífero-muscovítico

Roca de fábrica xenoblástica compuesta principalmente por cristales de calcita de 0,25 mm de tamaño promedio, cuarzo con tamaño promedio de 0,05 mm. La mica le confiere la foliación a la roca. Contiene escasos cristales de plagioclasa alterados a calcita y sericita. El feldespato-K es microclino y también se encuentra alterado a sericita y minerales de arcilla.

Fig. 2.8.16. Esquisto carbonático-cuarcífero-muscovítico. A: Cristal de plagioclasa alterando a calcita y sericita, La-217A, NC.

Fig. 2.8.16. B: Feldespato-K con textura pertítica, Ya-283. NC. C: Plagioclasa alterada a microlitos de calcita y epidoto, NC.

Marmol y mármol cuarcífero muscovítico grafitoso

Rocas conformadas por calcita con tamaño promedio de cristales de 0,25 a 0,5 mm, de color gris oscuro a azulado debido a minúsculas cristalitos de grafito finamente distribuidos en la roca.

A

B C

252

El grafito puede encontrarse en forma de una matriz muy fina que alcanza hasta el 22% de la roca, pero como no es posible que estas rocas tengan tal cantidad de grafito, como se ha demostrado por microscopía electrónica en el Mármol de Zenda, probablemente sea una mezcla criptocristalina de cuarzo y grafito. El cuarzo puede ser policristalino y macrocristalino metamórfico, de tamaño promedio de 0,05 mm, subredondeados y de esfericidad media.

El grado de foliación en estas rocas es variable según la cantidad de muscovita presente. Las rocas clasificadas como mármol tienen concentraciones de carbonatos desde 97 hasta 60%, junto a cantidades variables de cuarzo, muscovita y feldespatos, de manera que algunas muestras pueden ser clasificadas como mármol cuarcífero, otros como feldespáticos o muscovíticos. Algunas muestras presentan estilolitas. En la muestra La-213B se observan fragmentos de equinodermos redondeados y bien preservados (Fig. 2.8.17C).

Fig. 2.8.17. Fotomicrografías de muestras de mármol. A: Calcita y cuarzo, CTF-1, NC.

B: Calcita, cuarzo y muscovita, CTF-1, NC. C: Espina de equinodermo en corte basal,

La-213B. NC.

Esquisto actinolítico-epidótico-clorítico-plagioclásico

Es una roca de de fábrica xenoblástica compuesta principalmente por actinolita, epidoto, clorita, plagioclasa (albita) y cuarzo. La actinolita se presenta en cristales de tamaño promedio de 0,5 mm, encontrándose alineados junto al epidoto y la clorita (Fig. 2.8.18). El epidoto aparece como menudos cristales de unos 0,1 mm; la plagioclasa identificada como albita tiene tamaños promedio de unos 0,6 mm, alterando en bajo grado a sericita; el cuarzo es policristalino y se presenta en cristales de unos 0,25 mm.

B B

C

A

C

253

Fig. 2.8.18. Esquisto actinolítico-epidótico-clorítico-plagioclásico A: Cristales de plagioclasa ligeramente alterados a sericita, Ya-230B. NC.

B: Cristales aciculares de actinolita y de epidoto, Ya-286. NC

Serpentinita Como se indicó al comienzo de esta sección, este tipo de rocas solamente se encontró como

bloques sueltos en lugares indicados en la Fig. 2.8.13. La roca es de tonalidades verdes: oliva, manzana o grisáceo moteado en marrón (Fig. 2.8.14E). Las muestras muestran una fabrica hipidioblástica, están compuestas principalmente por serpentina, talco, calcita, así como cristales de ortopiroxenos pero cuyo estado de alteración no permite identificar bien sus propiedades, se observan también vetillas de crisolito paralelos entre sí.

Fig. 2.8.19. Serpentinita. A: Pequeños cristales de antigorita, Ya-1318B. B: Antigorita cruzada por una vetilla de crisotilo, Ya-1323,NC.

Para el recorrido de campo se tenía la hipótesis de trabajo, que los cuerpos elongados de

serpentinitas del mapa de BELLIZZZIA et al. (1976) (ver Fig. 2.8.13) pudieran haber correspondido a cuerpos emplazados entre fallas de corrimiento. Pero por el hecho que en dichas localidades

A B

254

solamente halláramos afloramientos de esquisto grafitoso y bloques sueltos de la serpentinita, para los actuales momentos y sin mayor información adicional certera, preferimos interpretar que estos bloques de rocas ultramáficas hayan sido incorporados originalmente como olistolitos dentro del protolito del Esquisto de Aroa.

Un caso semejante pero con buenos afloramientos y contactos con las rocas adyacentes, se observa en la Quebrada Seca de Caraballeda, estado Vargas, donde cuerpos métricos de serpentinita están incluidos dentro del Esquisto de Tacagua (ARIAS & YÉPEZ 2004). Estas rocas tienen una mineralogía muy semejante a las de Aroa, en especial por el alto contenido de cristales de carbonatos, que se encuentran dispersos uniformemente en la roca y no en vetas. Las muestras de los grandes cuerpos de serpentinita (ofiolitas desmembradas) de la Cordillera de la Costa no contienen carbonatos. En esta localidad de Vargas se interpretaron como olistolitos.

Tabla 2.8.9. Composición mineralógica y clasificación de rocas del Esquisto de Aroa

Mue

stra

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desp

ato-

K

Talc

o

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Serp

entin

ita

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cos

Car

bona

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riz

graf

ítosa

Ort

opir

oxen

o

Nom

bre

petr

ográ

fico

Ref

.

QCU-8 40 10 <1 20 30 3 Fa-5 5 15s 5 75 1

RAR11 10 10 45 5 30

Filita grafitosa muscovítica cuarcífera

3 Ya-274 70 20 10 Tz 2

RTU-1 50 15 17 15 3 <1

Esquisto cuarcífero feldespático muscovítico

3

QCHI8 70 2 20 3 5 Metarenisca cuarcífera moscovítica

3

Ya231C 70 10 5 10 5 Metaconglomerado 2

Ya283 35 10 5 20 30 2

La217A 35 20 <1 45 Esquisto carbonático-

cuarcifero muscovítico 2 RAR2 10 5 63 22 3

QMIA1 6 10 2 72 10 3 Qchi7 25 5 10 <1 60 3 CTF-1 5 10 83 2

Mármol cuarcífero muscovítico grafitoso

3 La213B 2 97 <1 2 Ya20B 2 3 95 1 Ya23R 2 98 1 Ya-25 2 5 3 90

Mármol

1

Ya230B 5 10 10 10 65 2

Ya-286 5 10 15 5 25 40

Esquisto actinolítico-epidótico-clorítico-

plagioclásico 2

Ya1318B 20 60 15 5 3 Ya1323 15 75 5 5

Serpentinita 3

Ref.: Referencias: 1: LOZANO & MUSSARI (2008), 2: NEVADO (2012), 3: COELLO (2012).

255

2.8.5. ESQUISTO DE MAMEY (1)

De esta unidad fueron recorridas la quebrada Guabinas, ubicada en un punto medio de la

carretera Lara-Yaracuy, así como en la localidad tipo de la quebrada Mamey y la quebrada Nonavana, ambas al sur de Duaca. En las tres localidades (Fig. 2.8.20) se observa una intercalación de filita-esquisto grafitoso de color fresco gris oscuro, filita cuarcífera grafitosa feldespática, metarenisca cuarcífera de grano medio a grueso de color gris oscuro, mármol de color fresco gris oscuro y metaconglomerado de color fresco gris claro. Un resumen de los tipos litológicos muestreados aparece en la Tabla 2.8.10.

Fig. 2.8.20. Vistas generales del los

afloramientos del Esquisto de Mamey. A: Quebrada Nonavana, Ya13-519B. B: Metarenisca, quebrada Nonavana

con pliege isoclinal, Ya13-519. C: Filita cuarcífera grafitosa

feldespática, quebrada Mamey, nótese su marcada foliación, Ya-1321.

Tabla 2.8.10. Tipos litológicos estudiados petrográficamente en el Esquisto de Mamey.

Tipo / protolito Litología Filita cuarcífera grafitosa feldespática

Metarenisca cuarcífera Filita - metarenisca - metaconglomerado /

Sedimentos siliciclásticos Meta-paraconglomerado polimíctico Mármol / caliza Mármol cuarcífero grafitoso

(1) En colaboración con Raúl Coello y Ana Cristina Hernández.

A B

C

256

Petrografía (HERNÁNDEZ 2013, NEVADO 2012, COELLO 2012) (Tabla 2.8.11)

Metarenisca cuarcífera

Roca con un tamaño de grano de 0,05 a 0,5 mm, de escogimiento pobre, esfericidad media-baja

y redondez subangular. El contacto entre los granos es en su mayoría grano-matriz. Está compuesta principalmente por cuarzo, en su mayoría monocristalino plutónico y policristalino plutónico, que presenta inclusiones de rutilo acicular. La plagioclasa se encuentra alterada a sericita y no posee maclado, ocasionalmente se muestran zonadas. Contienen fragmentos de rocas sedimentarias, metamórficas y chert. Otros minerales son muscovita detrítica, calcita, zircón y rutilo. La matriz es una combinación de cuarzo, arcilla, material carbonático y óxidos de hierro. El cemento está compuesto de cuarzo, también hay cemento de arcilla rellenando poros y carbonatos. Se observa alineación de los granos, deformación de la mica.

Fig. 2.8.22. Metarenisca cuarcífera, Ya-1320A. A: Material carbonático deformado con presencia de óxidos de hierro, NC.

B: Grano de cuarzo policristalino en contacto con matriz de cuarzo y calcita, NC.

Meta-paraconglomerado polimíctico

En la roca (La-209A) predominan los clastos con tamaño promedio de 0,25 mm, sin embargo también hay presencia de gránulos. Presenta un escogimiento medio y los clastos tienden a ser redondeados con una esfericidad media-alta y orientación isotrópica en la que la presencia de micas dan una orientación preferencial. El contenido de clastos es de 20% principalmente de cuarzo policristalino, el contenido de matriz es de 80%, siendo mayoritariamente de granos de cuarzo, plagioclasa, micas y minerales de arcilla; el tipo de cemento predominante es de minerales carbonáticos (10%) y minerales de arcilla (5%).

Los clastos de fragmentos de roca son: Arenisca feldespática con tamaño de grano de 1 mm, buena esfericidad y redondeados. No se observa matriz y el tipo de cemento es de minerales de arcilla, y el tipo de contacto predominante es concavo-convexo y suturado; está compuesto principalmente por cuarzo macrocristalino metamórfico y plagioclasa alterada; los fragmentos se

A B

257

encuentran redondeados y poseen un tamaño aproximado de 1 a 2 mm. Cuarzo policristalino con fragmentos de 1 mm de tamaño promedio bien redondeados y con buena esfericidad.

Mármol cuarcífero

Los cristales de carbonatos tienen un tamaño promedio de 0,005 a 0,1 mm. Los granos de cuarzo son policristalinos de 0,05 mm en promedio, subredondeados y de esfericidad media, pero también se presenta en vetas de hasta 0,5 mm de espesor. Otros constituyentes minoritarios son la albita y fragmentos de roca, en especial chert. La moscovita aparece como mineral accesorio. Aparecen estilolitas de amplitud máxima 0,2 mm (Fig. 2.8.23) y hay trazas de grafito lo cual permite observar el alineamiento que posee la roca. Se conservan componentes aloquímicos compuestos principalmente por fragmentos irregulares de fósiles no identificables fuertemente micritizados.

Fig. 2.8.23. Mármol cuarcífero, La13-520. Se observan estilolitas. NC.

Tabla 2.8.11. Composición mineralógica y clasificación de rocas del Esquisto de Mamey.

Muestra

Cua

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Plag

icla

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Mus

covi

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espa

to-K

Hor

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nda

Clo

rita

Cal

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sedi

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Frag

. met

amór

ficas

Alq

uím

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Cla

stos

Mat

riz

Cem

ento

Nombre petrográfico

Ya1320 75 2 8 12 <1 1 <1 <1 <1 <1 1 <1 La519B 29 18 1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 1 20 31

Meta-arenisca cuarzosa

La209A <1 20 80 Meta-paraconglomerado polimíctico

La521 4 1 <1 90 <1 <1 2 3 Mármol cuarzoso-grafitoso

258

2.8.6. FORMACIÓN BARQUISIMETO (1)

Para el área de estudio, STEPHAN (1982) subdivide a las rocas sedimentarias cretácicas en dos terrenos, a saber: (1) Unidad San Pablo - Buenos Aires que incluye a rocas equivalentes a las formaciones Bobare (y Carorita) del Cretácico Temprano, y Barquisimeto del Cretácico Tardío, esta última, cubierta discordantemente por su Formación Matatere III. Estas rocas corresponden al Grupo Lara redefinido por MACSOTAY et al. (1987). (2) Unidad Atarigua con unidades del Cretácico Temprano equivalentes a las formaciones Aguardiente y Apón, seguidas de una unidad que según el presente estudio es muy semejante a la Formación Barquisimeto de la localidad tipo, a su vez cubierta discordantemente por la Formación Matatere II.

A los efectos de nuestra cartografía geológica a escala 1:25.000, la Formación Barquisimeto se representa como dos subunidades separadas que denominamos:

- Formación Barquisimeto (subunidad San Pablo). - Formación Barquisimeto (subunidad Atarigua).

Las figs. 2.8.24 y 25 muestran secciones litoestratigráficas que resumen las relaciones tectónicas entre las dos subunidades y las formaciones que las cubren, tanto para la sección Siquisique - Curazaito, como para la Serranía de Matatere - Barquisimeto, respectivamente.

Fig. 2.8.24. Columnas litoestratigráficas sintéticas de la sección Los Algodones - Bucarito - Atarigua - Curazaito. Se resaltan las dos subunidades de la Formación Barquisimeto.

Imagen base y concepto gráfico de STEPHAN (1985), adaptado según resultados e interpretaciones del presente proyecto.

(1) En cooperación con Alí Gómez y Raúl Coello.

259

Fig. 2.8.25. Columnas litoestratigráficas generalizadas y relaciones tectónicas entre las

unidades de la sección Serranía de Matatere - Barquisimeto. Tomado de MACSOTAY et al. (1987).

260

Por no ser objeto prioritario en nuestro proyecto, solamente en la Subunidad Atarigua se obtuvieron cuatro rocas para estudios petrográficos. A continuación (Fig. 2.8.26) se muestran diversas imágenes de afloramientos de la Formación.

Fig. 2.8.26. Formación Barquisimeto. A: Panorámica desde Pozo Salado, donde se ubica

la nariz anticlinal de Bucarito. B: Plegamiento isoclinal en la Quebrada Morrocoy, al norte de Buenos Aires. C: Escarpadas montañas de los

alrededores de San Pablo. D: Quebrada Los Yabos. E: Talud en la carretera vieja Barquisimeto -

Carora en las cercanías de San Pablo. Nótese en todas las fotografías los colores grises

claros y rosados típicos de la unidad.

A y B: Subunidad San Pablo. C, D y E: Subunidad Atarigua

O N NE

A

B C

D

E

261

Fig. 2.8.26. Continuación. Formación Barquisimeto (Subunidad Atarigua). G: Areniscas de la Formación Matatere II sobre lutitas de

la Formación Barquisimeto, carretera hacia Curarigua. H: Escarpe en la quebrada Atarigua. I: Formación Barquisimeto (Kb) sobrecorrida a la Formación Matatere II (Tem), km 42 de la carretera vieja Carora-Barquisimeto. J: Contacto discordante de la Formación Matatere II (Tem) sobre la Formación Barquisimeto (Kb), quebrada Los Yabos. K: Capas de caliza y

arenisca plegadas, quebrada Tumbocoa. L: Concreción de caliza en la quebrada Los Yabos.

G H

I J

K L

262

Petrografía (Tablas 2.8.17 y 18)

Tabla 2.8.17. Tipos litológicos estudiados de la Formación Barquisimeto (Subunidad San Pablo) (COELLO 2012)

Tipo litológico Muestra Caliza Caliza laminada

Marga laminada Caliza masiva Nodulo de caliza masiva

La-1300 La-1309b La-1334 --

Arenisca Sublitarenita Arenisca carbonática

La-1301 --

Lutita carbonática -- Chert negro --

-- : Sin sección fina. Caliza

Roca conformada principalmente por calcita, de tamaño promedio de cristales 0,3 a 0,4 mm, presenta cristales de cuarzo policristalino metamórfico de 0,05 mm en promedio (Fig. 2.8.27B), subredondeados y de esfericidad media. En algunos sectores se aprecia óxido de hierro y presencia de materia orgánica (Fig. 2.8.27A) lo cual permite observar el alineamiento que posee la roca y los colores rosados y grisáceos de las bandas en muestra de mano.

Fig. 2.8.27. Fotomicrografías de caliza (La-1300) de la Formación Barquisimeto. A: Óxidos de hierro y presencia de materia orgánica. B: Cristales de calcita y cuarzo.

Sublitarenita

Roca con cristales de un tamaño de grano de 0,05 a 0,5 mm, con escogimiento medio, esfericidad media-baja y redondez subangular. El contacto entre los granos es en su mayoría cóncavo-convexo, suturado y longitudinal. Está compuesta principalmente por cuarzo en su mayoría monocristalino plutónico y policristalino plutónico, feldespato y plagioclasa, esta última se encuentra alterada, fragmentos de roca sedimentaria (3%), chert (2%) y minerales accesorios

A B

263

como moscovita y biotita detríticos. La matriz es de minerales de cuarzo y arcilla, representa un 5% del total de la muestra. El cemento está compuesto de cuarzo; también predomina cemento de caolinita rellenando poros y en aros envoltorios de granos. Se observa alineación de los granos, deformación de mica, contactos cóncavo-convexos, suturados y longitudinales

Fig. 2.8.28. Fotomicrografías de sublitarenita (La-1301) de

la Formación Barquisimeto. A: Cemento de cuarzo y de minerales de arcilla; contactos suturados y cóncavo-convexos. B: Deformación de grano dúctil. C: Fragmento de roca sedimentaria. Se observa matriz de cuarzo y de minerales de arcilla.

Tabla 2.8.18. Composición mineralógica y clasificación de rocas de la Formación Barquisimeto

(Subunidad San Pablo) (todos los minerales a excepción de la calcita y opacos son detríticos)

Muestra

Cua

rzo

Feld

espa

to-K

Mos

covi

ta

Plag

iocl

asa

Opa

cos

Gra

fito

Cal

cita

Bio

tita

Cem

ento

-M

atri

z

Clasificación

La1300 5 - - - 5 <1 90 - - Caliza (wackstone?) (intramicrita?) La1301 80 <1 2 <1 2 <1 - <1 16 Sublitarenita Metamorfismo BUSHMAN (1966) determina la presencia de pumpellita en localidades cercanas a Barquisimeto.

En las escasas secciones finas estudiadas para el presente trabajo, no se evidencia la presencia de minerales diagnósticos de metamorfismo, pero debido a los estudios previos, la presencia de rocas pelíticas en campo clasificables como pizarras y el plegamiento isoclinal en algunos sectores inclusive con fuerte clivaje apical, consideramos que la unidad estuvo sujeta a una fase metamórfica de muy bajo grado en facies sub-esquisto verde, probablemente prehnita-pumpellita.

A B C

B

C

264

2.9. GEOCRONOLOGÍA

2.9.1. EDADES DE LA OFIOLITA DE SIQUISIQUE, LARA y FALCÓN

2.9.1.1. EDADES 40Ar-39Ar DE LA OFIOLITA DE SIQUISIQUE EN LA LOCALIDAD DE LAS LLANADITAS, FALCÓN (1)

El sitio de Las Lanaditas se ubica al sur de Mapararí, una localidad a su vez ubicada al sureste

de Churuguara, en Falcón centro-sur (Fig. 2.9.1). Allí afloran tres pequeños cuerpos de rocas ígneas (Fig. 2.9.2), que forman parte de la Ofiolita de Siquisique (URBANI et al. 2012b), junto a los cuerpos mayores de Los Algodones, Yurí-Tinajitas-Chorrerones y El Limón (Fig. 2.9.1). En esta localidad las rocas ígneas se encuentran en contacto de fallas de corrimiento con las formaciones "La Luna" y Matatere, y pertenecen al conjunto de las denominadas Napas de Lara, parcialmente cubiertas inconformemente por la Formación Capadare.

Fig. 2.9.1. Mapa

geológico generalizado y de

ubicación de muestras de basalto de Las

Llanaditas, perteneciente a la

Ofiolita de Siquisique. Simplificado de

HACKLEY et al. (2006).

(1) En colaboración con Marvin Baquero, Sebastian Grande y Herbert Fournier.

Fig. 2

Fig. 2.9.2

265

Estas características diferencian a estas rocas ígneas, de las volcánicas del centro de la cuenca de Falcón, que son pequeños cuerpos intrusivos en las formaciones El Paraíso y Pecaya (BRUEREN 1949, MUESSIG 1978, 1979, 1984, MCMAHON 2001, ESCORIHUELA & RONDÓN 2002, GRANDE 2009).

Fig. 2.9. 2. Mapa geológico de la zona de Las Llanaditas, estado Falcón. El asterisco ubica la

muestra analizada. Geología integrada por REÁTEGUI (2011) a partir de NATERA (1957), BELLIZZIA et al. (1969) y Carelys Falcón (2006, inédito). Fragmento de las hojas 6348-III-NE,SE,SO,NO (URBANI & GÓMEZ 2014). Leyenda: Kl (verde): “Formación La Luna”, Ksgb

(rosado): Ofiolita de Siquisique, sin diferenciar, Tem (marrón): Formación Matatere III, Tmca (amarillo): Formación Casupal, Tmc: Formación Capadare. Coordenadas UTM 19P, La Canoa.

Escala: cuadrícula de 1 km.

Esta región fue cartografiada por primera vez por NATERA (1957) de la Creole Petroleum Corporation a escala 1:50.000. Algunas muestras de este autor fueron estudiadas petrográficamente por MARTÍN & BELLIZZIA (1958), quienes identificaron un basalto alterado, con la presencia de labradorita trasformada a sericita y calcita, clinopiroxeno alterando a clorita, epidoto y óxidos de Fe, así como vetas secundarias de calcita y cuarzo.

Posteriormente la zona fue cartografiada por el Ministerio de Minas e Hidrocarburos

(BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1968) a escala 1.100.000. En 2006, Carelys Falcón (UCV) recorrió la localidad y tomó muestras de gabro y basalto, cuyos análisis petrográficos están incluidos en REATEGUI (2011).

En 2010, Marvin Baquero colectó muestras para los estudios de geoquímica y geocronología

presentados en esta sección. El sitio de colección se ubica a 8 km al SE de Mapararí, en la quebrada Las Llanaditas, con coordenadas UTM 459.331E, 1.189.589N (La Canoa, 19P) (Fig. 2.9.2). La muestra se identificó como un basalto y presentó una mineralogía con predominio de cristales de plagioclasa con textura de flujo y clinopiroxeno, así como una alta proporción de una matriz no identificable petrográficamente por su carácter afanítico y fuerte alteración. También

*

266

hay óxidos de hierro y carbonatos en vetas. Todos los cristales de plagioclasa se encuentran muy sausuritizados y carbonatizados, mientras que los de clinopiroxeno presentan fuerte alteración a clorita, anfíbol (¿actinolita?) y también están parcialmente carbonatizados, adicionalmente se identificó prehnita, indicativa de metamorfismo de muy bajo grado pre-esquisto verde. Debido a su

fuerte alteración no se pudo identificar el tipo de clinopiroxeno presente.

Métodos analíticos

Las muestras fueron preparadas por el Ing Geól. Marvin Baquero, en el Centro de Investigaciones Geocronológicas (CPGeo-USP), una unidad interdepartamental del Instituto de Geociencias de la Universidad de São Paulo, Brasil.

Dada la alteración hidrotermal y granulometría fina de la muestra, no se pudo separar minerales

y los análisis se realizaron utilizando la roca total en gránulos milimétricos. La preparación consistió en la reducción granulométrica de la muestra hasta llevarla a un tamaño ideal entre 0,5 a 2 mm. Para ello, primero debe ser retirada toda impureza o alteración de la superficie de la muestra. Seguidamente la muestra se colocó en un pilón de acero inoxidable donde se trituró con un martillo y luego pasada por un juego de tamizes de 10-35 mallas y un fondo. Después, la fracción concentrada (10-35) se colocó dentro de un beaker de vidrio y se lavó con agua para eliminar restos de partículas finas dejadas durante el proceso de tamizaje. Este proceso es repetido hasta que el agua queda transparente, es decir, sin partículas en suspensión. Finalmente, el material es humedecido con alcohol y colocado para su secado en una lámpara.

Los gránulos del basalto, fueron empaquetados con "papel" de aluminio puro y colocadas en un contenedor cilíndrico de aluminio junto con el estándar de biotita (FCT-3 con una edad 27,99 Ma, la cual sirve como monitor de neutrones). Esta edad a su vez fue calibrada con un cristal de hornblenda estándar (MMhb-1) con una edad aparente K-Ar de 520,4 Ma. Las muestras junto con los patrones, fueron enviadas para irradiación al Reactor Nuclear McMaster ubicado en la Universidad de McMaster, Ontario, Canadá.

Después de la irradiación, los análisis de 40Ar/39Ar por incremento de temperatura fueron hechos en el Laboratorio de Geocronología de Argón de la Universidad de Michigan. Se tomaron alícuotas de las muestras y de los patrones, siendo colocadas en portamuestras de 2 mm de diámetro y de 1,5 mm de profundidad hechos en una lámina circular de Cu. Luego, la lámina fue colocada en una cámara de acero con un puerto de zafiro y horneada a una temperatura de 150ºC para “limpiar” las líneas de extracción y las muestras. Los patrones fueron fundidos en un solo análisis, usando un láser de iones con el propósito de obtener los valores de J necesarios para calcular las edades aparentes de las muestras. Éstas fueron procesadas incrementando la temperatura sucesivamente por pasos hasta su completa fusión. Los gases extraídos fueron analizados con un espectrómetro de masas de gases nobles de alta sensibilidad (VG1200S). Los isótopos de Ar fueron corregidos por blancos en el sistema (análisis sin liberación de gases), y por contaminación atmosférica e interferencia de neutrones inducidas. Las relaciones de Ca/K y Cl/K de los minerales fueron calculadas a partir de los valores de 37Ar/39Ar y 38Ar/39Ar respectivamente, usando las relaciones derivadas de los patrones. Los análisis Ar-Ar se realizaron por duplicado, utilizando dos fracciones diferentes de cada muestra, calculándose las edades aparentes de gas total ("total gas age") y de meseta ("plateau age").

267

Resultados

Los análisis químicos del basalto de Las Llanaditas se presentan en la Tabla 2.9.1. Para comparar estas muestras con otros basaltos (SiO2 entre 45 y 51%) de la región Falcón y Lara, se recopilaron los análisis de otros autores, a saber: cuatro muestras de los diques de Yaracuybare (datos de URBANI et al. 2012a), cinco de la Ofiolita de Siquisique en la localidad de Los Algodones (datos de KERR et al. 2010) y 14 de los cuerpos instrusivos de Falcón central (datos de ESCORIHUELA & RONDÓN 2002). La ubicación regional de estas localidades puede verse en la Fig. 2.9.1. En estas muestras, los componentes mayoritarios y elementos trazas que resultaron comunes entre todos los autores citados son SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, MgO, MnO, CaO, Na2O, K2O, P2O5, Ba, Co, Rb, Sr, V, Y, Zn, Zr y Nb. Con esta base de datos se elaboró un dendrograma (Fig. 2.9.3) en el cual se muestra que la muestra L1 de Las Llanaditas aparece clasificada en un grupo junto a todas las demás muestras de la Ofiolita de Siquisique, lo cual ratifica las observaciones de campo. En el mismo dendrograma es interesante notar que las muestras FC9 a 12, que corresponden al Cerro El Sol, son químicamente diferentes al resto de las muestras de Falcón central, lo cual sugiere que en esta región ocurrieron diversos pulsos magmáticos, lo cual pudiera ser un aspecto de interés para futuras investigaciones.

Tabla 2.9.1. Análisis químicos de dos muestras del basalto de Las Llanaditas, estado Falcón. (Análisis por ICP-MS. Tomado de BAQUERO 2014).

Componentes mayoritarios (%) SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 MnO Cr2O3 PAR Suma

L1 50,01 13,98 12,59 4,17 6,84 4,99 0,20 1,07 0,15 0,20 <0,002 5,6 99,83L2 56,91 14,70 8,18 1,83 4,49 4,45 1,84 0,92 0,42 0,18 <0,002 5,9 99,80

Elementos trazas (ppm) Ag As Au Ba Be Bi Cd Co Cs Cu Ga Hf Hg Mo Nb Ni

L1 0,2 2,0 2,2 171 <1 <0.1 0,2 35,3 1,1 209 15,4 2,2 <0,01 0,5 2,4 14,9L2 <0,1 2,3 <0,5 983 <1 <0.1 <0,1 10,8 1,0 13,1 18,5 4,7 0,02 0,6 5,5 1,3

Elementos trazas (ppm) Pb Rb Sb Sc Se Sn Sr Ta Th Tl U V W Y Zn Zr

L1 1,3 4,5 <0,1 37 <0,5 <1 232 0,1 0,6 <0,1 0,2 368 <0,5 23 83 66,5 L2 1,0 30 <0,1 18 0,5 3 135 0,3 1,4 <0,1 0,8 54 <0,5 37 96 159

Elementos de las Tierras Raras (ppm) ID La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu L1 4,4 11,6 1,80 9,5 2,9 0,95 3,59 0,64 3,75 0,84 2,36 0,37 2,31 0,36 L2 10,8 26,1 3,89 20,1 5,2 1,44 6,07 1,05 6,30 1,28 3,87 0,58 3,68 0,57

Datos isotópicos

La muestra tuvo una liberación de 39Ar muy irregular (figs. 2.9.4 y 5), de manera que no es

posible presentar una edad de meseta adecuada, resultando solo en una edad de gas total menos confiable. Esta es una situación compleja, ya que siendo en roca total, el 40Ar* puede residir en distintos minerales (plagioclasa, clinopiroxeno) con distintas concentraciones y temperaturas de cierre, como de hecho se muestra en los espectros de Ca/K y Cl/K. Haciendo una comparación

87Sr/86Sr 1 sd 143Nd/144Nd 1 sd δNd 1 σ L1 0,704535 0,000033 0,513077 0,000017 8,56 0,33

268

entre los espectros de edades y los de Ca/K y Cl/K derivados de los análisis, se puede observar una gran correspondencia, desde los pasos de menor temperatura hasta la fusión total de la roca. Esto indica que la liberación de argón (40Ar* y 39Ar) durante los análisis, estuvo condicionada a la presencia de distintas fases mineralógicas (relativamente pobres en K), cada una de ellas con distintos aportes durante el incremento sucesivo de temperatura.

Dist

ance

0

30

60

90

120

150

180

Y1 Y2Y3 Y4 S1 S2 S3S4 S5L1

FC1

FC6

FC7

FC9

FC10

FC11

FC12

FC15

FC20

FC21

FC22

FC23

FC24

FC25

Fig. 2.9.3. Dendrograma utilizando la composición química de rocas basálticas de los estados Falcón y Lara (método del vecino más lejano y distancia euclidiana al cuadrado). Muestras =

L1: basalto de Las Llanaditas, Y1 a Y4: diques de Yaracuybare, S1 a S5: Ofiolita de Siquisique, FC1 a FC24: instrusivos de Falcón central. Nótese que la muestra L1 de Las Llanaditas se

agrupa junto a las muestras de Siquisique.

Tabla 2.9.2. Edades Ar-Ar del basalto de Las Llanaditas. (Tomado de BAQUERO 2014).

Muestra Ver resultados en Edad de gas total (Ma) (1σ) Las Llanaditas, fracción 1 Fig. 2.9.4 35,15 ± 4,06 Las Llanaditas, fracción 2 Fig. 2.9.5 39,57 ± 3,25

* Promedio al cuadrado de las desviaciones ponderadas.

DISCUSIONES

Las edades aparentes entre 43 y 31 Ma obtenidas, corresponden al lapso comprendido entre el

Eoceno medio (Bartoniano) y el Oligoceno temprano (Rupeliano). Estos resultados poseen un alto grado de incertidumbre como para inferir la edad de cristalización de la roca. Pero coincide

269

con el intervalo de edad postulado para el emplazamiento de las Napas de Lara (e.g.: STEPHAN 1982, 1985; PINDELL et al. 2005).

El cuerpo de Las Llanadidas pertenece a la Ofiolita de Siquisique que ha sido datado por KERR

et al. (2010) en 95-92 Ma. De manera que las edades terciarias obtenidas probablemente representen eventos hidrotermales tardíos que actuaron sobre estas rocas en condiciones de la facies prehnita-pumpellita, necesarias para la formación de la prehnita visible en casi todas las muestras plutónicas y volcánicas de la Ofiolita de Siquisique.

Fig. 2.9.4. Gráficos para la determinación de la edad Ar-Ar en la fracción 1.

Edad de gas total: 33,15±4,06 Ma.

Fig. 2.9.5. Gráficos para la determinación de la edad Ar-Ar en la fracción 2.

Edad de gas total: 39,57±3,25 Ma.

270

2.9.1.2. EDADES 40Ar-39Ar DE LA OFIOLITA DE SIQUISIQUE EN LA LOCALIDAD DE LOS ALGODONES, ESTADO LARA (1)

BARTOK et al. (1985) sugieren una edad Jurásico Medio (mínimo Bajocience al Bathoniano

temprano) (~170-166 Ma) para la unidad, con base al hallazgo de amonites en los intersticios de una lava almohadillada que aparece como bloques sueltos en las cabeceras de la quebrada Las Petacas, Los Algodones (Fig. 2.9.8A). Tanto por esta edad paleontológica, su posición tectónica actual dentro del continente, como por el hecho de haberse acrecionado y apilado en la provincia de las Napas de Lara, antes de la llegada del Arco del Caribe, hizo pensar que estas rocas fueran consideradas como basalto de cordillera centro oceánica (MORB) normal y gabro, del proto-Caribe Jurásico formados durante el proceso de separación (“rifting”) de Norte y Sur América.

Con base a estudios de campo más recientes, además del informe original de RENZ (1949) quién realizó el hallazgo de los amonites, como por el estudio de la zona por STEPHAN (1982), concluimos que el bloque de lava almohadillada donde se ubicaron los amonites, probablemente corresponda a un olistolito originalmente incluido en la Formación Matatere.

A partir de una toma de muestras de basalto y gabro (Fig. 2.9.6) realizado en 2004 en la zona

de Los Algodones, Andrew Kerr obtuvo edades Ar-Ar de las mismas (KERR et al. 2008) a saber (Fig. 2.9.7):

Muestra Material analizado Tipo de datación Edad (Ma) 04AK19 Gabro Plagioclasa Edad de fusión total (máxima) 93,00 ± 1,62 04AK28 Gabro Plagioclasa Edad de meseta (aceptable) 94,71 ± 0,93 04AK20 Basalto Plagioclasa Edad de fusión total (máxima) 94,46 ± 0,90 04AK24 Basalto Matriz Edad de meseta (aceptable) 89,67 ± 0,74

408 410 412

Fig. 2.9. 6. Ubicación de las muestras de gabro (flecha negra) y basalto (flecha verde) de la Ofiolita de

Siquisique para dataciones Ar-Ar. Fragmento del mapa geológico 6247-IV-NE Los Algodones (URBANI & GÓMEZ 2013). Siglas: KSg: Ofiolita de Siquisique (gabro), KSb: Ofiolita de Siquisique (basalto), Kl:

“Fm. La Lun”a, Tem3: Fm. Matatere, TA: Complejo Estructural Los Algodones, Amarillo: Fm: castillo, Blanco: sedimentos cuaternarios. Coordenadas UTM 19P, La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

(1) En colaboración con Andrew Kerr (Cardiff University).

1.175 1.173

271

Fig. 2.9.7. Gráficos para la determinación de edades Ar-Ar en muestras de la Ofiolita de

Siquisique. Muestras 04AK19 y 28: gabro, 04AK20 y 24: basalto.

2.9.1.3. EDAD Y ORIGEN DE LA OFIOLITA DE SIQUISIQUE La evidencia geocronológica Ar-Ar muestra que la Ofiolita de Siquisique tiene una edad de 90-

95 Ma. Esta edad es concordante con la edad Cretácico "medio" obtenida por BAUMGARTNER et al. (2013), a partir de radiolarios mal preservados (Fig. 2.9.8B), extraídos de capas de chert negro intercaladas en lavas almohadilladas de la Ofiolita de Siquisique en la zona de Macuere.

Fig. 2.9.8. A: Amonites del Jurásico medio reportados por BARTOK et al. (1985). B: Radiolarios del Cretácico Tardío de BAUMGARTNER et al. (2013).

A B

272

Los basaltos y gabros de El Copey (Paria) y Sans Souci (Trinidad) tienen una química similar a Siquisique (Tabla 2.9.3, Figs. 2.9.9 y 10) y también fueron acrecionados al norte de Suramérica antes de la llegada del Gran Arco del Caribe. Esta semejanza permite interpretar que fuentes similares del manto hayan estado involucradas en la petrogénesis de los fragmentos corticales mesozoicos del proto-Caribe en Trinidad y Venezuela (KERR et al. 2008, NEIL et al. 2013).

Fig. 2.9.9. Diagramas geoquímicos donde se observa la semejanza entre las rocas de Siquisique, El Copey y Sans Souci. Tomado de KERR et al. (2008).

Fig. 2.9.10. Diagramas geoquímicos donde se observa la semejanza entre las rocas de Siquisique, El Copey y Sans Souci. Tomado de NEIL et al. (2013).

273

Tabla 2.9.3. Composición química de muestras de gabro y basalto de la Ofiolita de Siquisique. Datos cortesía del Andrew Kerr, Cardiff University. Inédito.

ID Litol. SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO MnO CaO Na2O K2O P2O5 LOI Total

AK19 Gabro 52,23 0,99 15,96 9,64 7,46 0,13 7,96 4,00 0,59 0,18 2,40 101,56 AK21 Gabro 49,71 1,11 16,68 9,55 7,04 0,17 10,31 2,95 0,44 0,11 1,93 100,02 AK22 Gabro 49,15 1,24 16,40 9,88 7,38 0,16 9,88 2,93 0,42 0,11 2,10 99,66 AK27 Gabro 49,12 1,07 13,93 7,07 7,54 0,10 12,96 3,12 0,06 0,12 3,14 98,22 AK28 Gabro 48,43 0,97 16,00 9,22 6,66 0,14 11,10 3,23 0,13 0,07 3,17 99,15 AK20 Basalto 49,89 1,43 14,49 10,15 8,09 0,18 9,34 3,47 0,23 0,15 2,56 100,01 AK23 Basalto 48,23 2,21 13,51 15,01 6,51 0,23 8,82 2,93 0,31 0,19 1,80 99,81 AK24 Basalto 50,53 1,78 14,10 13,05 7,13 0,20 9,34 2,99 0,42 0,16 1,58 101,31 AK25 Basalto 49,01 1,42 15,24 10,46 8,16 0,19 9,84 2,99 0,38 0,14 2,64 100,51 AK26 Basalto 48,82 1,71 14,04 12,54 7,39 0,21 10,07 3,40 0,16 0,16 2,52 101,06

Sc V Cr Co Ni Ga Rb Sr Y Zr Nb Ba La AK19 39,3 183,7 335,3 37,2 93,9 16,3 9,5 259,8 40,0 159,0 5,68 312,9 7,446 AK21 41,3 248,4 439,0 36,4 84,6 15,5 7,5 275,2 27,2 76,9 2,53 257,1 3,695 AK22 43,9 264,6 383,7 37,8 71,6 15,1 7,0 309,6 27,5 73,0 2,78 278,3 3,287 AK27 41,1 202,9 79,6 30,2 53,2 14,3 0,5 154,4 32,5 108,3 3,18 69,4 3,511 AK28 42,5 234,7 166,1 33,7 62,9 16,5 1,6 166,4 22,8 64,1 1,90 97,1 2,840 AK20 45,0 265,4 337,7 42,0 89,3 14,3 3,5 236,1 30,3 103,3 5,29 154,7 4,596 AK23 46,4 383,8 125,0 50,0 81,9 20,1 5,1 186,6 47,8 141,3 4,89 205,2 6,132 AK24 47,2 330,0 143,1 42,2 63,2 17,8 7,4 239,0 40,6 115,4 3,82 278,4 5,511 AK25 45,2 273,4 339,5 43,8 95,2 15,9 5,3 232,2 30,6 102,8 5,12 138,9 5,164 AK26 47,2 329,0 225,4 44,2 67,1 18,4 2,1 154,1 38,2 117,1 4,47 96,9 5,193

Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu AK19 19,43 2,82 13,76 4,13 1,23 5,20 0,92 6,06 1,27 3,92 0,63 3,80 0,59 AK21 9,95 1,59 8,29 2,74 1,03 3,62 0,64 4,28 0,89 2,67 0,42 2,52 0,41 AK22 8,59 1,49 7,88 2,67 1,00 3,60 0,64 4,36 0,89 2,69 0,43 2,50 0,41 AK27 10,05 1,51 8,23 2,94 1,16 4,12 0,76 5,14 1,03 3,11 0,51 2,95 0,49 AK28 7,60 1,17 6,15 2,10 0,90 2,93 0,54 3,63 0,75 2,19 0,36 2,14 0,35

AK20 12,04 1,98 10,04 3,18 1,07 4,07 0,73

4,77 0,97 2,89 0,46 2,75 0,42

AK23 16,78 2,57 13,55 4,52 1,62 6,06 1,10 7,24 1,51 4,58 0,73 4,35 0,68 AK24 14,24 2,28 11,97 3,95 1,36 5,28 0,94 6,38 1,31 3,93 0,63 3,78 0,59 AK25 13,33 2,19 10,72 3,31 1,14 4,28 0,76 5,01 1,01 2,92 0,48 2,76 0,44 AK26 14,46 2,27 11,77 3,81 1,35 5,05 0,92 6,18 1,25 3,68 0,61 3,51 0,58

Hf Ta Th U AK19 3,76 0,35 0,57 0,19 AK21 1,93 0,15 0,17 0,06 AK22 1,90 0,17 0,17 0,06 AK27 2,70 0,21 0,29 0,07 AK28 1,67 0,11 0,15 0,05 AK20 2,46 0,30 0,31 0,10 AK23 3,46 0,29 0,33 0,13 AK24 3,01 0,25 0,26 0,08 AK25 2,55 0,30 0,32 0,11 AK26 2,95 0,29 0,31 0,11

274

2.9.2. EDADES RELACIONADAS CON EL COMPLEJO SAN JULIÁN

2.9.2.1. EDAD 40AR-39AR Y K-AR EN MUSCOVITA DE PEGMATITA,

FARRIAR, YARACUY (1) La cantera de Farriar es utilizada para obtener material de relleno a ser utilizado para carreteras

y proyectos habitacionales. El lugar se encuentra en el lado oeste de la carretera Palmasola - Farriar, en coordenadas UTM 548.300E, 1.161.000N (zona 19P, datum WS84) (Fig. 2.9.11, punto verde) (MENDI et al. 2010b).

En la cantera afloran rocas metasedimentarias del Complejo San Julián (JAIMES 2012), cruzadas

por numerosos diques y mantos de pegmatita granítica de espesores métricos (Fig. 2.9.12 y 13), así como diques graníticos de espesores decimétricos. La roca caja es un esquisto de color de meteorización marrón muy oscuro, contiene cuarzo, biotita, muscovita y albita, con trazas de feldespato-K, apatito, granate, zircón y opacos. La foliación está definida por la biotita, debida al metamorfismo de medio grado en la facies de la anfibolita epidótica a que fue sometida la unidad .

Se colectaron dos muestras para geocronología: - Pegmatita, para extraer muscovita a ser datada por el método Ar-Ar y K-Ar. - Dique granítico para edades U-Pb en zircón.

(1) En colaboración con Marvin Baquero, Herbert Fournier, Sebastián Grande y David Mendi.

Fig. 2.9.11.

Ubicación de muestras para geocronología:

Cantera de Farriar (punto verde) y gneis granítico (punto rojo).

Fragmento del mapa geológico

6447 Aroa (URBANI & GÓMEZ 2013).

275

La pegmatita esta constituida mayormente por cuarzo y feldespato-K (Fig. 2.9.12 y 13). En

diferentes partes de los afloramientos a veces se presenta una alta proporción de turmalina negra (chorlo) en cristales centimétricos (Fig. 2.9.14); mientras que en otras, hay acumulaciones de muscovita en libros también centimétricos (Fig. 2.9.15). Las evidencias de campo y microscópicas revelan que tanto la roca caja como la pegmatita, han sido severamente cizalladas, produciéndose en ella fuertes efectos de fragmentación-granulación.

Al microscopio, tanto los cristales de cuarzo como los de feldespato, que a simple vista parecen cristales centimétricos únicos, están subgranulados a tamaños de milimétricos a submilimétricos, también involucrados en textura gráfica (Fig. 2.9.16). Los cristales de cuarzo presentan bordes suturados y fuerte extinción ondulatoria, y se hallan a su vez microgranulados a tamaños de décimas de mm; mientras que el feldespato potásico presenta efectos aún más intensos de granulación con dominios de tamaños de centésimas de mm, y con laminillas de sericita incluidas.

Los cristales de muscovita muestran efectos de plegamiento y maclado polisintético por

deformación, pero sin haber sido subdivididos en unidades de menor tamaño (Fig. 2.9.18). Los cristales prismáticos de turmalina también se muestran muy fracturados. A pesar del gran grado de cataclasis de los minerales, sus minúsculos fragmentos triturados han recristalizado formando unidades coherentes.

En algunos afloramientos de la pegmatita se observan zonas de dimensiones decimétricas con

gran abundancia de granate (espessartina, Mn3Al2(SiO4)3, identificado por difracción de rayos X (Fig. 2.9.17) que por su ocurrencia, interpretamos como de origen primario durante la cristalización de la pegmatita y no como producto de metamorfismo. La pegmatita puede clasificarse como peralumínica.

Los métodos de geocronología Ar-.Ar corresponden a los ya indicados en al sección correspondiente al basalto de Las Llanaditas. Pero en el caso particular de la pegmatita de Farriar, las láminas de muscovita de 1 cm de diámetro se separaron manualmente con una pinza, fueron reducidas de tamaño con un tamiz de 40 mallas (420 μm). Los cristales fueron colocados en agua dentro un beaker de vidrio y colocados en un ultrasonido con temporizador marcado para 10 minutos. Luego el material fue humedecido en alcohol y colocado para su secado en una lámpara. Esta fracción se usó para la extracción de argón (Ar), cortándose a un tamaño final cercano a 1 mm2 para poder ajustarlas al porta-muestras. Mientras que para el análisis de K, se tomó una alícuota del material preparado en el paso anterior y fue reducida a polvo, usando un mortero de ágata. La concentración de K fue determinada por fluorescencia de rayos X por dispersión por longitud de onda.

Los análisis Ar-Ar se realizaron por duplicado, utilizando dos fracciones diferentes de la

muestra, calculándose las edades aparentes de gas total ("total gas age") y de meseta ("plateau age"). La muestra de muscovita también fue analizada por el método de K-Ar convencional en el CPGeo-USP.

276

Fig. 2.9.12. Vista panorámica de la parte oeste de la cantera. La roca blanca de espesores métricos corresponde a pegmatita y la roca

oscura es un esquisto biotítico. La flecha roja ubica la muestra de la pegmatita datada por

Ar-Ar. La flecha azul ubica los diques de granito datados por U-Pb. Fotografía de 2010.

Fig. 2.9.13. Detalle de diques de pegmatita.

Fig. 2.9.14. Cristales de turmalina (chorlo).

Fig. 2.9.15. Libros de mica muscovita de pocos centímetros de espesor y feldespato-K con

textura gráfica.

Fig. 2.9.16. Feldespato potásico con textura gráfica.

Fig. 17. Cristales de granate en la pegmatita.

277

Fig. 2.9.18. Fotomicrografía de la pegmatita de Farriar. A la izquierda se observa cuarzo

granulado con bordes suturados. En el centro la muscovita con maclas polisintéticas

generadas por la fuerte deformación de la roca y que cruzan el clivaje del mineral.

Arriba a la derecha se observa feldespato–K intensamente granulado, con dominios del

orden de centésimas de milímetro. Ancho de la imagen: 1 mm.

Los resultados de la muscovita son muy confiables dado que las curvas de emisión de Ar (figs.

2.9.19 y 20), muestran un patrón muy uniforme de liberación del 39Ar, permitiendo una buena concordancia entre las edades de meseta y de gas total.

A fin de interpretar el significado de estas edades aparentes, se calculó las temperaturas de

cierre siguiendo la ecuación de DODSON (1973). Dado que el tamaño de los cristales de muscovita es necesario para estos cálculos, con lupa binocular se midieron 12 libros de muscovita, obteniéndose un resultando de 1,7±0,3 mm (1σ) de diámetro (donde el error en la dimensión es la desviación estándar con n=12). Adicionalmente se usaron los parámetros de difusión de 40Ar* para la muscovita de HAMES & BOWRING (1994) y se asumió una tasa de enfriamiento (TE) lenta, resultando en las siguientes temperaturas de cierre dodsonianas:

1) 446±8ºC (1σ) para una TE de 15±3ºC/Ma; 2) 439±8ºC (1σ) con una TE de 10±2ºC/Ma, y 3) 426±7ºC (1σ) asignando una TE de 5±1ºC/Ma. Los errores en la TE se han asumido arbitrariamente, mientras que los errores en la temperatura

son calculados a partir de los errores de todas las variables y constantes. En forma general puede decirse que la temperatura de cierre dodsoniana del sistema isotópico de Ar en esta muscovita, es del orden de 435 ºC.

Las edades aparentes Ar-Ar se presentan en la Tabla 2.9.4. y los resultados K-Ar en la Tabla 5.

Tabla 2.9.4. Dataciones Ar-Ar de las muestras de muscovita de la pegmatita de Farriar.

(Cortesía de M. Baquero).

Muestra Ver resultados en

Edad de gas total (Ma) (1σ)

Edad de meseta (Ma) (1σ) MSWD*

Farriar, fracción 1 Fig. 7 26,32 ± 0,23 26,44 ± 0,20 1,61 Farriar, fracción 2 Fig. 8 25,52 ± 0,33 25,82 ± 0,18 0,84

* Promedio al cuadrado de las desviaciones ponderadas.

278

Tabla 2.9.5. Edad K-Ar de muscovita de Farriar (Cortesía de M. Baquero).

Fig. 2.9.19. Gráficos para la determinación de la edad Ar-Ar en la muscovita de Farriar

(fracción 1). Edad de gas total: 26,32 ± 0,23 Ma. Edad de meseta: 26,44 ± 0,20 Ma.

Fig. 2.9.20. Gráficos para la determinación de

la edad Ar-Ar en la muscovita de Farriar (fracción 2).

Edad de gas total: 25,52±0,33 Ma. Edad de meseta: 25,82±0,18 Ma.

% K Error K (%)

40Ar Rad ccSTP/g (*10-6)

40Ar Atm (%)

Edad máx. (Ma)

Edad (Ma)

Error máx. (Ma)

8,7228 0,5000 11,75 37,95 35,8 34,3 1,4

279

2.9.2.2. EDAD U-PB DE DIQUE GRANÍTICO, CANTERA DE FARRIAR, YARACUY (1)

En la misma cantera de Farriar, hay diques graníticos de espesores decimétricos (Fig. 2.9.21),

que se clasifican como sienogranito (Tabla 2.9.6). La roca caja está muy deformada, plegando incipientemente a los diques. Las estructuras penetrativas muy visibles en la roca caja esquistosa, también afectan angularmente al contacto del dique, produciendo una leve pero visible estructura gnéisica en el mismo.

En la zona de contacto entre ambas rocas se observa una zona de reacción de color negro de espesores milimétricos, constituidas por biotita casi pura. Tanto en el afloramiento como en la muestra de mano, el granito tiene una incipiente foliación pudiéndose clasificar como un gneis granítico. Petrográficamente corresponde a un sienogranito.

La figs. 2.9.22 a 24 muestran los resultados geocronológicos por LA-ICP-MS (cortesía de Marvin Baquero y Víctor Valencia), indicativos de cristalización del granito en 492,38 (+7,98; -9,85) Ma, con una población de cristales heredados de que llegan hasta 2.150 Ma.

Fig. 2.9.21. Diques de granito intrusivo en el esquisto biotítico. La flecha roja muestra el lugar donde se colectó la muestra datada.

Tabla 2.9.6. Composición química del dique de granito datado (Cortesía de Marvin Baquero).

SiO2 Al2O3 Fe2O3(t) MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 LOI Total

73,79 14,26 1,19 0,09 0,36 1,1 3,23 4,63 0,118 0,11 0,96 99,83

Au Ag As Ba Be Bi Br Cd Co Cr Cs Cu < 5 < 0.5 < 2 320 1 < 2 < 1 < 0.5 5 22 3,8 67 Hf Hg Ir Mo Ni Pb Rb S Sb Sc Se Sr 2,5 < 1 < 5 < 2 5 41 200 0,009 < 0.2 3,2 < 3 101 Ta Th U V W Y Zn Zr La Ce Nd Sm < 1 6,5 1,6 25 < 3 24 28 40 13,3 27 9 2,1 Eu Tb Yb Lu 0,5 < 0.5 3,3 0,38

Análisis por ActLabs, Canadá. Cortesía de Marvin Baquero. Componentes mayoritarios en %, trazas en ppm

(1) En colaboración con Marvin Baquero, Víctor Valencia, Sebastián Grande y David Mendi.

280

600

1000

1400

1800

2200

0,04

0,06

0,08

0,10

0,12

0,14

0,16

0 4 8 12 16238U/206Pb

207 Pb

/206 Pb

data-point error ellipses are 2σ

Fig. 2.9.22. Diagrama concordia para la muestra del dique granítico de Farriar.

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

0 500 1000 1500 2000 2500 3000Ma

Num

ber

Relative probability

489 Ma

465 Ma545 Ma

Fig. 2.9.23. Gráficos de distribución de edades del dique granítico de Farriar.

0

400

800

1200

1600

2000

2400box heights are 2π

Age

TuffZirc Age = 492.38 +7.98 -9.85 Ma(93.5% conf, from coherent group of 11)

Fig. 2.9.24. Gráfico con el algoritmo “TuffZirc".

281

Discusiones sobre las edades de los diques de la Cantera de Farriar La pegmatita y el dique de granito de Farriar, son intrusivos en rocas metasedimentarias del

Complejo San Julián, una unidad hasta el momento con muy poco control geocronológico, pero de la cual se disponen de algunas edades obtenidas por isócronas Rb-Sr, así como de U-Pb en cristales de zircón de granitoides incluidos, y que abarcan desde el Pérmico al Cámbrico.

El metamorfismo a que fue sometida la unidad en tiempos pre-mesozoicos, es variable

regionalmente desde la facies de la anfibolita epidótica hasta la facies de la anfibolita (sillimanita) (ver sección 2.8.2), con una última fase metamórfica regional retrógrada en la facies del esquisto verde (clorita), derivada del evento de acreción de napas y terrenos en la parte central del país, es decir del ciclo Caribeño. Según el modelo de PINDELL et al. (2005) se estima que tal acreción de terrenos ocurrió entre mediados del Eoceno hasta inicios del Oligoceno tardío para la región central del país, para luego instalarse un sistema transpresivo con una serie de fallas dextrales con rumbos NO-SE y E-O, lo que permitió la mayor exhumación de la Cordillera de la Costa.

La pegmatita de Farriar es litológicamente muy similar a un gran cuerpo de pegmatita en la

localidad de Vallecito, que forma parte del plutón del Metagranito de Guaremal (URBANI 1969, GRANDE 1982). En 1981 el autor pudo observar en el río Canoabo (un sitio intermedio entre Guaremal y Farriar), una localidad donde afloraban grandes cuerpos de pegmatita con muscovita y turmalina, semejantes los de Vallecito y Farriar, pero hoy día están cubiertos por la represa existente sobre tal río.

El dique granítico de Farriar aporta una edad de cristalización de 492,4 (+8,0; -10,0) Ma

(Cámbrico superior), equivalente a la del Metagranito de Guaremal (501±25 Ma, U-Pb, TIMS, SISSON et al. 2005) que también es intrusivo en el Complejo San Julián. Otra edad similar es la del Granito de El Mogote en el macizo de El Baúl, Cojedes (493,8±5,2 Ma, U-Pb, SHRIMP, VISCARRET 2009, VISCARRET et al. 2009).

La pegmatita simple y el dique de granito, provienen de un magma granítico peralumínico y

anatéctico tipo “S” correspondientes al ciclo Tacónico (Celedoniano). La temperatura dodsoniana calculada en el orden de 435ºC se ajusta las condiciones finales del evento magmático, propio de las condiciones de formación de pegmatitas.

La edad Ar-Ar de ~26 Ma (Oligoceno medio) para la muscovita de la pegmatita, se ajusta a la

edad de los eventos de tectonismo-cizallamiento de emplazamiento de napas en el Terciario, según el modelo de PINDELL et al. (2005).

282

2.9.2.3. EDADES U-PB DEL COMPLEJO SAN JULIÁN, CERRO SALSIPUEDES, YUMARE (1)

Para datación fue procesado un gneis cuarzo - plagioclásico - micáceo (Fa-15) colectado en el

cerro Salsipuedes (ubicación en Fig. 2.9.25). La escogencia de esta muestra se debió a que en sección fina se observaron cristales de zircón redondeados, grandes y en una concentración mayor a las demás rocas de la región.

La roca es de naturaleza metasedimentaria. Está muy cizallada pudiéndose clasificar como una cataclasita, con un 30% de porfidoclastos de plagioclasa de 1-2 mm de diámetro, que a menudo exhiben bordes triturados con textura de mortero, rodeados por granos de plagioclasa más pequeños.

La mineralogía consiste en cuarzo (39%), feldespato-K (1%), plagioclasa (44%), biotita (9%), muscovita (4%), opacos (3%) y trazas de apatito y zircón.

La plagioclasa es del tipo oligoclasa (An14), moderadamente alterada a epidoto y sericita, y contiene pequeñas inclusiones de biotita.

Fig. 2.9.25. Cerros de La Zurda y Salsipuedes (hoja 6448-II-SE). La sigla Fa15* indica la

localización de la muestra analizada por geocronología U-Pb. Leyenda. Qal: Aluvión, Cuaternario; Qt: Terrazas, Cuaternario; Tca: Formación Casupal, Mioceno; Tcd: Formación

Capadare, Mioceno; Tem: Formación Matatere, Eoceno medio; Kl: "Formación La Luna", Cretácico Tardío; Klz: Metagabro de La Zurda, Cretácico?; Psj: Complejo San Julián,

Paleozoico; Xy: Complejo Yumare (Xy2: charnockitas), Neoproterozoico.

(1) En colaboración con James Wright (Univ. Georgia, USA), Sebastián Grande y David Mendi.

283

Los minerales micáceos rodean a los porfidoclastos de plagioclasa y a agregados de cuarzo poligonalizado, siendo éste un posible producto de trituración de granos de cuarzo previos de 2-3 mm de diámetro, este cuarzo policristalino tiene bordes de rectos a suturados. El zircón está presente en las bandas micáceas. Es difícil establecer un protolito para esta roca, pudo ser una grauvaca feldespática, o una tonalita. Considerando a la muestra aisladamente la facies metamórfica aparentemente es esquisto verde (biotita), aunque asociada a esta litología en el mismo cerro de Salsipuedes se hallan rocas de la facies de anfibolita epidótica, quizás su composición química no permitió la formación de minerales diagnósticos como barroisita o granate, pero el contenido de An un poco elevado de la plagioclasa pudiera ser indicativo de una facies inicial de mayor grado que la del esquisto verde.

De la muestra se extrajeron los cristales de zircón y 12 de ellos fueron analizados por el método

U-Pb, en un equipo SHRIMP-RG en la Universidad de Stanford, siguiendo los protocolos analíticos y de preparación de muestras expuestos en VISCARRET et al. (2009). Los cristales tienen morfología de “pelota de fútbol”, con 150 a 250 μm de diámetro.

Los puntos analizados (círculos negros en fig. 2.9.27) por la microsonda SHRIMP (Tabla 2.9.7)

corresponden tanto a núcleos, como a sobrecrecimientos, y aportan edades entre 1.060 y 855 Ma (Fig. 2.9.26), que corresponde al intervalo del orógeno grenvilliano, de manera que inclusive los núcleos fueron reiniciados e su reloj isotópico por un metamorfismo de alta temperatura. La edad calculada con el algoritmo "TuffZirc" (cortesía de Marvin Baquero) aporta una edad de 945,4 (+19,9; -19,5) Ma, pero probablemente no muy significativa por haberse calculado por un grupo coherente de tan solo 5 granos del total de 12.

La muestra en sí, ha sido afectada por un metamorfismo no mayor a la facies de la anfibolita

epidótica, es decir a temperaturas menores a las necesarias para alterar en reloj isotópico de los zircones detríticos. En consecuencia en la cuenca fuente del protolito, debieron aflorar ya sea unidades del orógeno Grenville-Putumayo, o rocas sedimentarias posteriores que ya contuviesen zircones de esta edad. Con esta información al menos en la zona de estudio, el Complejo San Julián ha de considerarse de edad post-grenvilliana, para ser subsecuentemente metamorfizado a la facies de la anfibolita epidótica (o esquisto verde, biotita) en algún ciclo orogénico Paleozoico.

Tabla 2.9.7. Datos analíticos de la datación U-Pb en cristales de zircón de la muestra Fa-15.

ID ppm U

ppm Th

207Pb /206Pb

% err

208Pb /206Pb

% err

232Th /238U

208Pb /232Th

% err

207Pb /235U

% err

206Pb /238U

% err

Fa15-1 89 104 0,0690 2,0 0,3620 1,3 1,197 0,0482 1,7 1,498 2,5 0,1608 1,0 Fa15-2 53 143 0,0664 2,5 0,8204 3,6 2,757 0,0430 3,9 1,280 3,9 0,1454 1,4 Fa15-3 25 14 0,0750 3,1 0,1891 3,3 0,601 0,0454 5,5 1,484 5,5 0,1544 2,0 Fa15-4 460 236 0,0718 1,1 0,1596 4,0 0,530 0,0482 4,0 1,589 1,2 0,1604 0,5 Fa15-5 95 365 0,0662 2,3 1,1954 1,4 3,966 0,0474 1,7 1,435 2,5 0,1571 0,9 Fa15-6 135 122 0,0758 2,4 0,2737 3,2 0,928 0,0482 3,5 1,696 2,9 0,1657 0,9 Fa15-7 52 85 0,0775 4,7 0,4833 1,8 1,678 0,0505 2,3 1,874 4,9 0,1753 1,5 Fa15-8 30 34 0,0756 5,8 0,3779 6,4 1,206 0,0547 6,7 1,785 6,5 0,1772 1,7 Fa15-9 183 103 0,0727 1,0 0,1675 1,6 0,582 0,0502 1,8 1,745 1,3 0,1749 0,8 Fa15-10 20 29 0,0755 4,1 0,4347 3,3 1,511 0,0500 3,9 1,810 4,6 0,1738 2,1 Fa15-11 50 230 0,0700 2,1 1,4289 1,1 4,751 0,0467 1,7 1,498 2,5 0,1552 1,3 Fa15-12 73 111 0,0760 1,7 0,4738 1,2 1,576 0,0495 1,6 1,726 2,0 0,1647 1,1

284

1100

1060

1020

980

940

900

860

8200,14

0,15

0,16

0,17

0,18

0,19

1,1 1,3 1,5 1,7 1,9 2,1207Pb/235U

206P

b/23

8Udata-point error ellipses are 2σ

Fig. 2.9.26. Diagramas de dataciones de la muestra Fa.15 del Complejo San Julián. Elaborados con Isoplot (LUDWIG 2008).

820

860

900

940

980

1020

1060

1100 box heights are 2≅

Age

TuffZirc Age = 945.41 +19.93 -19.52 Ma(93.8% conf, from coherent group of 5)

Figura 2.9.27. Imágenes de cátodo-luminiscencia de los

cristales de zircón datados por U-Pb. Muestra Fa-15 del Complejo San Julián. Los

círculos negros indican los sitios exactos de los impactos del haz de iones del equipo

SHRIMP-RG.

285

2.9.2.4. EDAD DE UN GNEIS GRANÍTICO DEL COMPLEJO SAN JULIÁN, ENTRE ALBARICO Y CRUCITO, YARACUY (1)

La muestra fue colectada en la quebrada adyacente a la carretera entre los poblados de Albarico

y Crucito, estado Yaracuy (Fig. 2.9.11, punto rojo). La muestra colectada (Ya-2013-01) es un gneis granítico de grano medio muy uniforme (Tabla

2.9.8). Al microscopio es inequigranular, con porfidoclastos centimétricos de feldespato alcalino y plagioclasa embebidos en una matriz de cuarzo, plagioclasa y micas finamente triturada (Fig. 2.9.28A,B). El mineral máfico es biotita, a veces alterada o asociada con muscovita, que se presenta en hojuelas grandes que definen una foliación lepidoblástica y también como cristalitos triturados (Fig. 2.9.28C). Notorias son las inclusiones de allanita en la biotita, que presentan coronas de epídoto a su alrededor (Fig. 2.9.28D). Se puede clasificar como gneis granítico porfidoclástico o gneis granítico milonítico, aunque no se ha desarrollado debidamente la textura “augen”. Algunos porfidoclastos de feldespato alcalino están fracturados transversalmente y las fracturas están rellenas de cuarzo microcristalino (Fig. 2.9.28A). Estos cristales son levemente pertíticos y presentan maclado tipo Carlsbad, con frecuentes inclusiones de plagioclasa muy sericitizada y algunas de cuarzo. La plagioclasa forma porfidoclastos algo triturados, sericitizados y maclados, con bordes irregulares (Fig. 2.9.28B). Algunos porfidoclastos son de cuarzo, pero en general este mineral conforma, junto con micas finamente divididas, la matriz cataclástica de la roca (Fig. 2.9.28A-C). La muestra se clasifica como un meta-sienogranito porfidoclástico.

Tabla 2.9.8. Composición mineralógica de la muestra Ya-13-001

Los cristales de zircón son subhedrales y sus tamaños están en el intervalo de 100–200µm (Fig.

2.9.29). Las imágenes de cátodo-luminiscencia (CL) muestras zonación oscilatoria sugiriendo que la muestras se formó por procesos magmáticos. Algunos cristales muestras bordes metamórficos que son más brillantes bajo CL que las zonas ígneas.

Los 34 puntos analizados muestran una distribución de edades muy compleja, con varios

grupos identificados (Fig. 2.9.30):

(1) En colaboración con Uwe Martens y James Pindell (Tectonic Analysis Ltd.), Sebastián Grande y David Mendi.

Porfidoclastos

Cua

rzo

Feld

espa

to-K

Plag

iocl

asa

Bio

tita

Mus

covi

ta

Gra

nate

Epid

oto

Opa

cos

Mat

riz

cata

clás

tica

Feld

es-

pato

-K

Plag

io-

clas

a

Cua

rzo

30 38 12 13 7 Tz Tz Tz 35 45 15 5

286

Fig. 2.9.28. Meta-sienogranito porfidoclástico, Complejo San Julián, NO de Yaracuy. Ya-13-01. A: Porfidoclasto de feldespato-K con maclado tipo Carlsbad (MC), fracturado transversalmente y levemente pertítico. El cristal se muestra algo triturado, con bordes irregulares y reentrantes, las microfracturas (FR) están rellenas de una matriz cataclástica fina de cuarzo y micas (Mtz), NC. B: Porfidoclasto de plagioclasa, con maclado tipo Albita, bastante sericitizado (Pl-Ser), en una matriz cataclástica de cuarzo y micas trituradas (Mtz), NC. C: Agregado lepidoblástico de

biotita (Bi) y muscovita (Mu) rodeado por una matriz de cuarzo xenoblástico, que la parte superior izquierda está finamente triturado, NC. D: Sección basal de una hojuela de biotita

mostrando inclusiones de allanita (All) con coronas de epídoto (Ep). - Un primer grupo corresponde a bordes metamórficos que aportan una edad concordante de

~293 Ma (Pérmico Temprano) Un segundo grupo de textura similar aportó una edad de ~321 Ma (Carbonífero superior). Estos bordes tienen una relación Th/U entre 0,01 y 0,02 (bajo) y alta concentración de U probablemente sugerente de un evento metamórfico que involucró fusión parcial. El patrón de REE está enriquecido en HREE y muestra anomalía negativa de Eu. La abundancia de HREE alcanza 104 veces la de valores de condrito. Dado que no hay disminución de las concentraciones de HREE, la tendencia observada puede ser indicativa que no hubo cristalización de granate simultáneamente con los bordes de zircón durante el metamorfismo.

287

- El diagrama de Concordia (Fig. 2.9.30) también muestra dos agrupaciones adicionales cerca

de ~388 Ma (Devónico Medio) y ~355 Ma (Carbonífero inferior). El grupo de edad Carbonífero muestra gran variación en las relaciones Th/U (0.019-0.19) y las concentraciones de U varían entre 1255 ppm y 6733 ppm. Estos análisis corresponden mayormente a bordes de las imágenes de CL, pero algunos corresponden a zonas ígneas con zonación oscilatoria.

Los análisis con edades cerca de 380 Ma también muestran gran variación en Th/U (de 0,015 a 0,28) y U = 920 – 4.186 ppm. Sin embargo, esta variación es menor que en el grupo de ca. 350 Ma. Las imágenes CL revelan tanto zonas internas ígneas como bordes de edades similares.

Los patrones de REE de ambos grupos de zircones son muy similares con HREE enriquecido de 102 (Tb) a 104 (Lu) veces los valores de condrito. Las anomalías negativas de Eu son más pronunciadas en los zircones carboníferos sugiriendo que la plagioclasa, que secuestra Eu estaba creciendo al mismo tiempo que el zircón.

Estas dos edades las interpretamos como representativas de eventos magmáticos. Es posible que uno o ambos eventos magmáticos estén sólo registrando producción de fundidos parciales durante el metamorfismo, de ahí la variabilidad de las relaciones Th/U.

- La muestra también incluye dos granos con núcleos heredados de ~429 Ma (Silúrico Medio) y ~406 Ma. (Devónico Temprano). Estas edades concuerdan con algunas ya identificadas en los Andes de Mérida (VAN DER LELIJ et al. 2011, 2013) y en las montañas Maya que estaban adyacentes a Venezuela en el Permo-Triásico, previo al rifting del Jurásico.

- Finalmente un grano con una edad aparente de 200 Ma fue desechado, ya que contiene la

mayor concentración de U y posiblemente refleje pérdida de Pb debido a metamictización. Una posible interpretación es que las poblaciones de 380 Ma y 350 Ma representen la edad del

inicio de la cristalización del plutón y subsiguiente fusión parcial. Mientras que los grupos concordantes de 320 Ma y 290 Ma pueden representar eventos metamórficos que parcialmente recristalizaron a los zircones.

Las edades Silúrico medio (429 Ma), Devónico Temprano (406 Ma), Devónico Medio (388

Ma), Carbonífero (355, 321 Ma) y Pérmico Temprano (293 Ma) obtenidas en esta muestra no habían sido previamente registradas en ninguna de las pocas edades previas U-Pb para el Terreno Ávila. Por consiguiente mucho más trabajo petrológico, geoquímico y especialmente geocronológico es necesario para dilucidar la historia magmática y metamórfica de este terreno.

288

Fig. 2.9.29. Imagen de cátodo-luminiscencia de los cristales de zircón de la muestra Ya-2013-01

289

Fig. 2.9.30. Diagramas de dataciones U-Pb de la muestra Ya-2013-01.

290

2.9.3. EDAD U-Pb DE UN OLISTOLITO GRANÍTICO EN LA CAPA DE PEÑONES DE PARAGÜITO, FORMACIÓN MATATERE, LA MESA,

ESTADO LARA (1)

En septiembre 2007 se realizó un reconocimiento geológico en la zona del caserío La Mesa, al norte de Aregue y Carora (Fig. 2.9.31). Allí, dentro de la Formación Matatere y adyacente al contacto de falla de corrimiento con la Formación Castillo, se pudo distinguir un nivel con peñones de granito y de caliza del tipo La Luna y Cogollo, con dimensiones decimétricas a métricas embebidos en lutita, con un espesor total no mayor de 50 m. Probablemente este nivel sea correlacionable con la Capa de Peñones de Paragüito.

Entre los elementos incluidos de este nivel, destaca un bloque de granito de 1,5 m de diámetro

que presenta fracturas que están rellenas por caliza negra parecida a la Formación La Luna (Fig. 2.9.32 y 33) (en la cual se identificó el foraminífero Hedbergella sp., Max FURRER, 2007, com. pers.). En consecuencia el granito no es intrusivo en la caliza (no hay metamorfismo de contacto; interpretándose que el granito fue transportado por algún flujo caótico, a la cuenca sedimentaria de la posterior Formación La Luna y al quedar rodeado del lodo carbonático, éste rellenó sus fracturas. Luego de la litificación de la Formación La Luna, ambas litologías (caliza y granito) quedan integradas como un todo, y para el Eoceno temprano a medio, las rocas del margen pasivo son levantados a través del alto periférico (forbulge) y a su vez se constituyen en fuente de peñones, que se incorporan en la cuenca antepaís (surco de Barquisimeto), pero ahora se encuentran rodeados por los sedimentos flysch de la Formación Matatere.

(1) En colaboración con James Wright (University of Georgia, USA), Patxi Viscarret (ULA) y David Mendi (UCV).

Fig. 2.9.31. Ubicación de olistolito de granito (círculo rojo) en la

Formación Matatere. Leyenda: Marrón:

Formación Matatere; Amarillo: Formación

Castillo; Blanco: Cuaternario.

Fragmento del mapa geológico 6147-II-SE La Mesa (URBANI & GÓMEZ

2013). Coordenadas UTM 19P, La Canoa. Escala:

cuadrícula de 1 km.

1.149 1.147

382 384 386

291

En la muestra de granito La-1509D (Fig. 2.9.34), se identifica cuarzo, plagioclasa, feldespato-K, biotita, clorita, sericita, calcita y opacos. La plagioclasa (oligoclasa?) está muy transformada a sericita y se notan escasas reliquias de maclas de albita. El feldespato-K es pertítico e igualmente está muy alterado a sericita y calcita y aparece en agregados finamente granulados. La biotita está casi totalmente convertida a clorita. No se observan alineaciones minerales, ni superficies penetrativas. Las transformaciones mineralógicas observadas son de origen hidrotermal. Un análisis modal (300 puntos) dirigido a determinar el volumen de los minerales primarios pre-transformaciones, arrojó los siguientes resultados: cuarzo: 35%, feldespato-K: 28%, biotita: 19%, plagioclasa: 18%, lo que permite clasificar a la roca como un monzogranito.

Fig. 2.9.32. Bloque de granito donde se observa que caliza tipo Formación La Luna penetra en sus fracturas y los contactos son

abruptos. Muestra La-1509D.

Fig. 2.9.33. Bloque de granito donde se observa que la caliza de la Formación La

Luna penetra en sus fracturas y los contactos son abruptos. Muestra La-1509D.

Fig. 2.9.34. Fotomicrografía con polarizadores cruzados del contacto entre el granito (derecha) y la caliza (izquierda). El

granito muestra mucha sericitación y la biotita está cloritizada. Muestra La-1509D. El ancho

de la imagen es de 3,2 mm.

Cinco kilogramos de la muestra se enviaron al Laboratorio de Estudios Orogénicos del

Departamento de Geología de la Universidad de Georgia, USA, donde el Ing. Geól. Patxi Viscarret procedió a la extracción de cristales de zircón, para luego ser analizados para geocronología U-Pb con un equipo SHRIMP-RG (Sensitive High Resolution Ion Micro Probe - Reverse Geometry) de la Universidad de Stanford. Los métodos utilizados en la preparación de la muestra, los protocolos instrumentales y los procedimientos de cálculo de edades, pueden consultarse en VISCARRET (2009). Los resultados analíticos se presentan en la Tabla 2.9.9, y

292

utilizando el diagrama concordia Terra-Wasserburg (Fig. 2.9.35) se obtiene una edad de cristalización de 455 (+12, -11) Ma, que corresponde al Ordovícico Tardío.

A título comparativo, en el trabajo de BURKLEY (1979) se presentan determinaciones de edades

U-Pb en cristales de zircón de 43 muestras de unidades graníticas de los Andes de Mérida. La mayoría de las edades abarcan del Ordovícico al Devónico. Para el Ordovícico Tardío se encuentran los granitos de El Cambur, Quiu, Estanques, Timotes, La Idea, La Soledad, Canagua y Batatuy. La muestra datada en este trabajo se asemeja petrográficamente a varias de las muestras descritas por BURKLEY (1979: 147-150), con aproximadamente las mismas proporciones de cuarzo, feldespatos y biotita, igualmente con las mismas transformaciones hidrotermales tardías a sericita y clorita.

En estudios geocronológicos recientes de los Andes de Mérida (estados Trujillo y Mérida),

BROWN (2012) encuentran que hay dos ciclos de intrusiones graníticas: Ordovícico-Silúrico y Triásico. Esto apoya la idea que el bloque de granito incluido en la Formación Matatere, es un granito "Caledoniano" que formó parte de los terrenos peri-Gondwana alrededor del cratón Amazónico-Guayana, y hoy día expuestos en las cordilleras Oriental de Colombia y Andes de Mérida.

480

440

400

0,054

0,055

0,056

0,057

0,058

0,059

12 14 16 18 20238U/206Pb

207P

b/20

6Pb

data-point error ellipses are 68.3% conf.

Fig. 2.9.35. Diagrama concordia Terra-Wasserburg con los análisis individuales de cristales de zircón extraídos del bloque de granito La-1509D, localidad de La Mesa. Se obtiene una edad

Ordovícico Tardío.

293

Tabla 2.9.9. Datos analíticos de los cristales de zircón analizados por el método SHRIMP-RG. Muestra La-1509 colectada al norte del caserío La Mesa.

2.9.4. EDAD U-Pb DEL COMPLEJO YUMARE, CERRO LA ZURDA, YUMARE, ESTADO YARACUY (1)

El Complejo Yumare aflora en los cerros San Quintín y La Zurda, al norte de Yumare, Yaracuy (Fig. 2.9.36), consiste en la asociación (fragmentada) Anortosita - Mangerita - Charnockita - Granito. Debido a las asociaciones metamórficas de alto grado, GRANDE & URBANI (2009) sugirieron que este Complejo podría tener afinidad grenvilliana, lo cual ahora se confirma con la edad aquí presentada.

La muestra analizada (Ya-70B) fue clasificada como una cuarzo-monzonita charnockítica

(Fig. 2.9.37). Es una roca granoblástica, de grano fino a medio, carente por completo de minerales hidratados primarios (Fig. 2.9.38A). En su lugar aparecen clinopiroxeno actinolitizado y cloritizado, con un borde epidotizado (Figs. 2.9.38C-E), y pseudomorfos de posible hipersteno, totalmente oxidados a hematita, con el clivaje prismático original del mineral relleno de clorita plumosa, rodeados por un borde epidótico más o menos continuo (Figs. 2.9.38C,D,F). El feldespato alcalino es hidipiomórfico, mesopertítico a pertítico, las lamelas de exsolución tienen forma de hilos gruesos a veces entrecruzados, y no muestran maclado polisintético (Fig. 38B).

(1) En colaboración con Uwe Martens y James Pindell (Tectonic Analysis Ltd.), Sebastián Grande y David Mendi.

Id 206Pbc

% U

ppm 232Th /238U

206Pb Edad

/238U±%

207Pb

/206Pb±%

207Pb

/206Pb

±%

207Pb

/235U ±%

206Pb

/238U±%

1 0,03 681 0,49 451,9 2,1 13,769 0,47 0,05635 1,1 0,5629 1,2 0,07261 0,472 -- 559 0,28 454,3 2,2 13,693 0,51 0,05601 1,2 0,5624 1,3 0,07302 0,513 0,08 846 0,28 440,6 1,8 14,136 0,42 0,05625 0,91 0,5475 10 0,07073 0,424 0,59 639 0,13 576,1 2,9 10,696 0,52 0,06355 1,1 0,8180 1,2 0,09348 0,525 0,32 694 0,27 399,7 1,6 15,630 0,41 0,05658 1,4 0,4978 1,4 0,06397 0,416 0,03 712 0,30 449,4 1,8 13,847 0,41 0,05610 1,1 0,5573 1,2 0,07221 0,417 -- 929 0,30 454,3 1,6 13,694 0,36 0,05493 1,0 0,5521 1,1 0,07301 0,368 0,19 1169 0,31 434,4 1,4 14,345 0,32 0,05654 0,97 0,5427 1,0 0,06971 0,329 0,52 2489 0,29 345,7 0,81 18,151 0,24 0,05588 0,95 0,4241 0,98 0,05509 0,24

10 0,11 787 0,20 442,1 1,7 14,086 0,39 0,05649 1,1 0,5518 1,1 0,07098 0,3911 0,03 1253 0,33 434,8 1,3 14,330 0,31 0,05560 0,91 0,5342 0,97 0,06978 0,31

294

Fig. 2.9.36. Cerros de San Quintín y La Zurda (hoja 6448-II-SO). Leyenda. Qal: Aluvión,

Cuaternario; Qt: Terrazas, Cuaternario; Tca: Formación Casupal, Mioceno; Tcd: Formación Capadare, Mioceno; Kl: "Formación La Luna", Cretácico Tardío; Klz: Metagabro de La Zurda, Cretácico?; Complejo Yumare (Xy1: anortosita; Xy2: charnockita), Neoproterozoico. La sigla

Ya-70B indica la localización de la muestra analizada por geocronología U-Pb.

La plagioclasa es hipidiomórfica, presenta maclado tipo albita y Carlsbad-Albita, y está alterada

a sericita (Fig. 2.9.38E). Ambos feldespatos están algo argilizados, efecto que se nota sobre todo en sus bordes, que se presentan marronuzcos (Fig. 2.9.38A). El cuarzo es xenomórfico y tiene extinción ondulatoria. Por su mineralogía anhidra original se clasifica como cuarzo-monzonita charnockítica, también conocida como charnockita. Notables son algunos escasos, pero relativamente grandes, cristales de zircón euhedrales, con secciones basales rectangulares que han permitido una efectiva datación de esta roca por el método U-Pb.

La mineralogía consiste en cuarzo (16%), mesopertita (36%), plagioclasa sericitizada (39%),

clinopiroxeno alterado a clorita, actinolita y epidoto (6%), ortopiroxeno alterado a clorita y hematita (Fig. 2.9.38F) y trazas de zircón. Esto permite un recálculo de los parámetros APQ de la mineralogía original como A: 39, P: 43, Q: 18 y un IC: 9.

Los cristales de zircón fueron extraídos y analizados por el Dr. Uwe Martens, en las

instalaciones del Centro de Geociencias, UNAM, Querétaro, México, con el método de LA-ICP-MS. Los cristales de zircón son subhedrales a anhedrales y mayormente redondeados, con tamaño variable de 50 to 300 µm. Los núcleos heredados y bordes metamórficos son visibles en las

Ya-70b

295

imágenes de cátodo-luminiscencia (CL) (Fig. 2.9.39). Las concentraciones de U varían de 132 a 1904 y las concentraciones de Th están entre 36 y 226 ppm. La relación Th/U ratios es de 0,2 a 0,8. Muchos cristales de zircón muestras forma de "pelota de fútbol" (soccer ball) que se consideran indicativos de metamorfismo de alto grado (VAN STAAL 2008).

Fig. 2.9.37. Afloramiento de cuarzo-monzonita charnockítica datada (Ya-70B).

Los 40 cristales analizados aportan edades en el intervalo de 873-1150 Ma (Fig. 2.9.40). Por su

dispersión no es posible calcular una edad Concordia. La mayor parte de los patrones de REE muestran anomalías negativas de Eu que sugieren un evento de cristalización ígnea. La mayor parte de los bordes dan edades discordantes. Utilizando el algoritmo “TuffZirc” de LUDWIG & MUNDILL (2002) resulta en una edad de 919 +5/-8 Ma (Neoproterozoic) que se interpreta como la mejor aproximación de la edad de cristalización.

En el gráfico de Edad vs. Th/U, los zircones con edades entre 880 y 920 Ma muestran

relaciones entre 0,03 y 0,3 sugiriendo un evento tardío de cristalización. Dos bordes con 837 Ma y 867 Ma muestran anomalía negativa de Eu y patrones de REE relativamente planos, que puede interpretarse como recristalización.

Las edades reportadas son similares a otras unidades del noroeste de Venezuela recientemente

estudiadas por BAQUERO (2014). Este autor interpreta las edades del intervalo 1,17-1,0 Ga como correspondiente a los eventos del cierre de la cuenca retroarco formada en el NO del cratón amazónico, mientras que las edades más jóvenes de ~873 Ma como debida a los eventos de la ruptura de Rodinia.

296

Fig. 2.9.38. Fotomicrografías de la cuarzo-monzonita charnockítica del Complejo Yumare, cerro La Zurda, Ya-70B. A: Vista general con la presencia de pseudomorfos de clino y ortopiroxeno,

cuarzo xenomórfico incoloro y la argilización de los feldespatos. El feldespato alcalino en el extremo superior izquierdo de la foto muestra textura mesopertítica (MS), NP. B: Feldespato

alcalino mesopertítico (MS), mostrando exsoluciones en forma de hilos entrecruzados sin maclado polisintético, NP. C: Asociación de clinopiroxeno actinolitizado y cloritizado, con un

297

borde epidótico, y un pseudomorfo oxidado de hipersteno con el clivaje relleno de clorita y un borde epidótico discontinuo, NP. D: Alteración a actinolita, clorita y epidoto del clinopiroxeno y el hipersteno oxidado con el clivaje relleno de clorita, NC. E: Pseudomorfo de clinopiroxeno

alterado a anfíbol acicular. F: Pseudomorfo oxidado de hipersteno (GRANDE 2013c), con el clivaje prismático {110} original relleno de clorita y un delgado borde epidótico, NP.

Fig. 2.9.39. Imágenes de cátodo-luminiscencia de los cristales de zircón analizados (números amarillos).

298

880

920

960

1000

0,140

0,145

0,150

0,155

0,160

0,165

0,170

1,2 1,3 1,4 1,5 1,6 1,7 1,8207Pb/235U

206 Pb

/238 U

data-point error ellipses are 2σ

Fig. 2.9.40. Diagramas de dataciones U-Pb de la muestra Ya-70b.

Orógeno Putumayo

299

2.9.5. EDAD U-Pb DEL COMPLEJO EL GUAYABO, CERRO EL GUAYABO, YARACUY (1)

El Complejo El Guayabo aflora en el pequeño cerro homónimo, ubicado adyacente a la

Autopista Rafael Caldera, entre los distribuidores La Raya y El Chino, estado Yaracuy (Fig. 2.9.41). GRANDE & URBANI (2009) y GRANDE (2013) han reconocido que allí afloran rocas de metamorfismo de alto grado (facies de la granulita), a su vez divididas en dos grandes grupos: (1) Rocas metasedimentarias: mármol silíceo (diópsido-feldespático-flogopítico), roca calco - silicatada y metaevaporita, granofel feldespático - cuarzo - clinopiroxénico, granofel clinopiroxeno - hornblendo - biotítico (paragranulita ultramáfica). (2) Rocas metaígneas: granofel feldespático - cuarzo - clinopiroxénico (metacuarzo - sienita), granofiro, gneis clinopiroxénico - plagioclásico-hornbléndico y gneis hornblendo-plagioclásico-epidótico.

La muestra seleccionada (Ya-253B) para geocronología U-Pb, es una granulita félsica (cuarzo-

sienita charnockítica) (Fig. 2.9.42). Fue seleccionada por tener grandes cristales de zircón visibles en sección fina (Fig. 2.9.43). La roca está constituida por feldespato alcalino (88%), cuarzo (8%), plagioclasa (2%), opacos (2%), trazas de magnetita, titanita y zircón.

Los resultados U-Pb (Fig. 2.9.44) muestran dos grupos de edades: al mas viejo de ~1.167 Ma,

que representa el protolito ígneo y el mas joven de ~986 Ma para los crecimientos, debido a un metamorfismo en facies de la granulita. Estas edades sugieren que está roca fue formada en el orógeno Putumayo por la gran semejanza con los resultados del Augengneis de Guapoton (IBAÑEZ et al. (2010) (Fig. 2.9.45). Así mismo confirma la afinidad grenvilliana (o putumaya) postulada previamente solo con base a información petrográfica (GRANDE & URBANI 2009). (1) En colaboración con Marvin Baquero, Sebastián Grande y David Mendi.

Fig. 2.9.41. Ubicación de la muestra Ya-253b del Complejo El Guayabo

(círculo negro). Leyenda: XYeg:

Complejo El Guayabo. Psj: Complejo San

Julián. Kn: Complejo Nirgua. Q´s: Sedimentos

cuaternarios. Fragmento del mapa geológico 6447-II-NE

Farriar (URBANI & GÓMEZ 2013).


1.154 1.152

300

Fig. 2.9.42. Fotomicrografías de la muestra Ya-253B. A) SN. Cristales oxidados de clinopiroxeno con feldespato alcalino argilizado y cuarzo limpio. B) NX. Clinopiroxeno

mostrando sus típicos colores de interferencia y un cristal de titanita, asociado a magnetita. Tomado de GRANDE (2013a).

Fig. 2.9.43. Imagen de CD de los cristales de zircón analizados. Los puntos oscuros en los cristales muestran los sitios de análisis con la microsonda.

301

950

1050

1150

1250

0.068

0.072

0.076

0.080

0.084

4 5 6 7 8238U/206Pb

207 Pb

/206 Pb

data-point error ellipses are 68.3% conf.

0

5

10

15

20

25

900 1000 1100 1200Ma

Num

ber

Relative probability

987 Ma

1171 Ma

Fig. 2.9.44. Gráficos con las dataciones de la muestra Ya-235B.

Tomados de BAQUERO (2014).

Fig. 2.9.45. Diagrama concordia para el Augengneis de Guapoton, macizo de Garzón, Colombia, que presenta iguales edades a la

muestra de El Guayabo. Tomado de IBAÑEZ et al. (2010).

980

1020

1060

1100

1140

1180

1220

1260box heights are 2σ

Age

TuffZirc Age = 1167.22 +2.72 -6.91 Ma(95% conf, from coherent group of 27)

900

940

980

1020

1060

1100box heights are 2σ

Age

TuffZirc Age = 985.98 +5.25 -4.90 Ma(95% conf, from coherent group of 41)

Evento metamórfico alto-grado 986 [+5/-5] Ma

Evento magmático 1167 [+3/-7] Ma

Evento metamórfico alto-grado Orógeno Putumayo

Evento magmático pre-Putumayo

302

2.9.6. EDADES DE CRISTALES DETRÍTICOS DE ZIRCÓN EN MUESTRAS DE LA FORMACIÓN MATATERE, LARA-YARACUY

En 2007 se inició un trabajo de geocronología U-Pb en cristales de zircón detríticos (ZD). Para

ello se colectaron muestras de las turbiditas de la Formación Matatere (Eoceno medio) (Fig. 2.9.46) y este trabajo fue parte de la tesis de maestría de Mariela Noguera en la Universidad de Georgia, USA (NOGUERA 2009).

La geocronología se realizó por la técnica de ablación láser multicolector de plasma acoplado

inducidamente con espectrometría de masas (LA-MC-ICPMS) en el LaserChron-Center de la Universidad de Arizona. Los protocolos analíticos fueron los de GEHRELS et al. (2006).

Fig. 2.9.46. Mapa generalizado de las provincias geológicas en la región centro-occidental, con la ubicación de las muestras analizadas (MN-xx) para ZD de las formaciones Matatere (puntos

rojos), Aguardiente (punto negro) y Bobare (punto azul). Abreviaturas: Blanco: Sedimentos cuaternarios. F: Unidades sedimentarias post-napas de cobertura de la cuenca de Falcón,

Oligoceno-Plioceno. A: Unidades autóctonas (Cretácico-Paleógeno) de la Cordillera de Mérida y Serranía de Trujillo. L: Napas de Lara, involucran unidades del Cretácico Temprano - Eoceno

medio: formaciones Carorita, Bobare, Barquisimeto y Matatere y la Ofiolita de Siquisique. Metamorfismo de facies pre-esquisto verde. C: Unidades de protolito sedimentario, con

metamorfismo de facies de esquisto verde (clorita). Cretácico. B: Unidades con protolito sedimentario e ígneo, con metamorfismo de facies de esquisto verde (biotita) a granulita.

Mesoproterozoico-Cretácico. Líneas negras gruesas = contínua: Ofiolita de Siquisique en superficie, y segmentada: probable continuación de la napa de la Ofiolita en subsuelo, con base a levantamiento aeromagnético. Líneas rojas segmentadas: Discordancia de las formaciones de

la Cuenca de Falcón sobre todas las unidades previas.

(1) En colaboración con Mariela Noguera y James Wright (Univ. of Georgia, USA).

303

El proyecto se conceptualizó con la colección de muestras de unidades turbidíticas de Venezuela, Curazao y Barbados a fin de comparar sus firmas de edades y posiblemente interpretar sus fuentes de sedimentos. Así mismo se tomaron muestras de unidades del margen pasivo del Cretácico venezolano, para fines comparativos ya que para el Paleógeno éstas debieron estar expuestas en el alto periférico (forebulge, peripheral bulge) formado al frente de la zona de influencia de la placa Caribe, que a su vez originó la cuenca antepaís (foredeep) donde se depositaron unidades como Misoa, Trujillo y Matatere.

Las ocho muestras analizadas aparecen ubicadas en la Fig. 2.9.46, sus coordenadas se muestran

en la Tabla 2.9.10 y la composición mineralógica modal en la Tabla 2.9.11. Para un resumen de las edades de los ZD de la Formación Matatere junto a las de la Formación Pampatar, para fines comparativos, véase la Tabla 2.9.12.

Los gráficos de distribución de edades en varios intervalos y también su comparación con otras

unidades turbidíticas y de margen pasivo aparecen en la Fig. 2.9.47. Las edades de los ZD de la Formación Matatere varían entre 3.080 Ma y 39 Ma (Tabla 2.9.12,

Fig. 2.9.47a). En general las edades mayores a 420 Ma muestran picos de 2.800-2.700 Ma (Arqueano tardío), 1.835-1530 Ma (Paleo-Mesoproterozoico) y 1.200-800 Ma (edades Grenville-Putumayo) y 634-535 Ma (Neoproterozoico), es decir, una distribución muy parecida a las unidades del margen pasivo del norte de Venezuela (Fig. 2.9.47c) para el Cretácico Temprano (Aguardiente, Araure, Bobare, Barranquín) (NOGUERA et al. 2012). Esto permite sugerir que estas unidades de margen pasivo (Aguardiente para el caso de Matatere) y otras relacionadas pudieron contribuir en el aporte de sedimentos de las turbiditas.

En la fracción <420 Ma tanto Matatere como Pampatar comparten la presencias de picos de

Triásico (247-235 Ma) y Campaniense-Paleoceno (74-66 Ma). Los picos del Eoceno están también presentes. Hay muy pocos ZD con edades de 100-200 Ma, con ningún grano en el rango de 130-105 Ma para la Formación Matatere, y un solo grano entre 100-200 Ma para la Formación Pampatar.

Los gráficos de distribución de edades (Fig. 2.9.47) y de distribución de probabilidad

acumulativa (DPA) (Fig. 2.9.47h) para las distintas muestras de la Formación Matatere, presentan gran diferencia entre ellas, por lo cual se han separado en cuatro grupos según su ubicación geográfica (Tabla 2.9.12, Fig. 2.9.46). Para el grupo Mat-N de la región de Siquisique, cerca del 50% de la población de sus ZD es más joven que 250 Ma, comparado con cerca del 10-25% para el resto de las muestras. Adicionalmente, el 25-30% es más joven que 100 Ma, lo cual es consistente con la información petrográfica (Tabla 2.9.11) que arroja un alto contenido de componentes volcánicos.

Edades del Triásico (247-235 Ma) presentes en los ZD de la Formación Matatere, no fueron

identificados en las muestras del margen pasivo del Cretácico Temprano (NOGUERA et al. 2012), sugiriendo que basamento del Triásico no estuvo expuesto antes del Cretácico Tardío. La casi total ausencia de edades entre 100-200 Ma, pueden indicar ausencia de magmatismo (o eventos termales) en las proximidades del NO de Venezuela al menos durante el Cretácico Temprano (140-99 Ma). Las edades <100 Ma probablemente sean indicativas de magmatismo asociado a la subducción Gran Provincia Ígnea del caribe (CLIP) y del arco de islas de las antillas menores.

304

La información de campo, petrográfica y de ZD apunta a la existencia de una fuente dual para la proveniencia de las unidades turbidíticas, tanto de arco de islas, como del continente suramericano. Las curvas DPA (Fig. 2.9.47h) de las muestras "Mat-N" y la Formación Pampatar (y las unidades turbidíticas de Curazao, NOGUERA 2008) muestran una gran similitud, con gran proporción de ZD jóvenes del arco de islas, mientras que los demás grupos (Mat-NO y Mat-O) tuvieron menor influencia del arco (15% vs. 40% de edades <= al Cretácico Tardío).

Tabla 2.9.10. Ubicación de las muestras de la Formación Matatere ID Lat. N Long. O Localidad Grupo MN-5 10.2874 -70.3863 Qda. La Mamita, NO de Carora, Lara MN-6 10.3624 -70.2852 Qda. Oro, Altagracia, N de Carora. Mat-O

MN-9 10.3977 -69.9276 Qda. Los Carrillos, NO de Parapara. MN-10 10.4166 -69.8231 Qda. Horno Negro, N de Parapara. MN-11 10.6150 -69.9070 Qda. de Puz, SO de Siquisique.

Mat-NO

MN-12 10.6207 -69.8025 Qda. Las Petacas, Los Algodones, O de Siquisique. MN-14 10.6329 -69.6049 Macuere, E de Siquisique. Mat-N

MN-44 10,7196 -68,5662 Cerro Salsipuedes, Yumare, Yaracuy Mat-NE Ubicación geográfica de los cuatro grupos puede visualizarse en la Fig. 2.9.46.

Tabla 2.9.11. Composición de las muestras de la Formación Matatere estudiadas por geocronología U-Pb de ZD. Arenitas (en rosado) y wackas (en blanco).

Análisis modales (valores en %) de NOGUERA (2008).

Tabla 2.9.12. Resumen de resultados de muestras de ZD analizados. Grupo # muestras n Edad min. (Ma) Edad max. (Ma) Mat-O 2 324 39,4 2.701

Mat-NO 3 207 49,8 1.533 Mat-N 2 152 53,8 2.841

Mat-NE 2 94 72,6 3.080 Pamp 2 237 49,1 2.629 Ubicación geográfica de los cuatro grupos puede visualizarse en la Fig. 2.9. 46.

VMN‐5a VMN‐5b VMN‐6a VMN‐8a VMN‐9 VMN‐6b VMN‐8b VMN‐9 VMN‐11 VMN‐12 VMN‐14 VMN‐44Cuarzo 93,0 91,5 95,0 95,5 50,7 87,1 89,6 52,1 58,9 49,2 50,8 52,4Plagioclasa 0,0 0,0 0,0 0,0 19,1 0,6 0,0 6,1 11,7 14,9 13,2 12,3Feldespato‐K 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 3,3Micas 0,3 1,1 0,0 0,0 6,5 0,9 0,3 0,9 2,5 4,0 11,6 12,0Minerales pasados 2,3 2,6 1,9 0,0 0,2 3,5 0,3 0,3 0,8 0,3 0,5 0,6Líticos sedimentarios 0,8 0,7 0,0 2,8 1,1 0,6 4,0 1,5 1,1 0,0 0,3 0,0Líticos metamórficos 2,1 1,1 0,9 0,2 5,4 0,6 0,0 3,0 3,8 1,8 1,6 1,8Líticas volcánicos 0,3 0,0 0,3 0,0 11,4 0,3 0,3 13,9 10,9 25,8 16,1 15,9Productos de alteración 1,3 3,0 1,9 1,2 5,0 5,4 0,3 19,7 6,5 3,8 6,9 1,5Hornblenda 0,0 0,0 0,0 0,0 0,4 0,9 0,0 0,0 0,0 0,3 0,0 0,3Fosiles 0,0 0,0 0,0 0,0 0,2 0,0 4,9 2,4 3,8 0,0 0,0 0,0Desconocidos 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,3 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0Granos 85 80 80 80 60 60 45 62 60 70 65 73Cemento 10 10 10 7 29 15 35 20 10 15 20 10Matriz 5 10 5 13 10 25 20 15 30 15 15 15Porosidad <1 0 5 0 1 0 0 3 0 0 0 2

Granos

Roca total

305

Fig. 2.947a. Edades ZD de las muestras individuales de la Formación Matatere (0 – 3000 Ma)

0

10

20

Matatere M5a,5b n = 161 O de Carora

0

10

20

Matatere M6a,6b n = 163 NO de Carora

0

10

20

Matatere M9 n = 94 N de Carora

0

4

8

12

Matatere M10 n = 66 SO of Siquisique

0

2

4

6

8

Matatere M11 n = 47 SO of Siquisique

048

1216

Matatere M12 n = 78 O de Siquisique

05

10152025

Matatere M14 n = 74 E de Siquisique

0

10

20

0 500 1000 1500 2000 2500 3000 Matatere M-44 n = 94 Yumare

Grupo Mat-O

Grupo Mat-NO

Grupo Mat-N

Grupo Mat-NE

306

Fig. 2.9.47b. Comparación de edades de ZD de las formaciones Matatere y Pampatar (isla de Margarita). Intervalo 0 – 3000 Ma.

0

20

40

60

80

Matatere (8 muestras) n = 777 Eoceno temprano superior a Eoceno medio

0

20

40

60

0 500 1000 1500 2000 2500 3000 Pampatar (3 muestras) n = 236 Eocene

Fig. 46c. Comparación de edades de ZD de las formaciones Matatere, Pampatar (isla de Margarita) y Aguardiente. Intervalo 500-3000 Ma

0

20

40

60

Matatere n = 527 / 777 Eoceno temprano superior a Eoceno medio

0

4

8

12

16

Pampatar n = 90 / 236 Eocene

\ Aguardiente n = 88 / 96 Cretácico Temprano (mayormente Albiense)

05

1015

500 1000 1500 2000 2500 3000

307

Fig. 2.9.47d. Comparación de edades de ZD de las formaciones Matatere y Pampatar (isla de Margarita). Intervalo <500 Ma

0

10

20

30

40

50

Matatere n= 249 / 777

0

10

20

30

0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500

Pampatar n = 146 / 236

Fig. 46e. Comparación de edades de ZD de las formaciones Matatere y Pampatar (isla de

Margarita). Intervalo 40-130 Ma

0

4

8

12

16

Matatere n= 98 / 777

02468

10

40 50 60 70 80 90 100 110 120 130

Pampatar n = 65 / 236

Min.

308

Fig. 2.9.47f. Comparación de edades de ZD de las formaciones Matatere y Guárico. Intervalo 0 – 3000 Ma

0

20

40

60

80

Matatere n = 777

0

5

10

15

20

25

0 500 1000 1500 2000 2500 3000 Guarico n = 292 Maastrichtiense – Paleoceno

Fig. 2.9.47g. Comparación de edades de ZD de las formaciones Matatere y Guárico. (0 – 500 Ma)

0

10

20

30

40

50

0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500

Matetere n= 249 / 777

0

2

4

6

8

0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500

Guárico Fm. n = 78 / 292

Eo P Ks Ki Jur. Tria. Per Carb Dev. Sil Ord.

309

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1

0 500 1000 1500 2000 2500 3000Age (Ma)

Cum

ulat

ive

Prob

abili

ty

Fig. 2.9.47h. Curvas de distribución de probabilidad acumulativa (DPA) de las edades de ZD de

las muestras de los cuatro grupos de la Formación Matatere, incluyendo la Formación Pampatar para fines comparativos.

Pampatar

Mat-N

Mat-NE

Mat-NO

Mat-O

310

2.9.7. EDADES DE CRISTALES DETRÍTICOS DE ZIRCÓN EN MUESTRAS DE LA FORMACIÓN AGUARDIENTE Y BOBARE, LARA-

YARACUY (1) Adicionalmente a las muestras de unidades turbidíticas colectadas para estudio de edades U-Pb

de ZD, se colectaron muestras de unidades del margen pasivo del norte de Suramérica del Cretácico Temprano (NOGUERA 2008). A saber, las formaciones autóctonas Aguardiente (Fig. 2.9.48)y Barranquín, del occidente y oriente venezolano respectivamente, y las unidades alóctonas involucradas dentro las napas de Lara como las formación Bobare (Fig. 2.9.49) y Araure (pero originadas en el margen pasivo suramericano).

La etapa de "rifting" del Triásico-Jurásico fue seguida en el Cretácico Temprano por el

desarrollo de un margen pasivo, dominado por sedimentación siliciclástica sobre una región peneplanada. La transgresión sobre el margen pasivo en subsidencia condujo al solapamiento de facies continentales y marinas someras, seguidas por facies de aguas más profundas que alcanzaron un máximo en el Cretácico tardío (Turoniense-Coniaciense), todo esto reflejado en el registro estratigráfico del Cretácico por un gradual cambio de una sedimentación dominantemente siliciclástica en el Cretácico Temprano a lutitas más pelágicas y sedimentación carbonática en el Cretácico Tardío (PINDELL et al. 2005). Tradicionalmente se ha interpretado que la fuente de sedimentos de las unidades del margen pasivo venezolano fue el escudo de Guayana al sur (e.g.: GONZÁLEZ DE JUANA et al. 1980), sin mayores indicaciones de sistemas de drenaje en particular

.

Fig. 2.9.48. Ubicación de la muestra de la Formación Aguardiente estudiada por ZD (punto negro). Fragmento del mapa geológico 6146-II-NE Carora Sur (URBANI & GÓMEZ 2013).

Leyenda: Marrón: Formación Matatere; Verde claro: Formación Barquisimeto; Verde oscuro: Formación Aguardiente; Blanco: Cuaternario.

Coordenadas UTM 19P, La Canoa. Escala: cuadrícula 1 km.

(1) En colaboración con Mariela Noguera y James Wright (Univ. of Georgia, USA).

378 380 382

Sutura

peri-Caribe

MN-7

311

La ubicación de las muestras analizadas es la siguiente (Fig. 2.9.48 y 49):

ID Unidad Localidad Long. O Lat. N VMM-7 Aguardiente Sur de Carora, Lara 70,1090 10,1466 VMN-16 69,4480 10,4371 VMN-17 Bobare Carretera entre Santa Inés y

Bobare, Lara 69,4083 10,4024

Las edades de los ZD de las formaciones Aguardiente y Bobare (Fig. 2.9.50) están en el intervalo Arqueano (2.731 Ma) al Silúrico (415 Ma). Estos datos son similares a las edades de ZD del río Orinoco moderno y sus tributarios que drenan de los Andes de Colombia y Venezuela, así como del escudo de Guayana (GOLDSTEIN et al. 1997, PEPPER et al. 2013).

Fig. 2.9.50. Curvas de distribución de probabilidades de edades U-Pb

de ZD de las formaciones Aguardiente (n=100) y Bobare

(n=200), en intervalos de: A: 400-2.800 Ma.

69°30´ 69°22´30”

Fig. 2.9.49. Ubicación de las muestras de la Formación Bobare

estudiadas por ZD (puntos negros). Fragmento del mapa

geológico 6347 Santa Inés. (URBANI & GÓMEZ 2013).

Serranía de Bobare. Leyenda: Verde claro: Formación

Barquisimeto; Verde oscuro: Formación Bobare;

Azul: Formación Carorita; Marrón: Formación Matatere;

Blanco: Cuaternario. Coordenadas geográficas, La

Canoa.

MN-16

MN-17

312

Las poblaciones de ZD del Arqueano, Paleoproterozoico y Mesoproterozoico temprano coinciden bien con las provincias del escudo de Guayana. Los prominentes picos precámbricos ocurren en ~ 2,0; 1,8; 1,4-1,6 y 1,2- 0,95 Ga. El pico de ~ 1,5 Ga puede haberse originado del batolito del granito rapakivi de Parguaza, que tiene un área de cerca de 30.000 km2 (GAUDETTE et al. 1978, MENDOZA 1978, 2005), que intrusiona a rocas de la provincia Ventuari-Tapajos.

Una característica importante en estas muestras del margen pasivo, es la presencia de un

prominente grupo entre 0,95 y 1,2 Ga, que corresponde a los tiempos de las orogénesis Grenville-Putumayo, especialmente en las muestras de la Formación Bobare. Rocas con ZD de este rango están distribuidas en las cordilleras colombianas (macizos de Santa Marta, Santander y Garzón, e.g. KROONEMBERG 1982, RESTREPO-PACE et al. 1997, CORDANI et al. 2005) y también pueden estar presentes en los Andes de Mérida (BURKLEY 1976).

Cerca de un 6% de granos están en el intervalo de ~400-650 Ma, que parcialmente pueden

corresponder al ciclo Panafricano - Brasiliano (con edades de 0,7-0,5 Ga). Así mismo, unidades paleozoicas de las cordilleras andinas tanto de Colombia como de

Venezuela (DUGARTE 2012) (Fig. 2.9.51), contienen ZD de los ciclos precámbricos antes mencionados, y por ende probablemente hayan sido las principales unidades expuestas en las regiones fuente de sedimentos de las formaciones Aguardiente y Bobare.

Fig. 2.9.50, Continuación. B: Intervalo 400-700 Ma

313

Fig. 2.9.51. Gráficos de densidad de probabilidad relativa de las edades de ZD. De abajo

hacia arriba las unidades del Cretácico Temprano de margen pasivo del norte de Suramérica (datos de NOGUERA 2008 y NOGUERA et al. 2011), Asociación Bella Vista (Proterozoico),

formaciones Caparo y El Horno (Ordovísico-Silúrico), Complejo Iglesias (Paleozoico inferior), Asociación Mucuchachí (Tostos, Mucuchachí y Río Momboy) (Paleozoico superior) y las

formaciones Sabaneta y Palmarito (Pérmico). Los rectángulos gríses representan poblaciones de edades que son comunes para todas las unidades representadas. Tomado de DUGARTE (2012).

314

2.9.8. DISCUSIONES GENERALES SOBRE GEOCRONOLOGÍA

2.9.8.1. EDADES DE ROCAS Dentro de la zona de estudio se dataron rocas de protolito ígneo de las siguientes unidades:

Ofiolita de Siquisique, diques intrusivos en el Complejo San Julián, complejos Yumare y El Guayabo, así como un olistolito granítico dentro de la Formación Matatere. A continuación se presentan discusiones generales sobre cada caso:

Ofiolita de Siquisique (Napas de Lara) Esta unidad tradicionalmente se consideró del Jurásico, debido al hallazgo de amonites

intersticiales en bloques sueltos de lava almohadillada (BARTOK et al. 1984). Con base al trabajo de campo realizado y a la consulta del trabajo original de RENZ (1949), se deduce que los bloques donde se localizaron los amonites corresponden a olistolitos procedentes de la Formación Matatere, en consecuencia esa edad no es extrapolable a la Ofiolita.

Adicionalmente a través de trabajo cooperativo con universidades europeas, se han obtenido

edades del Cretácico medio a superior concordantes y por dos líneas totalmente distintas: - Con la Universidad de Cardiff, Reino Unido, se obtuvo una edad Ar-Ar de muestras de gabro

y basalto, resultando Cretácico Tardío inferior en el intervalo de 90-95 Ma (KERR et al. 2008). - Con el grupo de paleontología de radiolarios de la Universidad de Laussane, Suiza, se

pudieron extraer radiolarios, si bien mal preservados, de capas de chert intercaladas con las rocas volcánicas de la Ofiolita (localidad de la Fig. 2.4.19D). Resultando corresponder a una fauna del Cretácico "medio" (BAUMGARTNER et al. 2013).

En resumen, las rocas de la Ofiolita de Siquisique se formaron en la parte media del Cretácico. Además, con el trabajo de NEIL et al. (2013), también del grupo de trabajo de la Universidad de

Cardiff, se analizaron geoquímicamente muestras de las unidades de Sans Souci (Trinidad), El Copey (Paria) y la misma Ofiolita de Siquisique, encontrando una notable similitud entre ellas, en consecuencia los autores concluyen que puedan haberse originado por un mismo evento magmático en el margen meridional suramericano del rift proto-Caribe. Este magmatismo probablemente correspondió a la fusión de la parte más superior de la Astenósfera, o quizás y más probablemente en una montaña submarina formada en las etapas tempranas del "rifting" proto-Caribe. Muchos de los magmas modernos ubicados fuera-del-eje de las dorsales oceánicas son mezclas de manto MORB empobrecido y otras fuentes más enriquecidas. Resultados similares de fusión parcial se encuentran en Sans Souci, El Copey y Siquisique NEIL et al. (2013).

La Fig. 2.9.52 muestra un modelo de la posible posición tectónica de la zona fuente de la

Ofiolita de Siquisique y unidades similares de Paria (El Copey) y Trinidad (Sans Souci) (NEIL et al. 2013).

315

Muestras relacionadas al Complejo San Julián (Terreno Ávila) - Se analizaron muestras de diques graníticos ubicados en la cantera de Farriar, Yaracuy, los

cuales intrusionan rocas metasedimentarias del Complejo San Julián. La edad Ar-Ar de grandes cristales de muscovita de una pegmatita aporta una edad de ca. 25-27 Ma, la cual se interpreta como correspondiente al evento de apilamiento de terrenos en el norte del país, lo cual avanzó diacrónicamente hacia el este, indicando que ocurrió en el Oligoceno tardío para esta región. Por otra parte un dique de sienogranido aportó una edad de cristalización de 492,4 (+8,0; -10,0) Ma, pero mostrando la presencia de cristales de zircón heredados, con edades que llegan hasta 2.150 Ma.

- Una muestra de gneis granítico aflorante entre Albarico y Crucito, Yaracuy, cartografiado

como Complejo San Julián por JAIMES (2012), presenta una distribución muy compleja de edades individuales. La interpretación más factible con el grado de conocimiento actual, es que las poblaciones de 380 y 350 Ma (Devónico-Mississipiano) representen la edad del inicio de la cristalización del plutón y subsiguiente fusión parcial. Mientras que los grupos concordantes más jóvenes de 320 y 290 Ma (Pennsilvaniano-Pérmico temprano) pueden representar eventos metamórficos que parcialmente recristalizaron a los zircones. También presenta edades Silúrico medio (429 Ma) y Devónico Temprano (406 Ma). Ninguna de estas edades habían sido previamente registradas entre las pocas edades previas U-Pb para el Terreno Ávila. Por consiguiente mucho más trabajo petrológico, geoquímico y especialmente geocronológico es necesario para dilucidar la historia magmática y metamórfica de este terreno.

- Una roca metasedimentaria del Complejo San Julián colectada en el cerro Salsipuedes al norte

de Yumare, fue analizada por microsonda SHRIMP-RG. Tanto los núcleos como los sobrecrecimientos de los cristales de zircón, aportan edades entre 1.060 y 855 Ma (n = 11) que

Fig. 2.9.52. Modelo

esquemático adaptado de NEIL et al. (2013) para la parte inferior del Cretácico, indicando la

posible posición del magmatismo que originó a la

Ofiolita de Siquisique, así

como las volcánicas de El Copey (Paria) y

Sans Souci (Trinidad).

316

corresponden al intervalo del ciclo Grenville-Putumayo. Esto trae como consecuencia que probablemente el sedimento se depositó en una cuenca marina a fines del Neoproterozoico o principios del Paleozoico, para ser metamorfizado en alguno de los ciclos paleozoicos (“Caledoniano” o “Herciniano”).

El Terreno Ávila es el que tiene la mayor distribución areal de la Serranía del Litoral de la

Cordillera de la Costa. Este terreno está constituido mayormente por el Complejo San Julián, el cual tiene muy poco control geocronológico. Dentro del Terreno Ávila hay varios cuerpos de metaplutónicas félsicas a intermedias que han sido datados, como el Granito de Guaremal, Metadiorita de Todasana, Gneis de Choroní Gneiss, y un dique de trodhjemita cerca de Cata (Aragua) todas con edades en el intervalo 512 - 471 Ma (Cámbrico Tardío - Ordovícico Temprano, U-Pb zircon, SISSON et al. 2005, URBANI et al. 2008), y todos estos cuerpos son intrusivos en el Complejo San Julián, de protolito mayormente metasedimentario. Con esta información previa, más la aportada en el presente trabajo, puede concluirse que el Complejo San Julián (al menos en la zona de Yaracuy y Carabobo) probablemente está constituido por sedimentos depositados entre fines de la orogénesis Grenville-Putumayo y principios del Paleozoico, siendo luego intrusionados por granitoides del Paleozoico temprano. Posteriormente el conjunto de metasedimentarias-granitoides fue afectado por la fase metamórfica del Paleozoico tardío (ciclo Herciniano). Posteriormente durante el ciclo Caribe también fueron perturbados retrógradamente en la facies de esquisto verde (clorita).

Complejo Yumare (Terreno Yumare) La datación obtenida en una cuarzo-monzonita charnockítica del macizo La Zurda están en el

intervalo de 873-1150 Ma, calculándose una edad de 919 +5/-8 Ma (Neoproterozoico) como la mejor aproximación de la edad de cristalización. Esta es la primera vez que se obtiene una edad para esta importante unidad, que había llamado la atención desde los trabajos pioneros de BELLIZZIA et al. (1968), cuando por la presencia de anortosita titanífera acertadamente había sido considerada como precámbrica, lo cual queda confirmado en este trabajo. Estas edades coinciden con la orogénesis Grenville-Putumayo.

Complejo El Guayabo (Terreno El Guayabo) Una muestra de cuarzo-sienita charnockítica fue datada, presentando dos grupos bien

diferenciables con edades concordia de ~1.167 Ma y ~986 Ma, la primera representa el protolito ígneo, mientras que la más joven corresponde a un metamorfismo de alto grado en facies de la granulita. Los resultado de esta muestra son sorprendentemente parecidos a los obtenidos por IBAÑEZ et al. (2012) para el Augengneis de Guapoton, sugerente que esta unidad corresponde a parte del orógeno Putumayo, ya desmembrado y disperso en el norte de Suramérica.

Olistolito granítico de la Formación Matatere (Napas de Lara) El olistolito datado aparece incluido en la Formación Matatere pero tiene grietas rellenas de

rocas equivalentes a la Formación La Luna. Se obtiene una edad de cristalización de 455 (+12, -11) Ma, que corresponde al Ordovícico Tardío.

Con base a un amplio trabajo geocronológico en los Andes de Mérida y el macizo de Santander, VAN DEL LELIJ et al. (2013) interpreta la existencia de un incipiente arco magmático comenzó en ~500 Ma simultáneamente con un metamorfismo Barroviano. Las condiciones pico de metamorfismo en la parte superior de la facies de anfibolita está registrado por anatexis a cerca de ~477 Ma y la intrusión granitoides sintectónicos hasta ~472 Ma, puede haber sido impulsado por el aumento de acoplamiento entre la corteza oceánica en subducción del océano de

317

Iapetus y la suprayacente corteza continental. Una retrogresión subsecuente culminó con retro-arco o extensión intra-arco en ~453 Ma, cuando tobas volcánicas interdigitadas con sedimentarias se depositaron sobre el basamento en facies de la anfibolita. El magmatismo del arco continental disminuyó después de ~430 Ma y culminó en ~415 Ma, en forma coeval la mayor parte del margen oeste de Gondwana, posiblemente como resultado del cambio de las tasas de convergencia entre la placa en subducción y el suprayacente margen continental. Luego de la amalgamación de Pangea en el Carbonífero tardío y Pérmico Temprano, se desarrolla un arco magmático en el margen oeste en ~294 Ma como resultado de la subducción de la cortreza oceánica del paleoocéano Pacífico. Intermitentemente un magmatismo de arco ocurrió entre ~294 y ~225 Ma seguido por el inicio del ciclo de subducción Andino en ~213 Ma en un regimen extensional. La extensión fue acompañada por un retroceso de placa (slab roll-back) que llevó a la migración del eje del arco a la Cordillera Central de Colombia para el Jurásico Temprano (VAN DER LELIJ et al. 2013).

Con base al anterior modelo geodinámicos, el plutón granítico original del cual se desprendió el

olistolito datado se formó en las condiciones indicadas en la Fig. 2.9.53B (flecha verde).

Fig. 2.9.53. Secciones esquemáticas de la evolución del norte de los Andes en el Paleozoico inferior,

ilustrando el cambio en el régimen geodinámico

(VAN DEL LELIJ et al. 2013). AF: Falla de Apure, CB: Bloque Caparo,

MA: Andes de Mérida, SM: Macizo de Santander.

Direcciones cardinales según las coordenadas de hoy día. La falla de Apure pudo ser el límite aparente de la deformación del Paleozoico

inferior en Venezuela. La flecha verde indica el tiempo y

las condiciones geodinámicas donde pudo cristalizarse el granito,

encontrado como un olistolito dentro de la Formación Matatere

III, cerca del caserío La Mesa, norte de Carora.

318

2.9.8.2. EDADES DE ZD EN ROCAS SEDIMENTARIAS ZD de las formaciones Aguardiente y Bobare En el mapa paleogeográfico del Albiense para el occidente del país (PINDELL 1997) (Fig.

2.9.54), se visualiza la zona de sedimentación del margen pasivo del noroeste de Suramérica, con una red de drenaje con orientación hacia el norte y noroeste. La sedimentación en esta región geográfica, continuó con aproximadamente las mismas unidades fuente, cuando por el avance de la placa Caribe durante el Paleógeno se genera un cuenca antepaís (cuenca de Maracaibo), donde se deposita un gran espesor de sedimentos clásticos. Varios autores (e.g.: ROD 1981) concuerdan que previo al Mioceno, un sistema de drenaje proto-Orinoco fluía con rumbo norte y noroeste, drenando al escudo de Guayana y los Andes.

En los datos de ZD de las formaciones Aguardiente y Bobare, se observa que sus picos de

edades concuerdan con aquellos precámbricos y paleozoicos del actual río Orinoco (PEPPER et al. 2013), el cual drena tanto el escudo de Guayana como los Andes de Colombia y Venezuela, incluyendo el pico de ca 0,95-1,2Ga de la orogénesis Grenville-Putumayo. Así mismo, el patrón de las edades en el intervalo del Precámbrico para la Formación Aguardiente, es semejante al de las unidades paleozoicas hoy día expuestas en los Andes de Mérida (DUGARTE 2012), con ello puede interpretarse que estas unidades paleozoicas ya estaban expuestas a la erosión, como parte de un cinturón de terrenos pericratónicos de Gondwana.

Fig. 2.9.54. Mapa paleogeográfico para el Albiense, indicando la zona de sedimentación de la

Formación Aguardiente. Mapa base de PINDELL (1999).

319

El sistema paleofluvial postulado para el Jurásico y el Cretácico Temprano marcó en comienzo de un sistema de drenaje de escala continental, el cual fue parcialmente cubierto cuando la colisional cuenca antepaís del Caribe fue impuesta sobre el margen pasivo del extremo noroeste de la placa suramericana. Posteriormente el drenaje fue reestablecido y continuado como el río Orinoco (ROD 1981); siguiendo una larga historia de deflección hacia el este, a lo largo del margen sur de las elevaciones causadas por la colisión oblicua de la placa Caribe y la asociada elongación de la zona de levantamiento tectónico.

De manera que el sistema fluvial del Orinoco parece haber persistido desde la iniciación del margen pasivo del norte de Suramérica, desde la ruptura de Pangea, sugiriendo que la longevidad de los sistemas fluviales pueden tener el mismo orden de magnitud que él de los bordes de placas (e.g. PROKOPIEV et al. 2008).

ZD de la Formación Matatere Las edades de los ZD de las muestras analizadas presentan poblaciones con distintas edades, a

saber: Precambrico – Paleozoico: Las edades en el intervalo de 2.700 a 400 Ma, se correlaciona con

la distribución de edades de ZD, tanto de las unidades del margen pasivo del Cretácico Temprano (NOGUERA et al. 2011), como de las unidades paleozoicas hoy día expuestas en los Andes de Mérida (DUGARTE 2012) y del río Orinoco moderno (PEPPER et al. 2013). Sin embargo probablemente las mismas provincias del Escudo de Guayana y Andes, que proveyeron sedimentos a las unidades del margen pasivo y paleozoicas, también hayan continuado a ser fuentes de sedimentos en el Terciario, contribuyendo con el relleno de las cuencas antepaís.

Triásico – Jurásico: El pico de edad U-Pb de cerca de 240 Ma observados en los ZD de las turbiditas, pero ausente en las unidades del margen pasivo del Cretácico Temprano (NOGUERA et al. 2009) sugiere la exposición de un basamento Permo-Triásico a partir de algún punto entre el Cretácico Tardío y el Paleoceno. Edades Permo-Triásico se han encontrado en granitoides de la Paraguaná Península (MENDI et al. 2013), Andes de Colombia y Venezuela, Perijá, Goajira e isla de Toas (DASCH 1982, CARDONA et al. 2006, VAN DER LELIJ 2012), macizo de El Baúl (VISCARRET et al. 2009) y en el basamento de diversos pozos exploratorios en el NO de Venezuela (BAQUERO 2014).

Cretácico: La presencia de olistolitos y capas de peñones, que contienen clastos de calizas del tipo de la Formación La Luna y del Grupo Cogollo, indican que las unidades del margen pasivo del Cretácico probablemente estuvieron expuestas en el alto periférico (peripheral bulge), o en bloques ya transferidos a los terrenos Caribe dentro del prisma de acreción, constituyéndose en una de las principales fuentes de sedimentos para las turbiditas del Maastrichtiense - Eoceno.

Edades entre 100 y 65 Ma (Fig. 2.9.55). Estas edades registran la primera interacción entre la placa Caribe y el margen noroeste de Suramérica. Las rocas de meseta oceánica y las intrusiones de rocas del tipo de arco mas jóvenes en el basamento de las Antillas de Sotavento (Gran Provincia Ígnea del caribe, CLIP) aportan edades que indican que la generación de la meseta Caribe (90-93 Ma, Curazao y Aruba), y su inmediata subducción bajo la placa suramericana (89-90 Ma, intrusiones mas viejas). Edades ~90 Ma pueden representar la iniciación de la subducción (Fig. 2.9.56B) a lo largo del margen del CLIP y el inicio de la generación de las Antillas de Sotavento. Edades de 71-74 Ma correlacionan con un extinto arco volcánicos actualmente acrecionado (Fig. 2.9.56C) a Colombia (Cordillera Occidental) y Ecuador (Terreno Pallatanga) (KERR et al. 2008, VALLEJO et al. 2006). Un cese del magmatismo cerca de 65 Ma (por la

320

ausencia de zircones de esa edad), puede indica la completación de la acreción de esos terrenos relacionados con el arco.

44

50

59

74

86

97134

0

20

40

60

80

100

120

40 60 80 100 120 140 160 180 200Ma

Subductioninitiation

Fig. 2.9.55. Histograma combinado de edades <200 Ma de la Formación Matatere (NOGUERA 2008). Se hace referencia a distintos momentos de la evolución geodinámica (Fig. 2.9.56).

Paleoceno – Eoceno: ZD con picos en 59 Ma y 50 Ma (Paleoceno) (Fig. 2.9.55) observables en

las formaciones Matatere y Pampatar (Fig. 55), probablemente marcan el arribo del arco volcánico de Aves - Antillas de Sotavento, al oeste de Venezuela (55 Ma). Rocas de edad similar formadas durante el emplazamiento del borde frontal de la placa Caribe se encuentran en la Sierra Nevada de Santa Marta (granitoides de 65-50 Ma, CARDONA et al. 2008).

Para fines el Eoceno medio a tardío, a través de fallas de corrimiento ocurrió el emplazamiento

de las Napas de Lara (STEPHAN 1982), a su vez causando-generando un metamorfismo de muy bajo grado (condiciones de anchimetamorfismo hasta la facies de prehnita-pumpellita) a las unidades involucradas, que incluyen tanto a las turbiditas, como unidades formadas en el margen pasivo correspondientes al Grupo Lara (Carorita, Bobare y Barquisimeto).

Colisión (55-50 Ma) (Fig. 2.9.56D)

Acreción (65 Ma) (Fig. 2.9.56C)

Inicio de subducción (Fig. 2.9.56B)

321

Fig. 2.9.56. Modelo geodinámico de WRIGHT & WILD (2011) para la evolución del Caribe, con el

cual se puede explicar la distribución de edades jóvenes de los ZD de la Formación Matatere.

322

En resumen, los sedimentos volcánicos y continentales incluidos en las turbiditas fueron aportados del tres fuentes generales: 1) Norte y noroeste: Representado por los componentes volcánicos del arco de Aves - Antillas Menores. 2) Sur: Rocas sedimentarias del margen pasivo Cretácico y formaciones paleozoicas, y posiblemente también del escudo de Guayana. 3) Oeste y suroeste: Cordilleras colombianas y probablemente algunos altos menores relacionados con las actuales elevaciones de Perijá y Goajira.

En la mitad norte de la región de estudio, donde se colectaron las muestras, según los criterios

de STEPHAN (1982) aflora la Formación Matatere III de edad Eoceno temprano (superior) a medio (inferior). Esta unidad se ha observado en el campo depositada tanto discordantemente sobre la Formación Barquisimeto (subunidad San Pablo, zona de Bucarito, noreste de Carora), como inconformemente sobre las rocas volcánicas de la Ofiolita de Siquisique (zona de Macuere, este de Siquisique), en consecuencia puede interpretarse que la unidad en su conjunto es el resultado de la sedimentación de “lóbulos” distintos.

Los patrones de distribución de edades de los ZD de la Formación Matatere, son distintos entre

las ocho muestras colectadas a lo largo de 190 km de extensión (Fig. 2.9.46). Con los resultados obtenidos (Fig. 2.9.47), las muestras fueron separadas en cuatro grupos

(Tabla 2.9.12, Fig. 2.9.47h): Mat-O (oeste y noroeste de Carora), Mat-NO (norte y noreste de Carora), Mar-N (este y oeste de Siquisique) y Mat-NE (Salsipuedes en Yumare).

La edad mínima obtenida en los ZD de estos cuatro grupos, disminuye sistemáticamente de este

a oeste a saber: 73 Ma (Mat-NE), 54 Ma (Mat-N), 50 Ma (Mat-NO) hasta 39 Ma (Mat-O), lo cual puede sugerir que precisamente corresponden a lóbulos distintos en cuanto a zona fuente y sustrato sobre el cual se depositaron, e inclusive edad a lo largo del rango del Eoceno temprano al medio.

La Fig. 2.9.57 muestra mapas paleogeográficos adaptados de PINDELL (1997) donde se muestra

la posición de los distintos lóbulos que pudieron formar los cuatro grupos de muestras.

323

Fig. 2.9.57. Mapas paleogeográficos para el Eoceno, simplificados de PINDELL (1999). A: Eoceno temprano. Probable ubicación del grupo Mat-NE de la zona de Yumare (lóbulo

rojo). B: Eoceno medio. Posible posición de los grupos Mat-N cercano a Siquisique que está depositado inconformemente sobre las volcánicas del proto-Caribe (lóbulo rojo), Mat-NO depositado discordantemente sobre la Formación Barquisimeto y Mat-O (lóbulos azules).

324

2.10. EMANACIONES DE PETRÓLEO, AGUAS TERMALES Y AGUAS SULFUROSAS

2.10.1. MENE DE LA QUEBRADA PETRÓLEO, URUCURE, MUNICIPIO URDANETA, LARA(1)

El caserío de Urucure se ubica a media distancia en la carretera entre Baragua y Churuguara.

A su vez ubicado al norte de Siquisique. El nombre de la Quebrada El Petróleo se debe a que allí se ubica un mene de petróleo y está localizada a unos 3 km al oeste del caserío Panamá de Urucure. Este mene fue ubicado en el campo, siguiendo las coordenadas señaladas por APPLEGATE (1953) y CPC (1960). En el sitio aflora la Formación Cerro Pelado (Fig. 2.10.1), siendo consistente con su descripción original, por la presencia de capas decimétricas de carbón.

El mene se encuentra en el Fundo Santa Ana. Desde la casa de la propiedad se remonta la

quebrada, hasta encontrar un pequeño pozo de agua, sobre el cual se depositan gotas de petróleo. En caso que la quebrada este totalmente seca, el petróleo se verá manando del afloramiento de arenisca (Fig. 2.10.2).

408 410 412

Fig. 2.10.1. Ubicación del mene de petróleo. Fragmento del mapa geológico 6247-IV-NE Los Algodones (URBANI & GÓMEZ 2013). Siglas: Tejr: Fm. Jarillal, Tomch: Fm. Churuguara,

Tmac: Fm. Agua Clara, Tmcp: Fm. Cerro pelado, Q0B9 y Q2B10: Sedimentos cuaternarios. Coordenadas UTM 19N, La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

(1) En cooperación con Omar Contreras, David Mendi y Wálter Reátegui.

1.179 1.177

325

A

B

C

D

Fig. 2.10.2. Vistas del mene de la Quebrada Petróleo, Urucure, Lara

2.10.2. MENE DEL CODO DE LA CAIMANERA, MACUERE, MUNICIPIO URDANETA, LARA (1)

Este mene aparece citado en CPC (1960) y en el mapa geológico de NATERA (1957). Se

ubicaba en la margen derecha de uno de los más prominentes meandros del Río Tocuyo, denominado Codo de La Caimanera (Fig. 2.10.3), a su vez, a unos 22 km al NE de Siquisique.

Los pobladores del adyacente caserío de Macuere recuerdan el mene, relatan que un gran

deslizamiento ocurrió hace aproximadamente dos décadas, tapando el mene. En nuestra visita fuimos llevados al sitio, donde efectivamente se observa un gran

deslizamiento de las rocas de la Formación Matatere (Fig. 2.10.4), pero ya no hay indicios directos del mene, ni olor de hidrocarburos.

(1) En cooperación con David Mendi y Wálter Reátegui.

326

Fig. 2.10.3. Lugar donde se ubicaba el mene de petróleo del Codo de La Caimanera, ya tapado

por un deslizamiento de rocas de la Formación Matatere. Fragmento del mapa geológico 6248-II-SE Macuere (URBANI & GÓMEZ 2013). Unidades geológicas: Verde: "Formación La Luna".

Marrón: Formación Matatere. Anaranjado: Formación Capadare. Blanco: Sedimentos cuaternarios. Coordenadas UTM 19N, La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

Fig. 2.10.4. Gran deslizamiento en la Formación Matatere que tapó el mene del

Codo de La Caimanera, caserío Macuere. En primer plano el Río Tocuyo.

1.181 1.180

327

2.10.3. MENE DE LA QUEBRADA LA PODEROSA, MONTERREY, MUNICIPIO MAPARARÍ, FALCÓN (1)

El mene se ubica aproximadamente a 45 km al ESE de Churuguara, Falcón. Para su visita se

toma la carretera Barquisimeto-Churuguara, hasta el puente sobre el Río Tocuyo (caserío Puente Limón). Allí se continúa por una carretera de tierra con rumbo este que llega hasta Yaracal. A los 12,1 km se encuentra el caserío Monterrey, se continúa al Este hasta una intersección a los 13 km. Desde ese punto se inicia una trocha irregular de rumbo general norte, hasta llegar al Fundo Las Guadalupes (km 14,7) (UTM 19P, N 1.186.505, E 479.299, La Canoa). Allí se deja el vehículo y se contrata a un guía para llegar hasta el mene (Fig. 2.10.5). La caminata es de media hora.

69º15´ 69º7´30"

Fig. 2.10.5. Ubicación del mene de la Qda. La Poderosa. Fragmento del mapa geológico 6348 Santa Cruz de Bucaral (URBANI & GÓMEZ 2013). Unidades: Tomca: Formación Casupal. Tmoa:

Formación Ojo de Agua. Tmcu: Formación Cueparo. Blanco: sedimentos cuaternarios. Coordenadas geográficas, La Canoa.

El mene se localiza en las coordenadas UTM 19P, 480.095 E y 1.187.017 N, La Canoa.

Elevación: 260 m s.n.m. Hoja 6348-II-SO. 1:25.000, 1968. Según el mapa geológico de NATERA (1957) el mene se encuentra en zona de afloramientos de

la Formación Casupal (Oligoceno-Mioceno) (Fig. 2.10.5). En las cercanías del mene se ubican unos afloramientos poco conspicuos de lutita, pero lo más visible son grandes bloques sueltos de caliza de la Formación Capadare, la cual aflora a poca distancia aguas arriba de la quebrada.

El petróleo es de color negro y bastante fluido (~30-35 API) (Fig. 2.10.6) acumulado sobre

pequeños charcos de agua de dimensiones decimétricas. El sitio corresponde a un manantial de agua, que en su ascenso también acarrea petróleo. Sobre el petróleo han quedado pegados numerosos insectos y mariposas al ir a tomar agua. Las rocas adyacentes están cubiertas por delgadas capas del petróleo ya endurecido. Según los lugareños el mene era de mayor tamaño, pero fue cubierto parcialmente por un deslizamiento desde la ladera izquierda de la quebrada.

(1) En cooperación con Omar Contreras.

10º45´

5 km

328

El petróleo se usa para untar los cascos (patas) del ganado cuando estos se debilitan o se enferman. No le dan ningún otro uso. La temperatura del agua a la sombra fue de 31°C, mientras que la del aire ambiental fue de 32°C. La Fig. 2.10.6A muestra un croquis del mene.

A: Croquis.

B: Vista de la Quebrada La Poderosa.

C: Mene. La regla mide 17 cm.

Fig. 2.10.6. Fotografías del mene de la Quebrada La Poderosa, Monterrey, Falcón suroriental.

D: Rocas de la quebrada La Poderosa, cubiertas

con el petróleo. Regla de 17 cm.

E: Nótese la gran fluidez del petróleo.

F: Poza de agua con petróleo sobrenadante.

329

2.10.4. FUENTES SULFUROSAS DE SOCREMO, YARACUY (1)

Localización: Se ubica a ~2,5 km al NO del poblado de Socremo, a su vez a unos 16 km al NO de Yumare (Fig. 2.10.8). Se detiene el vehículo en la batea de la quebrada Socremo y se camina unos 200 m aguas arriba.

Fecha de visita: 23-10-1993. Geología: Los manantiales brotan del aluvión Cuaternario que rodea a la quebrada Socremo, el

cual está rodeado de la Formación Cerro Misión (NEVADO 2012, NATERA 1957). Descripción: El manantial principal es puntual, con tiene un metro de diámetro y se encuentra

en un meandro de la quebrada (Fig. 2.10.7). Un manantial secundario brota de una zona de unos 0,5 m de diámetro en el borde de un abrevadero de ganado. En ambas manifestaciones se siente un moderado olor a H2S, si bien en otra visita de abril de 1995 no se notó el olor a H2S. En ambas fuentes se midió una temperatura de 32°C, contra la de 27°C en la quebrada adyacente a unos 50 m aguas arriba de las fuentes. En el momento de la medida el aire tenía una temperatura de 28°C.

Fig. 2.10.7. Vista de la poza en la quebrada Socremo donde se encuentra el manantial de aguas sulfurosas. Foto de abril 1995.

(1) En cooperación con Armando Ramírez†, Eduardo Carrillo, Pedro Arias, José Baena,

330

518 520 522

Fig. 2.10.8. Fragmento del mapa geológico 6447-IV-NE Socremo (URBANI & GÓMEZ 2013),

con la ubicación de los manantiales (flecha roja). Unidades: Anaranjado: Formación Capadare. Blanco: Sedimentos cuaternarios.


2.10.5. FUENTE TERMAL DE EL AMPARO, TAPATAPA, MUNICIPIO MAPARARÍ, FALCÓN (1)

Coordenadas: UTM 19P, La Canoa. E 483.500, N 1.190.900, 200 m s.n.m. Hoja 6348-II-NO. Localización: Desde el caserío Puente Limón (puente sobre el Río Tocuyo de la carretera

Churuguara-Barquisimeto), por unos 20 km se toma la carretera de tierra con rumbo E el caserío Viloria. De allí se continúa hacia el N por 8 km hasta llegar al caserío de Tapatapa. De allí se sigue por 18 km en dirección NO hasta el Fundo El Amparo. Desde la casa se camina por 1,2 km hasta el manantial, ubicado en la margen izquierda de la quebrada Agua Hierro (Fig. 2.10.9).

Fecha de visita: 19-4-1995 Geología: Es un manantial kárstico que brota en afloramientos de caliza masiva de la

Formación Capadare. El manantial aparece ubicado en el mapa geológico de NATERA (1957). (1) En cooperación con Armando Ramírez†, Eduardo Carrillo, Pedro Arias, José Baena,

1.176 1.174

331

Descripción: El manantial principal se encuentra a unos 15 m (Fig. 2.10.10a) del cauce de la quebrada Agua Hierro. El sitio es visitado por bastantes personas que vienen a bañarse por las presuntas propiedades curativas para afecciones de la piel. Los lugareños han construido una especie de ducha para bañarse (Fig. 2.10.10b) y además hay pozas de dimensiones métricas del agua de color azul claro (Fig. 2.10.10c). La zona presenta olor a H2S que se nota especialmente al acercarse al manantial por primera vez. El agua al paladar es de sabor algo dulzona y agradable.

Los lugareños dicen que el caudal se mantiene con el mismo caudal durante todo el año, inclusive en sequías prolongadas.

Mediciones en campo: Manantial principal: T: 38ºC, pH 7,5 (Fig. 2.10.10a) Manantial menor ubicado a unos 100 m aguas abajo del anterior. T: 38ºC, pH 7,6 (Fig.

2.10.10d). Análisis de laboratorio: Análisis físico-químicos en Tabla 2.10.1. Geotermómetros: Por medio del geotermómetro químico de Na-K-Ca para aguas subterráneas,

se estima que el acuífero a profundidad debe estar en el orden de 35-40 C, es decir a una temperatura aproximadamente igual al brote.

Comentarios: El manantial con un caudal estimado en un par de decenas de litros por minuto,

permitiría alimentar un establecimiento termal de moderada carga.

69º15´ 69º7´30"

Fig. 2.10.9. Fragmento del mapa geológico 6348 Santa Cruz de Bucaral (URBANI & GÓMEZ 2013). Unidades: Tomca: Formación Casupal. Tmoa: Formación Ojo de Agua. Tmcu:

Formación Cueparo. Blanco: sedimentos cuaternarios. Coordenadas geográficas datum La Canoa.

10º45´

5 km El Amparo

332

Fig. 2.10.10A. Manantial principal con una

pequeña capilla.

B. Ducha que usan los lugareños para bañarse.

C. Poza de agua termal en su unión con la quebrada Agua de Hierro.

D. Manantial secundario.

333

2.10.6. MANANTIAL DE AGUA NEGRA, MONTERREY, MUNICIPIO MAPARARÍ, FALCÓN (1)

Coordenadas: UTM E 475.500, N 1.186.000. Lat. N. 10º43`10”, Long. O 69º13`25”. 220 m

s.n.m. según hoja 6348-II-SO.

Localización: Desde Puente Limón, se toma la carretera de tierra que tiene rumbo E, por 10 km hasta el poblado de Monterrey. A partir de allí se requiere la contratación de un guía (Fig. 2.10.11).

Geología: El manantial brota cerca de afloramientos de lutita de la Formación Casupal. Este manantial fue localizado por NATERA (1957) según mapa C-5-D de la empresa Creole Petroleum Corporation.

Descripción: Existe una tanquilla que circunda el manantial y dentro de ella el agua está estancada (Fig. 2.10.12). Se observan algas filamentosas blanquecinas. Hay un fuerte olor de azufre y el agua tiene un sabor agrio y luce turbia a pesar de estar estancada. De ahí el agua se escurre pendiente abajo y llega a otra tanquilla de almacenamiento.

Muestra y mediciones en campo: Muestra AgN. T: 25ºC, pH 7,5. Fecha: 20-4-1995.

Análisis de laboratorio: Análisis físico-químicos en Tabla 2.10.1.

Uso: El ganado lo utiliza como abrevadero.

474 476 478

Fig. 2.10.11. Fragmento del mapa geológico 6348-II-SO Monterrey (URBANI & GÓMEZ 2013), con la ubicación de los manantiales. Unidades: Anaranjado: Formación Capadare. Amarillo:

Formación Casupal, Blanco: Sedimentos cuaternarios. Coordenadas UTM 19P, La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

(1) En cooperación con Armando Ramírez, Eduardo Carrillo, Pedro Arias y José Baena.

1.187 1.186 1.1854

334

Fig. 2.10.12. Tanquillas del manantial de Agua Negra.

Tabla 2.10.1. Análisis físico-químicos de aguas de la región SE del estado Falcón. Análisis por el Dr. Armando Ramírez, ICT-UCV.

ID Am1 Am2 AmR AgN MtG Sogoré Estado Falcón Lara pH 7,5 7,3 7,4 7,5 7,5 6,1 Cond. uS/cm 750 940 696 2380 1700 330 Ca 96 51 97 56 18 267 Mg 19,9 13,8 13,7 27,4 3,84 33 Na 69 169 34 502 414 274 K 3,75 6,83 4,4 3,85 4,54 18 Cl 43 66 62 170 143 106 SO4 63 26 82 255 261 48 SiO2 28,7 37,0 14,4 20,1 20,1 24 Alc. tot. 425 540 270 1220 1050 NO3 6,9 TSD 2270 Tipo Bic-Na Bic-Na Bic-Ca Bic-Na Bic-Na Bic-Na-Ca

Am1: El Amparo, manantial principal. Am2: El Amparo: manantial secundario. AmR: Quebrada Agua Hierro, 20 m

aguas arriba del manantial termal. AgN: Manantial Agua Negra. MtG: Manantial Montaña Grande. Bic-Na: bicarbonatada sódica, Bic-Ca: bicarbonatada cálcica, Bic-Na-Ca: bicarbonatada sódico-cálcica.

335

2.10.7. MANANTIAL DE MONTAÑA GRANDE, MONTERREY, MUNICIPIO MAPARARÍ, FALCÓN (1)

Coordenadas: UTM E 476.300, N 1.186.500, Long. N. 10º44`00”, Long. O 69º12`35”, 200 m

s.n.m. según mapa 6348-II-SO. Localización: Aproximadamente a 0,8 km al NE de la anterior (Fig. 2.10.13). Fecha: 20-4-1995 Geología: El manantial brota en el área de afloramientos de la Formación Casupal. Descripción: Es una poza excavada por los vecinos. El agua el ligeramente salobre (Fig.

2.10.13). Muestra y mediciones en campo: Muestra MtG, T: 25ºC, pH 9,6. Análisis de laboratorio: Análisis físico-químico en Tabla 2.10.1. El agua es bicarbonatada

sódico-cálcica Uso: Consumo doméstico, a pesar de la turbidez.

Fig. 2.10.13. Vistas del manantial Montaña Grande.

.

(1) En cooperación con Armando Ramírez, Eduardo Carrillo, Pedro Arias y José Baena.

336

2.10.5. FUENTE TERMAL DE EL BAÑO DE SOGORÉ, RÍO CURARIGUA, ARENALES, LARA (1)

Coordenadas: 69º54´O, 10º7´N, 500 m s.n.m., según mapa 6246-III-NO. Localización: En la margen izquierda del río Curarigua, a 7 km al SSO de Arenales (Fig.

2.10.14). Geología: El manantial brota de los planos de estratificación y diaclasas en un afloramiento

de lutita carbonosa de color negro, masiva y con rumbo y buzamiento de N70E 68N (Fig. 2.10.15).

Descripción: Esta fuente termal referida primeramente por LANDAETA (1889). El manantial se

ubica en un recodo del río. El caudal no se puede determinar ya que la mayor parte del agua brota por debajo del nivel del río. En la visita (9-4-1990) se notó un fuerte olor a H2S. En el agua de la quebrada aparece un burbujeo intermitente de gas no inflamable (URBANI et al. 1991).

Mediciones en campo: La temperatura máxima medida fue de 43ºC. Análisis de laboratorio: Análisis físico-químico en Tabla 2.10.1. Uso: Los lugareños indican que décadas atrás era muy visitado para baños curativos, pero hoy

día ya está en desuso debido a que el río Curarigua está fuertemente contaminado.

Fig. 2.10.14. Ubicación de la fuente termal de El Baño de Sogoré, en fragmento del mapa geológico 6246-III-NO Arenales (URBANI & GÓMEZ 2013). Unidades: Verde: Formación

Barquisimeto. Marrón: Formación Matatere. Coordenadas UTM 19P, La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

(1) En cooperación con Enrique Novoa y Bernardo Urbani,

1.116 1.115

337

Fig. 2.10.15. Fuente termal de El Baño de Sogoré, río Curarigua. El agua brota de los planos de estratificación de rocas de la Formación Barquisimeto.

338

2.11. MERCURIO DE SAN JACINTO, LARA (1)

La única mineralización importante de mercurio (cinabrio) del país, es la de San Jacinto

ubicado al noreste de Carora. Fue descubierta en los primeros años del siglo XX, para luego ser explotada entre 1941-1942, produciéndose unas cuatro toneladas de Hg. Durante 1941-1942 y posteriormente entre 1968-1970, el yacimiento fue estudiado en detalle, encontrándose que el cinabrio se localiza en capas de arenisca fracturadas de la Formación Matatere, pero el alto grado de fallamiento posterior a la mineralización hace que las capas de interés se interrumpan abruptamente. Este es un depósito hidrotermal (epitermal) parecido al de Almadén, España, pero de muy pequeñas dimensiones. El Hg primario se encuentra en la estructura de los minerales de rocas máficas y ultramáficas, de donde es movilizado por soluciones hidrotermales, para ser luego precipitado en las fracturas de las capas de arenisca y grauvaca de la Formación Matatere. La zona mineralizada no se extiende más allá de unas dos hectáreas, sin embargo la parte más enriquecida en cinabrio ya fue explotada en 1941-1942, de manera que actualmente el yacimiento carece de interés comercial, pero se considera de interés mineralógico y académico, así como un lugar muy adecuado para realizar excursiones geológicas.

INTRODUCCIÓN

En el frente montañoso del extremo noreste de la gran depresión de Carora, municipio Torres del estado Lara, se encuentra la denominada "Mina de mercurio de San Jacinto". Se ubica a 34 km al norte de Carora, se accede a través del poblado de Aregue, luego se continúa hasta el caserío La Mesa y desde allí a 4 km a pié hacia el norte se encuentra el yacimiento (Fig. 2.11.1).

En las obras sobre recursos minerales de Venezuela (e.g.: BELLIZZIA et al. 1981, RODRÍGUEZ

1986), se menciona una sola localidad con cinabrio (HgS) en todo el país, correspondiente a San Jacinto, usualmente descrita en forma tal que el lector podría percibir que es un gran yacimiento.

El cinabrio probablemente fue descubierto en la década de 1910`s, para ser luego explotado

comercialmente pero con escaso rendimiento en los años 1941 y 1942, durante la Segunda Guerra Mundial. Dos décadas después la región fue estudiada por cuadrillas de geología y geoquímica del Ministerio de Minas e Hidrocarburos, concluyendo que en la actualidad el yacimiento carece de interés comercial.

GEOLOGÍA REGIONAL El sitio de San Jacinto se encuentra dentro de la provincia geológica conocida como las "Napas de

Lara", término acuñado por STEPHAN (1982), para caracterizar una región que abarca casi toda la mitad centro-norte del estado Lara y la parte suroeste del estado Falcón. Allí la tectónica compresiva consecuencia de la interacción Caribe-Suramérica, ha producido grandes fallas de corrimiento imbricando fundamentalmente a las formaciones Matatere, Barquisimeto, Carorita y La

(1) En colaboración con Sebastián Grande, David Mendi y Donald Goddard.

339

Luna. Posteriormente a dicha fase compresiva, la erosión disminuyó el relieve resultante, para entrar en la fase de sedimentación de las formaciones oligo-miocenas de la cuenca de Falcón, las cuales cubren en discordancia angular a todas las unidades anteriores. Para la zona en consideración, las unidades aflorantes son las formaciones Matatere y Castillo, tanto en contacto de falla como en discordancia entre ellas (Fig. 2.11.2).

Estudios recientes en el flanco norte de la depresión de Carora muestran la presencia de un frente de corrimiento activo en el Cuaternario (Fig. 2.11.3), que origina tanto la elevación de las montañas del norte de la depresión como la flexura de la cuenca con el consecuente engrosamiento de los sedimentos cuaternarios (AUDEMARD et al. 1998, OROPEZA et al. 2009).

En miras a la futura utilización de este yacimiento, solamente la vemos como una localidad de

gran interés para la realización de excursiones con estudiantes y profesionales de la geología y geoquímica. En este capítulo se presenta una revisión de lo conocido sobre el yacimiento, tanto desde el punto de vista de la geología regional y local, sus características mineralógicas, y la historia de las labores de exploración y explotación, para finalmente discutir y plantear algunas nuevas interpretaciones sobre el origen de la mineralización.

Fig. 2.11.1. Mapa de ubicación relativa. La zona mineralizada se ubica en la zona de La Mesa. El recuadro localiza la Fig. 2.11.2.

340

Fig. 2.11.2. Mapa geológico de la región noreste de Carora. Modificado y simplificado a partir de

WHEELER (1958). El recuadro ubica a la Fig. 2.11.4.

Fig. 2.11.3. Sección geológica esquemática y generalizada (sin escala) desde el cerro El Vigía

hasta Carora. Modificado de GODDARD & CASTILLO (1970).

341

En la zona de La Mesa (Fig. 2.11.4), las estructuras mayores corresponden a tres fallas de corrimiento con buzamiento NNO. De sur a norte, la primera corresponde al frente de corrimiento cuaternario que limita el borde norte de la depresión de Carora. Este frente de fallas está parcialmente cubierto por sedimentos aluviales recientes y es parcialmente "ciego", es decir, que a lo largo de su extensión no siempre tiene una expresión superficial. La segunda falla y más notoria, corresponde al cabalgamiento de la Formación Matatere sobre la Formación Castillo, con un buzamiento que llega a los 50º al norte, mientras que los estratos de ambas unidades tienen un rumbo generalizado hacia el noreste y buzamientos entre 30 y 60º al norte. La tercera falla se encuentra cerca de la mineralización de San Jacinto y es la causante del levantamiento de los prominentes cerros Cacique, El Vigía y La Pereza.

Fig. 2.11.4. Mapa geológico de la zona de La Mesa - San Jacinto. Topografía a partir de la hoja

topográfica 6147-II- SE y geología según WHEELER (1958), LÓPEZ & BRINEMAN (1943) y principalmente GODDARD & CASTILLO (1970). El recuadro ubica a la Fig. 2.11.6.

342

En general la Formación Matatere presenta una monótona alternancia de capas de lutita y arenisca de espesores centimétricos a decimétricos, de típica sedimentación turbidítica (Fig. 2.11.5). Cerca de su contacto de falla con la Formación Castillo (Fig. 2.11.4), se encuentra un nivel con peñones de rocas de las formaciones La Luna y Apón, así como de granito, incluidos en una matriz de lutita, que ha sido interpretado como perteneciente a la Capa de Peñones de Paragüito (URBANI 2010a), originalmente descrita por RENZ et al. (1955) con localidad tipo cerca del caserío homónimo ubicado a unos 10 km al noreste. Pero también cabe la interpretación que corresponda a un nivel tectónico tipo "suela" de corrimiento, estando el problema todavía sin dilucidar.

Los lugares donde se ha encontrado cinabrio se encuentran localizados únicamente en el bloque

norte de la falla de corrimiento del cerro Cacique (Fig. 2.11.6), donde los estratos tienen un buzamiento entre 35 y 50° al norte. En la zona del "Trabajo Central" las distintas trazas de arenisca fueron cartografiadas por GODDARD & CASTILLO (1970) observando sólo una capa mineralizada con cinabrio (Fig. 2.11.7). Mientras que LÓPEZ & BRINEMAN (1943) que tuvieron acceso a las labores mineras subterráneas describen otras capas mineralizadas más pequeñas no visibles en superficie. Estas capas están desplazadas por varias fallas, como la de Saladillo y otras menores.

Fig. 2.11.5. Afloramiento de la Formación Matatere, mostrando la típica disposición de

sedimentación turbidítica. Quebrada Cabanache al noroeste del caserío La Mesa (ver su ubicación en la Fig. 2.11.2).

343

Fig. 2.11.6. Mapa geológico-topográfico de la zona minera de San Jacinto. Simplificado a partir de

LÓPEZ & BRINEMAN (1943). El recuadro segmentado ubica a la Fig. 2.11.7 y las letras A y B localizan secciones geológicas presentadas en la Fig. 2.11.14.

EXPLOTACIÓN EN 1941-1942

Durante la Segunda Guerra Mundial el precio del mercurio se incrementó debido a la importancia estratégica del metal en la industria militar; utilizado entre otras aplicaciones, en la fabricación de fulminantes de municiones, tanto de pequeño como de gran calibre. En este período la empresa Compañía Anónima Minerales de San Jacinto inicia trabajos exploratorios y de explotación del mineral. La dirección técnica estuvo a cargo del ingeniero de minas Enrique Rubio Sandoval. El laboreo subterráneo fue del tipo conocido como "huecos y pilares", siguiendo la capa mineralizada y dejando pilares para sostener los trabajos. En total se excavaron 241 m de túneles siguiendo las zonas mineralizadas, que significó la extracción de 2.667 tm de roca, adicionalmente fueron removidas 3.257 tm de roca para las obras del exterior (Fig. 2.11.8). El Ing. Rubio pudo “…cubicar

344

como mineral a la vista unas 1.200 toneladas y algo más de otro tanto como mineral muy probable, con un contenido total de unos 8.000 kg de mercurio…” (RUBIO 1942). Los mejores resultados fueron en los túneles "Rebaje A", "Rebaje Sur” y “Realce Sur (ver ubicación en la Fig. 2.11.7).

Fig. 2.11.7. Mapa de los trabajos mineros de San Jacinto. La toponimia de las obras subterráneas

según LÓPEZ & BRINEMAN (1943) es como sigue: 1: Trabajo No. 1, 2: Rabaje A, 3: "Winze", 4: Rebaje Norte, 5: Traviesa, 6: Rebaje Sur, 7: Realce Sur, 8: Trabajo No. 5, 9: Saladillo, 10: Trabajo

No. 4. La geología y topografía ha sido simplificada a partir de GODDARD & CASTILLO (1970) y LÓPEZ & BRINEMAN (1943). Las letras C, D y E ubican secciones de la Fig. 2.11.14.

En esa época se construyó un horno con 10 retortas horizontales de 30 cm de diámetro por 2 m de

longitud. La condensación se efectuaba en tubos de hierro inclinados de 7,5 cm de diámetro y 2,5 m de longitud, envueltos de tubos de condensación de 1,9 m de largo y 30 cm de diámetro rellenos con agua para el enfriamiento (Figs. 2.11.9 y 10A). Las retortas estaban envueltas de arena que permitía mantener una temperatura entre 500 y 600ºC de modo uniforme, para evitar el enfriamiento durante las operaciones de carga y descarga. Las paredes estaban hechas de ladrillos refractarios (Fig. 2.11.10B). El horno sólo tenía capacidad para procesar fragmentos entre 2,5 y 6 cm, pero el material más fino era mezclado con arcilla para convertirlo en briquetas del tamaño requerido. El material era clasificado a mano entre “material de primera” (abundante cinabrio a simple vista), “material de segunda” (cinabrio en poros y manchas casi imperceptibles) y “estéril” (cinabrio no visible). Un diagrama de flujo detallado de todos los procedimientos aparece en LÓPEZ & BRINEMAN (1943: 52).

345

Fig. 2.11.8. Trabajos mineros de San Jacinto en 1942. En la parte centro-inferior aparece la bocamina del túnel “Traviesa”, con un soporte de madera y un hombre al frente. Nótese una serie

de escalones excavados en la ladera para acceder a las bocaminas superiores. Tomado de LÓPEZ & BRINEMAN (1943).

Fig. 2.11.9. Horno de retortas tipo “Gould” para la extracción de mercurio. Tomado de LÓPEZ & BRINEMAN (1943: 52).

346

En varios pasajes del informe de RUBIO (1942) se insiste que se trata de un “horno de prospección” que a lo sumo permite extraer el 75% del mercurio presente, por eso recomienda la conveniencia de instalar un horno más moderno. En cada retorta se podía introducir 87,5 kg de mena mezclada con 25 kg de cal, permaneciendo por 8 horas, para luego ser vaciadas y vueltas a cargar. El horno operaba las 24 horas del día, inclusive domingos, con capacidad para procesar 1,3 toneladas de mineral diariamente.

Por los equipos poco adecuados para la perforación de las galerías, los métodos rudimentarios de tratamiento, los equipos defectuosos de concentración y el horno poco eficiente, la operación no pudo cubrir los gastos. Pero concluye que con un aumento del capital de la empresa a fin de adquirir mejores equipos para la extracción y preconcentración de la mena, así como un mejor horno, debería dar buenos dividendos. Termina diciendo “Quizás esta sugerencia se salga un tanto de mi papel como Director Técnico, pero es que veo que si la mina no se equipa con arreglo a sus necesidades no saldrá de la situación precaria actual” (RUBIO 1942).

A mediado de 1942 la Compañía solicita la cooperación financiera del gobierno, para instalar un horno más eficiente y para ello, el Instituto de Geología y Minería del Ministerio de Fomento, destaca a una comisión integrada por los geólogos V. M. López y J. Brineman, para realizar una evaluación del yacimiento. Para fines de 1942 estos geólogos presentan un detallado informe, cuya parte técnica se publica en la Revista de Fomento (LÓPEZ & BRINEMAN 1943). En esta publicación no hay referencia alguna a las condiciones económicas del yacimiento. Es probable que internamente en el Ministerio de Fomento la opinión haya sido negativa, ya que para fines de 1942 las labores mineras habían cesado definitivamente.

EXPLORACIONES EN 1968-1970

Fig. 2.11.10. Ruinas del horno en 2007. Arriba: Bocas de alimentación de los

hornos. Abajo: Retortas y chaquetas de enfriamiento para condensar el vapor de

mercurio.

347

En 1968 el Ministerio de Minas e Hidrocarburos inicia un estudio del yacimiento. A tal efecto,

cerca del caserío La Mesa y frente al cerro Zamuro, se erige un campamento (Fig. 2.11.11) y se reconstruyen los caminos de acceso al yacimiento (Fig. 2.11.12). La exploración geológica estuvo a cargo del geólogo Donald Goddard.

El grupo llevó a cabo un reconocimiento geológico que abarcó un área de 32 km2 cubriendo una

superficie casi doble de la Fig. 2.11.4. También se levantó un mapa topográfico a escala 1:500 de la zona que estuvo en explotación (Fig. 2.11.6), con la ubicación de los túneles de la explotación de 1941-1942. Se llevaron a cabo varias decenas de perforaciones exploratorias con profundidades máximas de 50 m. El grupo también realizó una campaña de toma de muestras de suelos y sedimentos, los cuales fueron analizados por el personal de química del MMH.

Como resultados de estos trabajos, no se encontraron anomalías de interés más allá de lo conocido

previamente y plasmado en el informe de LÓPEZ & BRINEMAN (1943). Solamente se encontró una capa de arenisca mineralizada de aproximadamente 150 m de extensión y de no más de 1,5 m de espesor, que corresponde a la capa principal explotada en las labores de 1941-1942.

Las estimaciones de reservas calculadas en 1970 indican que si la capa de arenisca mineralizada

se pudiera explotar a 50 m de profundidad, se podrían explotar 6.750 tm y con una concentración promedio estimada de 22 kg Hg por tonelada, daría un provecho de 148.500 kg de Hg, para entonces, con un valor de cerca de 0,5 millones de USD, contra unos 2 millones de USD en que se estimó el costo de la extracción de la mena y su procesamiento (GODDARD 2008). Estos cálculos nos parece sobrevaluados, ya que durante la explotación de 1942 el promedio de rendimiento fue de tan solo 7 kg por tonelada de mena..

En resumen, para 1970 los estudios concluyeron que la presencia de cinabrio es muy local,

abarcando un área no mayor de dos hectáreas, en consecuencia no reviste interés comercial.

Fig. 11. Campamento del MMH al norte del caserío La Mesa en 1968. En sentido de las agujas del reloj, están la oficina, dormitorios, baño y duchas, cocina-comedor,

depósito y planta eléctrica.

348

Fig. 2.11.12. Valle de la quebrada Las Minas visto de sur a norte. Al fondo se encuentra el prominente Cerro Cacique y el yacimiento se localiza en un estribo de la fila La Pereza.

Fig. 2.11.13. Vista de la ladera

donde estuvieron los trabajos de 1941-1942. En la parte superior

aparece la boca del “Trabajo No. 8” y abajo el túnel “Traviesa”.

La foto fue tomada en 2007 desde la margen izquierda de la Qda.

Paja Amarilla (ver las ubicaciones en la Fig. 2.11.7).

Compárese esta fotografía con la Fig. 2.11.8 donde se observa que

para 1942 desde la bocamina “Traviesa” partía un acceso con

escalinatas hacia las labores superiores.

349

CARACTERÍSTICAS DEL YACIMIENTO

Lamentablemente los túneles de las labores subterráneas de 1941-1942, que fueron utilizados en el estudio de LÓPEZ & BRINEMAN (1943), ya no estaban accesibles durante la campaña exploratoria de 1968-1970 por estar internamente derrumbados y con las obras externas de acceso ya erosionadas. Hoy día se observan las bocas de los túneles “Traviesa” y “Trabajo No. 8”, ubicadas en un talud con casi 70% de pendiente, compuesto de una superficie de pequeños fragmentos sueltos de lutita astillosa y arenisca, que imposibilita su escalada.

A continuación se resumen las características geológicas, estructurales y mineralógicas más resaltantes del yacimiento, resumidas de LÓPEZ & BRINEMAN (1943):

Desde el punto de vista de la mineralización, la estructura más importante es la falla de corrimiento que pasa en la base del cerro Cacique y en la quebrada Paja Amarilla, siguiendo hacia el cerro El Vigía (Figs. 2.11.4 y 7), dado que todas las mineralizaciones conocidas se encuentran en el bloque superior de tal falla. Así mismo, es frecuente ver fallas de corrimiento menores en las zonas con intercalaciones de lutita y arenisca, pero se dejan de observar cuando se entra en los paquetes de lutita. También hay fallas transversales con rumbo noreste y noroeste, como la falla de Saladillo que separa los trabajos principales de San Jacinto, del bloque cerro Cacique (Fig. 2.11.6 y 7).

En el cerro Cacique se encontró cinabrio tanto en el flanco norte como en el sur (Fig. 6). En la

falda norte se explotaron algunas toneladas de mena de alto tenor, concentrada en un bolsón, a lo largo de una falla local de rumbo E-W (Fig. 2.11.14, Sección A), cortado por una falla posterior a la mineralización, de manera que al llegar a ésta la mineralización se agotó. En el sitio denominado “Trabajo La Pereza” (Fig.2.11.6) se encontró una mineralización de menor importancia con una capa de arenisca con cinabrio, pero cortada por fallas y sin mayor continuidad (Fig. 2.11.14, sección B).

Las mayores mineralizaciones se hallan entre las laderas adyacentes a las quebradas Saladillo y Paja Amarilla (“Trabajo Central”, Fig. 2.11.6 y 7). Las capas de arenisca tienen un rumbo generalizado de N40ºE y un buzamiento entre 30 y 40º al NO. En este sector, en los primeros metros del túnel “Trabajo 1” (Fig. 2.11.6, no. 1; Fig. 14, sección C) aparecen dos capas de arenisca mineralizada de 0,6 y 0,8 m de espesor, que están cortadas y desplazadas por fallas de corrimiento y transversales posteriores a la mineralización. La mayor parte del material explotado en 1941 y 1942 fue de los trabajos "Rebaje A", "Winze", "Rebaje Norte" y "Rebaje Sur" (Fig. 2.11.7, nos. 2, 3, 4, 6 y 7), que siguen la principal capa mineralizada, como se muestra en las secciones D y E (Fig. 2.11.14).

Todas las mineralizaciones se encuentran en arenisca y están controladas por las capas de lutita

superiores, que sirvieron de niveles impermeables a las soluciones hidrotermales que fluyeron a través de las capas de arenisca fracturada. La terminación abrupta de los estratos con cinabrio es muy frecuente, por la gran cantidad de fallas de corrimiento y transversales posteriores a la mineralización, lo cual hace muy difícil predecir la continuidad de los niveles de interés.

Las capas de arenisca están fuertemente recristalizadas, de manera que LÓPEZ & BRINEMAN

(1943: 46) las denominan cuarcitas, formadas casi exclusivamente de cuarzo, con cantidades trazas de zircón y turmalina. Los minerales secundarios como cinabrio, pirita y epidoto se encuentran a lo

350

largo de fracturas y en superficies de contacto entre los granos de cuarzo y en algunos casos reemplazando a éste. Las capas de lutita localizadas entre aquellas de arenisca mineralizada, son de color negro con gran cantidad de material carbonáceo y en algunos sitios se presenta alunógeno [Al2(SO4)3·17(H2O)].

El cinabrio en las fracturas y cavidades se encuentra en cristales euhedrales romboédricos y en

agrupaciones de los mismos, pero también aparece como costras que cubren las superficies de fracturas y fallas.

La mineralogía de la mena consiste en cinabrio (Fig. 2.11.15), pero a veces hay cantidades

menores de pirita, cuarzo, sericita y “un mineral bituminoso que se supone sea idrialita” (LÓPEZ & BRINEMAN 1943: 47).

El cuarzo se presenta tanto en cristales euhedrales transparentes en fracturas abiertas (drusas) y en cavidades en la arenisca, como en forma de cuarzo lechoso de grano muy fino usualmente como vetillas y en la superficie de las diaclasas.

La pirita es abundante tanto en la arenisca como en la lutita. Un análisis realizado en los

laboratorios de Servicio Técnico de Geología y Minería mostró que contiene trazas de cobre y de arsénico.

La sericita rellena cavidades y forma delgadas vetas, o aparece en los intersticios entre los

cristales de cuarzo o de cinabrio. El “mineral bituminoso” se encuentra solo o asociado con cinabrio y cuarzo, es de color negro, y

se “quema con facilidad” dejando un residuo color gris claro. Por sus propiedades y asociación, LÓPEZ & BRINEMAN (1943) lo identifican como idrialita (C22H14). Éste es un mineral muy raro, descrito por primera vez por DUMAS (1832) de una muestra de la mina de mercurio de Idrija en Eslovenia. Es necesario confirmar la identificación de este mineral por técnicas modernas, ya que sería la primera ocurrencia de Venezuela, y según ANTHONY et al. (1900) aparece junto a cinabrio y arcilla, y probablemente se origina por la pirólisis de la materia orgánica cerca de fuentes termales o por fluidos hidrotermales.

Por los estudios realizados dentro de los túneles de San Jacinto, LÓPEZ & BRINEMAN (1943)

interpretan el siguiente orden de cristalización: 1- cuarzo transparente en cristales eu- o subhedrales, 2- pirita, 3- cuarzo lechoso, 4- cinabrio, 5- sericita, 6- idrialita. En la sección de discusiones se ampliará sobre este aspecto.

Para fijar la edad del evento hidrotermal que generó el yacimiento, el límite inferior pudo fijarse

en el Eoceno Medio (Bartoniano), correspondiente a la edad de 39±2 Ma del grano de zircón detrítico más joven encontrado en la Formación Matatere en la región norte de Carora (NOGUERA 2008, muestra VMN-6a) y el límite superior probablemente sea del Mioceno tardío, en que el tectonismo de esta parte del país se hace menos activo. En este intervalo de tiempo se avanza y culmina el emplazamiento de las napas de Lara que fractura las rocas, y en algún momento ocurre el evento hidrotermal, de manera que los fluidos mineralizantes migran a través de la permeabilidad secundaria desarrollada por el fracturamiento de las rocas, de modo que las capas de lutita actúan como sellos impermeables.

351

Fif Fig. 2.11.14. Secciones geológicas de la mineralización de mercurio. Las ubicaciones aparecen en

las figuras 2.11.6 y 7. Simplificado de LÓPEZ & BRINEMAN (1943).

352

Fig. 2.11.15. Cristales de cinabrio del yacimiento de San Jacinto. La muestra fue colectada por el Prof. José Royo y Gómez y sus alumnos en la década de los años 1950´s. Ejemplar del Museo José

Royo y Gómez de la Escuela de Geología de la UCV. La escala en milímetros. La mineralización de San Jacinto es anterior a la falla de corrimiento que limita los cerros

Cacique, El Vigía y La Pereza (Fig. 2.11.6), que confina la zona mineralizada al bloque superior de la misma. Continúa la etapa compresiva regional y se siguen formando fallas de corrimiento menores y demás fallas normales relacionadas, que cortan las capas previamente mineralizadas, causantes de las abruptas interrupciones de las capas de interés.

El tectonismo generador de fallas inversas continúa hasta nuestros días, dado que una de estas fallas coloca a la Formación Matatere (Eoceno Medio) sobre la Formación Castillo (Oligo-Mioceno), e inclusive generan un frente inverso Cuaternario en las montañas del norte de Carora (AUDEMARD et al. 1999, OROPEZA et al. 2009).

CRONOLOGÍA DEL YACIMIENTO

Esta localidad mineral no aparece en ninguna de las listas de minerales publicadas en el siglo XIX (e.g.: LANDAETA ROSALES 1889). A continuación se presenta una cronología de eventos y personajes relacionados con ese yacimiento, mayormente compilada a partir de los trabajos de LÓPEZ & BRINEMANN (1943) y RUBIO (1942):

1910´s. Según la tradición oral circulante en 1942, el cinabrio probablemente fue descubierto en la primera década del siglo XX por la señora Columba Indabe, quién recogió muestras.

1939. La sras. Columba Indabe y Salomé Rodríguez entregan algunas muestras al Sr. Cenobio Salas Caro a quien habían traído para conocer la zona. El Sr. Salas le entrega las muestras al Prof.

353

Emilio Menotti Spósito, mineralogista de Mérida, quien visita la localidad, recoge nuevas muestras y procede a efectuar los denuncios mineros.

1941. En este año los ingenieros de minas E. Rubio S. (1889-c1955) , Manuel Tello B. y Carlos Fernández de Caleya (1889-1966) reubican el yacimiento.

1941. La primera publicación que hemos hallado donde aparece mencionado el yacimiento es la de SILVA-UZCÁTEGUI (1941).

1941. En la Memoria del Ministerio de Fomento aparece reseñado el denuncio de mercurio de "San Jaimito", lo cual puede ser un error tipográfico y seguramente se refiere a San Jacinto (MF 1941: 143)

1941. Se crea la empresa “Compañía Anónima Minerales de San Jacinto” que obtiene las concesiones para la explotación de cinabrio.

1941 junio - 1942 julio. El ingeniero de minas Enrique Rubio Sandoval durante un año actúa como director técnico de los trabajos de explotación. Su informe explica ampliamente las labores realizadas y las cantidades de Hg procesado y exportado. En este período además laboraban en la mina el Dr. J. Alegría y el Sr. J. Zarranz, ensayador. Durante la excavación de los túneles el ingeniero de minas Carlos Fernández de Caleya tuvo un grave accidente con explosivos, que resultó en la amputación de su brazo izquierdo. Algunas notas biográficas de los ingenieros que trabajaron en este período puede consultarse en URBANI (2012).

1942, febrero 2. Por la etiqueta de una muestra de cinabrio depositada en el Museo de Ciencias Naturales de Caracas, se conoce que el prof. Emilio Menotti Sposito visitó la mina en esa fecha.

1942 junio-agosto. El gobierno nacional encarga realizar un estudio minero-geológico de las concesiones. “Este estudio tiene por objeto informar sobre las posibilidades de la mina con miras a la compra de un nuevo horno con ayuda del Gobierno” (RUBIO 1942: 11). La comisión trabajó entre junio y agosto del año y estuvo integrada por el ingeniero de minas Dr. Víctor M. López (1905-1989), el agrimensor Alejandro Figarelli, ambos del Servicio Técnico de Minería y Geología del Ministerio de Fomento, junto al geólogo John H. Brineman, Jr. y B. Murakozy, profesores respectivamente de geología y topografía del Instituto de Geología de Caracas. El Sr. Figarelly realiza el levantamiento de los túneles y el Prof. Murakozy la topografía externa de 12 km2.

1943. En la lista las "minas metalíferas" publicada en la Memoria del Ministerio de Fomento, aparecen enumeradas las concesiones "San Jacinto No. 2, 3, 4 y 5" (MF, 1943: 38), y menciona los estudios realizados por los profesionales López, Brineman y Murakozy.

1943. Los geólogos Víctor M. López y John H. Brineman Jr. publican el mejor trabajo existente sobre este yacimiento. Incluyen un plano topográfico de la región entre la Mesa y Las Minas, así como una topografía detallada del sector en explotación, el levantamiento de las obras subterráneas y perfiles geológicos que muestran la ocurrencia de la mineralización.

1956-1957. Los geólogos de la cuadrilla dirigida por el Dr. C. B. Wheeler realizan la cartografía geológica de la zona (WHEELER 1958). En su mapa aparece localizado el yacimiento de San Jacinto, e indica que las cuadrillas no encontraron evidencias de otras mineralizaciones.

1950´s. El prof. José Royo y Gómez y sus alumnos de geología de la UCV, realizan una excursión al yacimiento y recogen muestras que hoy día se encuentra en el museo homónimo en la Escuela de Geología, Minas y Geofísica de la UCV.

1967 feb. 27. El MMH contrata al geólogo W. R. Newman para realizar una evaluación del yacimiento. En esa fecha junto al geólogo C. D´Suze visitan el lugar. Si bien considera que el yacimiento no tiene importancia económica, recomienda realizar un programa de exploración utilizando los nuevos equipos de detección de Hg, conocidos como "sniffer" (NEWMAN, 1967).

1968-1970. La Dirección de Geología del Ministerio de Minas e Hidrocarburos programó un estudio geológico-geoquímico del yacimiento. Donald Goddard fue el geólogo encargado del

354

proyecto (MHH 1968-1970), con base en el campamento del cerro El Zamuro, junto a Mario Paparella - geómetra y topógrafo, Juan Luís Bolívar y Justo Hurtado - técnicos geólogos, también algunos trabajadores especialistas como Raúl Gómez - tractorista, Pedro Rodríguez - camionero, Antonio Chirinos - sastre, Pedro Gómez - baquiano y diversos obreros ocasionales.

Se realizó una exploración general de toda la franja de la Formación Matatere al norte del valle de Carora, pero con la geología en detalle de 32 km2 alrededor de la mineralización conocida. En las labores de prospección geoquímica estuvieron involucrados Carlos López Eyzaguirre, Jean Pasquali y Orestes Bujosa; para este trabajo se utilizó un equipo portátil de absorción atómica en frío ("sniffer") con buenos resultados analíticos. De esta época se preservan 14 ilustraciones de gran formato, como mapas geológicos y topográficos, secciones y mapas con los resultados de la prospección geoquímica (MMH, 1968-1970; MMH, 1983). El grupo de trabajo concluyó que el depósito carece de interés económico.

1970, 1986. En 1970, D. Goddard y M. Castillo elaboran una guía de excursión a la zona, la cual se llevó a cabo exitosamente (GODDARD & CASTILLO, 1970). En 1989 guían una segunda edición de la excursión, ahora bajo los auspicios del Departamento de Geología de MARAVEN.

1989. FUDECO contrata al geólogo Simón Rodríguez para realizar una integración de la información del yacimiento. Esencialmente resume lo realizado por el MMH y recomienda realizar trabajos exploratorios adicionales (RODRÍGUEZ 1989).

2007. Se realizó un reconocimiento de la zona para planificar visitas futuras con estudiantes de la UCV. Así mismo, Donald Goddard presenta una síntesis de las labores exploratorias del período 1968-1970 (GODDARD 2008).

DISCUSIONES

De los distintos tipos de depósitos de mercurio (principalmente cinabrio, HgS) resumidos en RYTUBA (1996), el que más se asemeja a las características de San Jacinto es el "modelo Almadén", denominado así por el famoso depósito homónimo en Andalucía, España. Estos yacimientos se caracterizan por una mineralogía de cinabrio ± mercurio nativo + pirita + calcita + cuarzo, donde las zonas mineralizadas usualmente se establecen en las zonas permeables de las rocas, ya sea por tectonismo o porosidad primaria. Existen varios depósitos de mercurio de este tipo, que están asociados a rocas de complejos de subducción o arco externo en el flysch, como el complejo Mesozoico del Franciscano de California (Nueva Almadén), en el Ordovícico de Terranova, o en la propia localidad tipo en Almadén, en la zona de sutura ibérica. A veces los yacimientos se hallan asociados a serpentinita, a rocas metabásicas y otras veces a lutita marina, pero bastante a menudo a rocas flysch (MASLENNIKOV 1989, BOORDER & WESTERHOF 1994, HIGUERAS 1997).

La fuente del metal Hg, a veces acompañado por Sb, puede corresponder a un cuerpo ofiolítico,

tanto de serpentinita como las rocas metabásicas. La alteración hidrotermal que se produce puede alterar profundamente a la serpentinita generando vetas y rocas de carbonato (oficalcitas), con la mineralización asociada. La circulación hidrotermal lleva los fluidos a través de litologías permeables alejadas de la roca máfica fuente, como pueden ser grauvaca o arenisca lítica de las unidades asociadas. En el gran depósito de Almadén (HIGUERAS et al. 1997, 2000), la mineralización primaria se halla en la “Cuarcita del Criadero” del Silúrico y en una roca piroclástica básica muy cizallada, de color marronuzco localmente llamada "piedra frailesca". Los cuerpos de serpentinita no afloran en el distrito minero, pero sí en una serranía más al Este. También hay

355

mineralizaciones secundarias que rellenan fracturas o zonas con reemplazo más o menos irregulares, pero que siguen fracturas o rocas con alguna permeabilidad primaria.

Los fluidos hidrotermales que producen estos yacimientos son de tipo epitermal, de baja

temperatura (<200ºC) y las aguas tienen un origen meteórico-freático o connato, lo cual es posible en los arcos externos no-magmáticos, que son complejos de subducción emergidos por encima del nivel del mar (MITCHEL & GARSON 1994). En estos complejos, el Hg es liberado durante el proceso de serpentinización de los cuerpos ofiolíticos desmembrados, donde las soluciones hidrotermales de origen connato o meteórico redepositan el metal en rocas psamíticas permeables tipo flysch. Originalmente el Hg se encuentra alojado en pequeñas concentraciones principalmente en el piroxeno, ocupando los intersticios de coordinación cúbica en el clinopiroxeno cálcico, dado que es un catión de gran radio iónico (RHg2+ = 1,10 Å) que se sustituye diadóquicamente con el Ca2+. El metal es lixiviado por soluciones acuosas calientes de las rocas, luego por la naturaleza volátil de este metal probablemente sea transportado tanto en estado de vapor, como metal nativo, o en soluciones acuosas que contengan hidrocarburos como compuestos órgano-metálicos, de ahí su asociación con el mineral orgánico idrialita (ROBB 2005: 151).

Aunque con dimensiones mucho menores, el depósito de San Jacinto tiene características

semejantes a Almadén. En el marco regional podemos estar cerca de una zona de contacto entre rocas de corteza oceánica (proto-Caribe), sobre un prisma de rocas sedimentarias formado por el apilamiento de las napas de Lara, aquí constituidas fundamentalmente por la secuencia flysch de la Formación Matatere, que tiene gruesos espesores de rocas psamíticas fracturadas.

En resumen, San Jacinto es un yacimiento de mercurio de origen hidrotermal, formado por

soluciones de temperaturas relativamente bajas (epitermal) probablemente con aguas de origen diagenético o connato que a profundidad pudieron haber circulado a través de rocas ígneas ofiolíticas. Hoy en día rocas máficas de litósfera oceánica afloran en a unos 40 km al norte, en la región de Siquisique (CORONEL & KIEWIET DE JONGE 1965; KERR et al. 2007; RODRÍGUEZ & MUÑOZ 2010, URBANI et al. 2012). Es probable que otros cuerpos de rocas ofiolíticas existan en el subsuelo repetidos dentro de la compleja secuencia de napas. Posteriormente el Hg pudo ser movilizado por soluciones hidrotermales, de neutras a ligeramente alcalinas y en condiciones moderadamente reductoras en forma de tiocomplejos solubles del tipo Hg(HS)2, HgS(HS)−, y HgS2

2−, o como se dijo anteriormente, como vapor o compuestos órgano-metálicos (ROBB 2005: 151), para ser posteriormente precipitado en las fracturas de las capas psamíticas de la Formación Matatere formando vetas de cuarzo y cinabrio, probablemente durante el Oligo-Mioceno.

Con lo conocido hoy en día sobre este tipo de yacimientos, a diferencia del orden de cristalización

propuesto por LÓPEZ & BRINEMAN (1943), interpretamos que primero debió precipitar el cuarzo lechozo junto con pirita y sericita, ya que esta es la alteración sericítico-pirítica de baja temperatura que precede a la mineralización, para luego precipitar el cinabrio y el cuarzo cristalino, ambos en forma de cristales euhedrales, junto a la idrialita. Lamentablemente ya no es posible examinar las obras subterráneas donde se podría verificar esta hipótesis.

Según los estudios efectuados en el yacimiento hace varias décadas, considerando además el

comportamiento del actual del mercado mundial del mercurio, se deduce que el yacimiento no tiene interés comercial. Por ser una localidad única en el país, recomendamos estudios mineralógicos adicionales, en especial para tratar de confirmar y dilucidar la presencia del raro mineral idrialita.

356

2.12. ESTUDIOS MINERALÓGICOS NO PETROGRÁFICSOS (1)

En esta sección se presentan estudios mineralógicos específicos de diversas localidades dentro

de la zona de estudio, a saber: Sulfatos, carbonatos y óxidos

1. Minas de Aroa, Yaracuy

2. Quebrada El Petróleo, Urucure, Lara

3. Quebrada Los Algodones, oeste de Siquisique, Lara

4. Falla de Los Algodones, oeste de Siquisique, Lara

6. Quebrada El Oro, norte de Carora, Lara

7. Túneles mineros, Yaracuy

8. Sumario

Clastos de colores verde azulados

9. Clastos verde-azulados en conglomerado de la Formación Matatere

10. El "Jaspe verde" de la Formación Santa Rita, Lara

Fosfatos

11. Aheylita [FeIIAl6(PO4)4(OH)8.4H2O], Valle de Usera, Serranía de Bobare, Lara

(1) En colaboración de Sebastián Grande, David Mendi y Luís Melo.

357

2.12.1. MINAS DE AROA, YARACUY

En los taludes de la carretera que conecta el pueblo de Aroa y las instalaciones de la vieja

mina de cobre (Fig. 2.12.1), afloran rocas esquistosas de la unidad Esquisto de Aroa y en ellos aparecen diversas eflorescencias, especialmente al acercarse a las ruinas de las viejas instalaciones de procesamiento mineral.

Hay dos tipos de eflorescencias, de color amarillento y blancas, las cuales fueron identificadas

por difracción de rayos X (DRX) como sigue: Amarillo (Fig. 2.12.2): Aluminocopiapita Al2/3Fe3+

4(SO4)6O(OH)2•20(H2O) Blanco (Fig. 2.12.3): Hexahirita MgSO4•6(H2O)

Fig. 2.12.1. Ubicación de las muestras (punto negro).

Fragmento del mapa geológico 6447-III-NO Aroa (URBANI & GÓMEZ 2013). Siglas: Ka: Esquisto de Aroa, Q1A3: sedimentos cuternarios.

Coordenadas UTM 19N, La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

1.154 1.153

•

358

Fig. 2.12.2. Aluminocopiapita de color amarillo. Ubicada al pié de uno de los taludes

de la carretera a las minas de Aroa.

Fig. 2.12.3. Eflorescencias de hexahidrita que le imparten una coloración blanca al talud de

la carretera a las minas de Aroa.

359

2.12.2. QUEBRADA EL PETRÓLEO, URUCURE, LARA El caserío de Urucure se ubica a media distancia en la carretera entre Baragua y Churuguara. A

su vez ubicado al norte de Siquisique. El nombre de la Quebrada El Petróleo se debe a que allí se ubica un mene de petróleo (Fig. 2.12.4). En la localidad aflora la Formación Cerro Pelado y sobre sus lutitas se localizaron dos tipos de eflorescencias:

- En la barranca adyacente al mene, en la superficie de una lutita carbonosa muy meteorizada

(Fig. 2.12.5) aparecen eflorescencias de color amarillo, de hasta 3 mm de espesor (Fig. 2.12.6). Por DRX se identifica como natrojarosita NaFe+3

3(SO4)2(OH), lo cual se confirma con un espectro de composición química obtenido con microscopio electrónico de barrido (Fig. 2.12.5).

- Aproximadamente a 20 m aguas abajo del mene y al nivel de la quebrada seca, igualmente

sobre un afloramiento de lutita y limonita negra, aparecen eflorescencias de color blanco, hasta de 4 mm de espesor. Tienen un sabor amargo y cubre áreas de varios decímetros cuadrados. Por DRX resulta identificada como tamarugita NaAl(SO4)2.6H2O y cantidades menores de yeso

408 410 412

Fig. 2.12.4. Ubicación del mene de petróleo y del sitio donde se colectaron las eflorescencias (punto negro con flecha). Siglas: Tejr: Fm. Jarillal, Tomch: Fm. Churuguara, Tmac: Fm. Agua

Clara, Tmcp: Fm. Cerro pelado, Q0B9 y Q2B10: Sedimentos cuaternarios. Fragmento del mapa geológico 6247-IV-NE Los Algodones (URBANI & GÓMEZ 2013).

Coordenadas UTM 19N, La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

1.179 1.177

360

Fig. 2.12.5a. Espectro elemental obtenido con microscopio electrónico de barrido.

Los elementos Na, S y Fe coinciden con la fórmula de la natrojarosita.

Mientras que el Al y Si corresponden a las trazas de cuarzo y minerales de arcilla.

Fig. 2.12.5b. Talud donde se colectó la natrojarosita.

Fig. 2.12.6. Natrojarosita de color amarillo. La moneda tiene un diámetro de 22 mm.

Fig. 2.12.7. Eflorescencia blanca de tamarugita

361

2.12.3. QUEBRADA LOS ALGODONES, OESTE DE SIQUISIQUE, LARA Los Algodones es un caserío ubicado a media distancia entre Siquisique y Baragua, municipio

Urdaneta del estado Lara. En sus alrededores afloran las rocas ígneas de la Ofiolita de Siquisique, y en contacto tectónico con la anterior se encuentra una unidad cartografiada como "Formación La Luna".

En la Quebrada Los Algodones (flecha negra en la Fig. 2.12.8) existe un gran afloramiento de la "Formación La Luna" (Fig. 2.12.9) sobre el cual aparecen eflorescencias blancas de aspecto polvoriento (Fig. 2.12.10), cubriendo áreas decimétricas y espesores variables pero no mayores de 2-3 mm. Tiene un sabor muy amargo. Por DRX las eflorescencias fueron identificadas como Epsomita MgSO4•7H2O.

408 410 412

Fig. 2.12.8. Ubicación de las eflorescencias de epsomita (flecha negra). Fragmento del mapa

geológico 6247-IV-NE Los Algodones (URBANI & GÓMEZ 2013). Siglas: Tem3: KSg: Ofiolita de Siquisique (gabro), KSb: Ofiolita de Siquisique (basalto), Kl: Fm. La Luna, Fm. Matatere, TA: Complejo

Estructural Los Algodones, Amarillo: Fm: Castillo, Blanco: sedimentos cuaternarios. Coordenadas UTM 19N, La Canoa. Escala: cuadrícula de 1 km.

Fig. 2.12.9. Afloramiento de la "Formación La

Luna"

Fig. 2.12.10. Eflorescencias blancas de epsomita.

El espesor de la capa de caliza es de 25 cm.

Falla de Los Algodones

1.175 1.173

362

2.12.4. FALLA DE LOS ALGODONES, OESTE DE SIQUISIQUE, LARA

Entre Siquisique y Baragua se extiende la falla de Los Algodones (Fig. 2.12.8). Tiene una

orientación este-oeste, es dextral de ángulo alto con su lado sur deprimido. En el lado norte aflora la "Formación La Luna" (Cretácico Tardío), mientras que en el lado sur lo hace la Formación Castillo (Oligoceno tardío-Mioceno temprano). En el alto de la carretera que comunica ambas poblaciones, a 1,5 km al oeste del caserío Los Algodones, la traza de la falla está claramente expuesta en el talud de la carretera (flecha roja en la Fig. 2.12.8 y 11).

En la zona de brecha de falla aparecen capas centimétricas de yeso (CaSO4.2H2O), las cuales

muestran estrías (Fig. 2.12.12 y 13). Dentro del yeso aparecen nódulos redondeados e irregulares de pocos centímetros de diámetro, tanto blancos como ligeramente amarillentos. Ambos tipos de nódulos fueron analizados por DRX, con los siguientes resultados:

Blancos: Alunita [K(Al3(SO4)2(OH)6] (flecha negra en las figs. 2.12.13 y 15). Amarillentos: Natroalunina NaAl3(SO4)2

.(OH)6

y amonioalunita NH4Al3(SO4)2(OH)6 (flecha roja en la Fig. 2.12.15).

Fig. 2.12.11. Panorámica hacia el este, desde el alto de la carretera ubicado al oeste de Los

Algodones. Nótese el escarpe de la falla.

Fig. 2.12.12. Depósitos de yeso en la traza de

la falla de Los Algodones.

Fig. 2.12.13. Detalle de las capas de yeso,

vislumbrándose un nódulo de alunita (flecha negra).

Fig. 2.12.14. Detalle de los nódulos. El

recuadro ubica a la Fig. 2.12.15

363

Fig. 2.12.15. Nódulos de forma esférica blanquecinos de alunita (flecha negra) y

otros más amarillentos de natroalunita y amonio-alunita (flecha roja),

ambos rodeados del yeso.

En la misma zona de brecha de falla, hay involucradas lutitas de la Formación Castillo. Sobre ellas se observan pequeños nódulos irregulares no mayores a 3 cm de color amarillento (Fig. 2.12.16 y 17). Éstos fueron identificados por DRX por parabutlerita Fe+3(SO4)(OH)•2(H2O).

Fig. 2.12.16. Lutita en la zona de brecha de falla.

Fig. 2.12.17. Nódulos de forma irregular de color amarillento (flecha roja), identificados

como parabutlerita.

364

2.12.5. QUEBRADA EL ORO, NORTE DE CARORA, LARA

En la cuenca de la quebrada El Oro, a 9 km al norte de Altagracia aflora la Formación Paují (hoja 6147-II-SO, Altagracia). En un escarpado afloramiento de limolita aparecen eflorescencias de color amarillo a marrón (Figs. 2.12.18), siendo identificado por DRX como natrojarosita NaFe3+

3(SO4).2(OH)6, rodeando a depósitos de óxidos de hierro identificados como goethita. FeO.OH.

Fig. 2.12.18. Depósitos de natrojarosita y goethita sobre un afloramiento de la Formación Paují.

2.12.6. TÚNELES DE LAS MINAS DE AROA, YARACUY En las minas de Aroa se puede tener acceso a unos pocos túneles abandonados, correspondientes a la reactivación de la explotación en los años 1950-1960´s. El nuestras excursiones con la Sociedad Venezolana de Espeleología, fueron topografiados las siguientes túneles: Mina San Antonio, Galería del Polvorín o Jordán, Crucero La Peñita, Crucero Santa Bárbara, Crucero Richard o Nuevo Crucero Sur, Túnel de la Casa de la Montaña, Túnel del Trencito, y dos galerías del antiguo acueducto. La Mina San Antonio es la de mayor longitud de galerías. En 2012 pudimos constatar que personal de la Dirección de Turismo del estado Yaracuy, estaba intentando abrir la galería principal, llamada Holman. En general las galerías mineras tienen una sección de 1,5 m de ancho por 2 m de alto; algunas están en buen estado y otras parcialmente inundadas, derrumbadas o inestables. En cuanto a las condiciones ambientales de las cavidades, las temperaturas oscilan entre los 25 y 41ºC; la humedad alcanza valores cercanos a 100%. En la mayoría de los recorridos hay considerables acumulaciones de guano de murciélago, con la presencia de olores fétidos y un fuerte olor amoniacal.

Algunas pequeñas muestras de minerales secundarios fueron colectadas, identificándolas por DRX como sigue:

365

Carbonatos

Calcita [CaCO3]: puede presentarse con ligeros tintes cromáticos (Fig. 2.12.19) causados por la presencia de trazas de otros elementos, en especial colores azulados por la presencia de cobre. Se localiza sólo en la Mina San Antonio, la cual se encuentra abierta en mármol, por lo cual es de esperar su presencia. La morfología es muy variable, en coladas, cortinajes (Fig. 2.12.19A), estalactitas, perlas (Fig. 2.12.19B) y calcita flotante. Azurita [Cu3(CO3)2(OH)2]: de color azul intenso. Se encontró en una de las galerías laterales de la Mina San Antonio, junto a malaquita (Fig. 2.12.19C).

Malaquita [Cu2(CO3)(OH)2]: de color verde claro a blanquecino. Se encontró en la parte más

interna de la mina San Antonio, como capas de pocos milímetros de espesor en las paredes de los túneles (Fig. 2.12.19C, D).

Asociación malaquita [Cu(CO3)(OH)2] y brochantita [Cu4(SO4)(OH)6]: El depósito más

singular de la localidad de Aroa, corresponde a un flujo de un material de consistencia de yogurt, con aspecto semejante a la “leche de luna” de cuevas naturales. Brota de un hueco de pocos centímetros de diámetro (Fig. 2.12.19F) y de ahí fluye ladera abajo por unos 2 m formando una poza de unos centímetros de espesor (Fig. 2.12.19G). La muestra seca se analizó por DRX resultando estar compuesta por malaquita (42%) y brochantita (58%).

Sulfatos

Melanterita [FeSO4.7H2O]: es de color verde azulado, traslúcido y masivo. Se encontró en forma de estalactitas de hasta 30 cm de largo, y en costras adheridas a los viejos soportes de madera en el Crucero Richard. El túnel está casi totalmente inundado, con 2/3 de su altura sumergido en un barro espeso de color amarillo a naranja, con mucho material en suspensión. El agua tiene un pH de 2,5. No hay guano y la humedad es del 100%.

Al ser llevada al laboratorio, en unos pocos días la superficie del mineral adquirió un color blanquecino azulado, debido a la deshidratación, identificándose como siderotilo [Fe(SO4).5H2O], que es de color azul claro y algo polvoriento. De continuar la deshidratación, se puede transformar a rozenita [Fe(SO4).4H2O] de color blanco. Este último mineral sólo se identificó en una muestra del Museo Geológico José Royo y Gómez que fuera colectada en 1961. Por ello estas dos últimas especies no constituyen mineralizaciones propias del ambiente subterráneo.

Brochantita [Cu4(SO4)(OH)6]: ver arriba en "Carbonatos", por su asociación con malaquita. Calcantita [CuSO4 .5H2O]: de color verde claro a azul, se localizó en el piso de la Mina San

Antonio, cerca de la ocurrencia de malaquita, en costras de pocos milímetros de espesor.

Boussingaultita [(NH4)2Mg(SO4)2.6H2O]: forma una costra de menos de 2 mm de espesor, con cristalitos individuales de color marrón oscuro. Se colectó en la Galería del Polvorín, en la pared del fondo, adyacente al depósito de guano de murciélagos insectívoros. Constituye el primer reporte para este mineral en Venezuela.

366

Óxidos - hidróxidos Goethita [FeO.OH]: aparece en forma de estalactitas de color rojizo - pardo, usualmente de longitudes no mayores de 20 cm de longitud, así como en masas irregulares (Fig. 2.12.19E, F) y costras sobre las paredes y techo de la Mina San Antonio.

En la colección de la UCV existe una estalactita tubular de este mineral, de unos 30 cm de longitud y 5 cm de diámetro, sin indicar el nombre de la galería donde fuera colectada. Fue obtenida por el Prof. José Royo y Gómez y sus alumnos en la década de los años 1950´s.

Gibbsita [Al(OH)3]: Corresponde a una frágil costra translúcida de unos 2-3 mm de espesor,

depositada sobre un casco de aluminio abandonado por los mineros, y justamente donde el aluminio estaba en contacto y enterrado en guano de murciélago. La pieza fue hallada en la galería superior de la mina San Antonio, donde hay una gran colonia de murciélagos. Esta es la primera ocurrencia de este mineral en cavidades venezolanas.

Fotografías de los túneles de la Mina San Antonio, Aroa, Yaracuy

Fig. 2.12.19A. Cortinaje de calcita blanca, sobre el techo de la galería, donde la roca caja

es mármol del Esquisto de Aroa.

Fig. 2.12.19B. Pisolitas de calcita con diámetro cercano a 1 cm. Se forman en sitios donde hay un fuerte goteo de agua desde el

techo.

Fig. 2.12.19C. Costras de malaquita (verde) y azurita (azul).

367

Fig. 2.12.19D. Coladas de calcita con colores distintos según esté combinada con malaquita

(verde), azurita (azul), goethita (rojizo) y blanca (calcita casi pura).

Fig. 2.12.19E. Formas irregulares de goethita en el techo de la galería.

Fig. 2.12.19F. Agujero por donde brota un fluido espeso formado de malaquita y

brochantita.

Fig. 2.12.19G. Cobertura de malaquita en una pared.

368

2.12.7. SUMARIO SOBRE LOS DEPÓSITOS DE MINERALES SECUNDARIOS

En resumen, en las localidades antes citadas se han identificado los siguientes minerales:

Mineral Fórmula Localidad Color Unidad geológica/litología CARBONATOS Calcita CaCO3 Variado Azurita Cu3(CO3)2(OH)2 Azul Malaquita Cu2(CO3)(OH)2

Aroa, Ya. Túneles. Verde

Esquisto de Aroa. Mármol

ÓXIDOS-HIDRÓXIDOS Goethita FeO.OH Aroa. Túneles.

N de Carora, La Rojo Esquisto de Aroa. Mármol Formación Paují. Limolita

Gibbsita Al(OH)3 Aroa. Túneles Blanco Casco minero de Al + guano SULFATOS Melanterita FeSO4.7H2O Verde azulado Siderotilo * Fe(SO4).5H2O Azul claro Rozenita * Fe(SO4).4H2O Blanco

Esquisto de Aroa

Boussingaultita (NH4)2Mg(SO4)2.6H2O Marrón Esquisto de Aroa + guano Brochantita Cu4(SO4)(OH)6 Verde Calcantita CuSO4 .5H2O

Aroa, Ya. Túneles.

Azul Esquisto de Aroa, mármol

Alumino-copiapita

Al2/3Fe3+4(SO4)6O

(OH)2•20(H2O) Amarillo

Hexahidrita MgSO4•6(H2O)

Aroa, Ya. Taludes. Blanco

Esquisto de Aroa, esquisto grafitoso,

Norte de Carora Amarillo Formación Paují, limolita Natrojarosita NaFe+3 3(SO4)2(OH)6 Amarillo

Tamarugita NaAl(SO4)2•6H2O Urucure, La Blanco Formación Cerro Pelado, lutita y carbón

Epsomita MgSO4•7H2O Blanco Formación La Luna Alunita K(Al3(SO4)2(OH)6 Blanco Natroalunina NaAl3(SO4)2• (OH)6 Amonioalunita NH4Al3(SO4)2(OH)6

Amarillento

Parabutlerita Fe+3(SO4)(OH)•2(H2O) Amarillo Yeso CaSO4•2H2O

Los Algodones, La

Transparente

Brecha de falla entre las formaciones La Luna y Castillo

* Siderotilo y rozenita, formados en el laboratorio por la deshidratación de la muestra de melanterita. Los carbonatos deben su presencia a la disolución del mármol, con reacciones posteriores que

permiten la precipitación de carbonatos de calcio y cobre, en las superficies de los túneles. El cobre proviene de la oxidación de la calcopirita (sulfuro de cobre), que fue el motivo de la explotación minera.

El azufre requerido para la precipitación de los sulfatos igualmente procede de la alteración/oxidación de los constituyentes primarios de las rocas adyacentes, a saber: pirita y calcopirita en el caso del Esquisto de Aroa, pirita en la Formación La Luna, o de los niveles carbonosos (+ pirita) en el caso de la Formación Cerro Pelado.

La oxidación de la pirita es la principal fuente azufre para formar sulfatos secundarios. Este proceso puede plantearse en varios pasos: Primero se oxida por efecto de aguas meteórico-freáticas ricas en oxígeno, con lo que se forma sulfato ferroso, que es inestable. Con más oxidación pasa a formar una solución diluida de ácido sulfúrico y precipita goethita. En ambiente

369

oxidante y con el bajo pH así creado, las aguas ácidas atacan la roca circundante y es por ello que es capaz de formar sulfatos de Ca, Na, Al, Fe, Cu, Ni, etc.

La fuente de los cationes puede ser más variada:

Al: A partir de los minerales de arcilla y micas. Fe: En el caso del Esquisto de Aroa y Formación La Luna, sería a partir de la misma oxidación

de pirita. En el caso de la Formación Paují, en ella se observan pequeños nódulos ricos en óxidos de hierro que también pueden servir de fuente.

Na y K: Probablemente por la alteración de feldespatos detríticos en la roca sedimentaria. NH4: Es posible su presencia por alteración de la materia orgánica. Mg y Ca: Disolución de caliza (Formación La Luna) o mármol dolomítico (Esquisto de Aroa). Sulfatos

Yeso: Este mineral es muy común en las zonas semiáridas de Lara y Falcón, usualmente se encuentran cristales dispersos en la superficie del terreno. Como se indico arriba, el calcio probablemente proviene de la disolución de caliza y el azufre de la oxidación de pirita.

Natrojarosita: En la literatura regional de Falcón es frecuente señalar la presencia de

pequeños nódulos o eflorescencias amarillentas descritas como "jarosita", pero desconocemos si de ellas previamente se hayan hecho determinaciones por DRX, para acertar la especie mineral exacta (de entre variedades como: jarosita, plumbojarosita, hidroniojarosita y amoniojarosita). Este mineral forma parte del grupo de la alunita.

Alunita, natroalunina y amonioalunita: Estos minerales pertenecen al grupo de la Alunita.

La natroalunita y el amonioalunita son primeras identificaciones para el país. Previamente, la alunita la habíamos identificado en la fuente termal de San Juan de la Vega, Falcón (URBANI 1991).

Epsomita y hexahidrita: Ambos minerales son parte de una misma serie, con distinta

cantidad de moléculas de agua, seis para la hexahidrita y siete para la epsomita. La hexahidrita siempre la hemos observado en nichos muy secos o muy ventilados, previamente se había identificado en varias cuevas venezolanas (URBANI 1997). Ambos minerales son muy solubles en agua y por ello se encuentran en nichos protegidos contra la lluvia (Figs. 2.12.3 y 10).

Aluminocopiapita: Forma parte del grupo de la copiapita. Es común encontrarlo en zonas de

oxidación de pirita. Resulta la primera determinación para el país. Tamarugita: Muy soluble en agua y por ello se encuentra en zonas protegidas contra la lluvia

(Fig. 2.12.7). Esta es la primera ocurrencia en Venezuela. Parabutlerita: Este es un mineral bastante raro que se forma en las zonas de oxidación de

pirita, o por alteración de otros sulfatos. También es una primera determinación para Venezuela.

370

Calcantita [CuSO4.5H2O]: Probablemente sea el mineral secundario más común en minas de cobre de todo el mundo.

Melanterita [FeSO4.7H2O]: Igualmente común en minas de cobre. Lo curioso de nuestro

hallazgo es que en el laboratorio, con ambiente de aire acondicionado, en pocas semanas su superficie se deshidrató a siderotilo (con 5 moléculas de agua), y una muestra aún más vieja se deshidrató aún mas, a rozenita (con 4 moléculas de agua).

Boussingaultita [(NH4)2Mg(SO4)2.6H2O]: Se encontró en la superficie de contacto entre la roca caja esquistosa y guano de murciélagos. Constituye el primer reporte de este mineral en Venezuela.

Carbonatos Calcita [CaCO3]: este mineral es el más común en espeleotemas en cuevas abiertas en rocas carbonáticas.

Azurita [Cu3(CO3)2(OH)2] y malaquita [Cu2(CO3)(OH)2] son carbonatos relativamente comunes en lugares donde haya alguna fuente de cobre, como en el caso de Aroa por la presencia del sulfuro primario calcopirita. La malaquita también la encontramos mezclada con brochantita [Cu4(SO4)(OH)6], en un singular depósito tipo "leche de luna".

Óxido-hidróxidos Goethita [FeO.OH]: es un mineral muy frecuente en muchas condiciones superficiales, de hecho casi omnipresente en casi todos los suelos rojizos. En nuestro caso es muy conspicuo como depósitos en las paredes, techo y piso de las galerías de la Mina San Antonio.

Gibbsita [Al(OH)3]: Prácticamente toda superficie de aluminio expuesta en un ambiente oxidante queda recubierta por una capa microscópica de Al2O3 [corindón]. La presencia de una capa milimétrica de Al(OH)3 en un casco minero abandonado desde los años 1950-60´s, pero justamente en la parte que estaba enterrado en guano de murciélago, permite interpretar que el ambiente de pH muy bajo del guano húmedo permitió acelerar la oxidación del aluminio.

371

2.12.8. CLASTOS VERDE-AZULADOS EN CONGLOMERADO DE LA FORMACIÓN MATATERE

En la parte media de la Quebrada Las Petacas, a su vez a 1 km al NE del caserío Los

Algodones (flecha verde en la Fig. 2.12.20A), se localizan capas de conglomerado. En algunas se observan raros clastos redondeados de color verde-azulado, con tamaño de 0,5 a 3 cm de diámetro (Fig. 2.12.20B). A fin de determinar el origen de vivo color, se realizaron análisis por DRX y el polvo también fue sometido a un microscopio electrónico de barrido para determinar los elementos químicos presentes.

Los resultados indican la presencia de cuarzo, muscovita y chamosita, con elementos mayoritarios como Si, Al, K y Fe (Fig. 2.12.20C). Por lo anterior se concluye que la coloración sea debido a la chamosita, un mineral del grupo de la clorita, con fórmula ideal de (Fe+2,Mg,Fe+3)5Al(Si3Al)O10(OH,O)8

Fig.20A. Clasto de color verde azulado.

Fig.20B. Clasto verde-azulado colectado para

análisis. Tiene 1 cm de diámetro.

Fig.20C. Espectro elemental obtenido con microscopio electrónico de barrido. Note la presencia de los elementos Si, O, Al, K y K, los cuales concuerdan con los resultado1s de DRX.

372

2.12.9. CLASTOS DE "JASPE VERDE" DE LA FORMACIÓN SANTA RITA, LARA (1)

Alfred SENN (1935) describe el "Conglomerado de Santa Rita", consistente en 400 - 450 m de

conglomerado de grano grueso, arenisca y marga arenosa intercalado con caliza con orbitoides. El conglomerado consiste predominantemente de cantos rodados que alcanzan hasta 10 cm de diámetro de cuarzo blanco, chert negro del Cretácico, cuarzo-arenita densa de las formaciones Misoa y/o Trujillo y varios tipos de arenisca. Los niveles superiores de caliza contienen una rica y bien preservada fauna de moluscos.

Frances CHARTON DE RIVERO (1956) además de presentar la traducción del alemán de la descripción original de Alfred Senn, añade: "Cantos de jaspe verde son especialmente característicos en estos conglomerados".

Edgar GUEVARA (1967) eleva la unidad a rango formacional y resumen su litología como un depósito principalmente conglomerático, caracterizado por la presencia de cantos de hasta 10 cm, consistiendo principalmente de cuarzo, chert, jaspe verde y arenisca de diversos tipos, y asociado con arenisca, caliza, marga y lutita.

Rosina PITTELLI & Ángel MOLINA (1989) no mencionan el "jaspe verde" y señalan la presencia de caliza y un conglomerado basal discontinuo, formado principalmente por fragmentos de caliza; la matriz del conglomerado es una arenisca muy fina, calcárea, con fragmentos bioclásticos. Pero estos mismos autores si mencionan el jaspe verde en su entrada correspondiente a la unidad en el "Código Estratigráfico de las Cuencas Petroleras de Venezuela" (PITTELI & MOLINA 1997).

El 29 de septiembre 2005 se tuvo la oportunidad de visitar los afloramientos de la Formación

Santa Rita, en la Quebrada La Guaca en la zona de El Oro, a unos 13 km al NO de Altagracia, a su vez al norte de Carora, estado Lara. Este lugar se ubica a 44 km al SW de la localidad tipo de la unidad. En dicha quebrada, en las coordenadas UTM 19P 1.152.256 N, 359.751 E, La Canoa, se localizan conspicuos niveles de conglomerado de hasta 2 m de espesor con cantos de dimensiones centimétricos. Efectivamente, como lo indica CHARTON DE RIVERO (1956) llaman la atención los cantos redondeados de color verde claro a verde manzana, contenidos en diversos estratos de conglomerado, a veces constituyendo hasta ¾ partes del total de los cantos. También se encuentran fragmentos de chert negro, cuarzo lechozo, conglomerado y arenisca de grano fino a medio de color y aspecto variado (Figs. 2.16.21 y 22).

Para precisar la litología de los conspicuos cantos verdes, en el campo se verificó que

corresponden a rocas carbonáticas ya que reaccionan con el ácido clorhídrico. Se tomaron dos muestras para análisis adicionales en laboratorio. Por difracción de rayos X se determinó cuantitativamente la presencia de calcita (55%), cuarzo (14%) y minerales de arcilla (31%). En secciones finas las muestras se identifican como caliza con textura de lodolita (mudstone) correspondiendo a un ambiente sedimentario de muy baja energía. Las muestras presentan aproximadamente un 95% de micrita y se encuentran unos constituyentes en forma circular, algunos correspondientes a fósiles los cuales por efecto de la diagénesis no presentan vestigios de la textura original.

(1) En cooperación con José Méndez Baamonde

373

Los fósiles originales han sido reemplazados por calcita en forma de hojas, indicando probablemente una diagénesis en un ambiente meteórico vadoso o freático. Este tipo de diagénesis solamente ocurre cuando los organismos o fósiles originales están compuestos por aragonito el cual es reemplazado completamente por la calcita, como ocurre con los bivalvos, gasterópodos y las algas verdes en general.

La forma circular de algunos de estos constituyentes y con tamaños similares, parecen indicar

que son calciesferas originadas por recristalización de algas verdes dasicladáceas (Fig. 2.12.23). Algunos de los cuerpos circulares, vistos con los mayores aumentos del microscopio polarizante, muestran un reemplazamiento paulatino de la micrita por las hojas de calcita o esparita (Fig. 2.12.24). Inclusive se puede detallar dependiendo del tamaño del reemplazamiento, como se origina el proceso, ya que en algunos hay una diagénesis incipiente con solamente unos cristales de calcita originados y en otros se observa la evolución y avance de la diagénesis. En general, la mayor parte de estos cuerpos parecen tener un origen inorgánico. Embebidos en la micrita, también se encuentran algunos cristales de cuarzo, alterados por diagénesis, con tamaños correspondientes a los limo fino y muy fino. Algunos de estos cristales todavía conservan una extinción ondulatoria y vestigios de un origen metamórfico, correspondientes a cristales mayores.

Para tratar de entender la causa de la coloración verdosa se realizaron diversos análisis a saber: - Color Munsell: El polvo de la muestra es Blanco 5Y8/2 - Composición química: Componentes mayoritarios (en %): SiO2 (2,33), Al2O3 (4,29), TiO2

(0,081), Fe2O3 (1,63), MnO (0,51), CaO (55,1), MgO (0,59), K2O (0,50). Elementos trazas (en ppm): Ni (470), Sr (380), Rb (18) y V(30)

- El residuo insoluble fue analizado por DRX, resultando ilita/smectita (52%), ilita (33%) y

caolinita+clorita (15%). En resumen, la roca de color verde descrita en estas notas corresponde a una caliza de grano

muy fino, suave, criptocristalina, algunos fragmentos tienen fractura concoidea y se asemeja a una caliza litográfica. El color verde probablemente pueda ser atribuido al contenido de clorita. Por consiguiente al menos en la localidad estudiada, resulta errónea la identificación de "jaspe verde". Debe apuntarse que en el Complejo Estructural Los Algodones, al oeste de Siquisique, en un conglomerado se han encontrado cantos rodados muy bien redondeados de hasta 4 cm de diámetro, que corresponden a un chert de color verde manzana hasta verde azulado. Por este motivo, se desconoce si en otras localidades de la Formación Santa Rita, puedan encontrarse clastos que realmente puedan ser identificadas como "jaspe" o "chert" de color verde.

374

Figs. 2.12.21 y 22. Conglomerado con

guijarros de caliza verdosa previamente confundida como "jaspe verde"

Fig. 2.12.23. Fotomicrografía de la caliza verde, mostrando un fósil (¿calciesfera?) con

reemplazamiento de cristales de calcita. Escala: igual a la Fig. 2.12.4.

Fig. 2.12.24. A la derecha aparece un fósil reemplazado por calcita y a la izquierda se

observa el proceso diagenético de reemplazo de la micrita por esparita.

375

2.12.10. UNA OCURRENCIA DE AHEYLITA FeIIAl6(PO4)4(OH)8.4H2O EN EL VALLE DE USERA, SERRANÍA DE BOBARE (1)

Resumen Se describe la ocurrencia del mineral aheylita, FeIIAl6(PO4)4(OH)8.4H2O, procedente de un

afloramiento de arenisca de la Formación Bobare, localizado a unos 50 km al norte de Barquisimeto. Este constituye el primer reporte en el país de este raro mineral que pertenece al grupo de la turquesa. Su génesis es desconocida, pero posiblemente se formó a partir de soluciones hidrotermales durante la fase de metamorfismo en la facies de la prehnita - pumpellyita que afectó a la Formación Bobare durante el Eoceno tardío-Oligoceno.

INTRODUCCIÓN

En esta sección se describe a una ocurrencias del mineral aheylita, un fosfato del grupo de la turquesa, localizado en un afloramiento de arenisca de la Formación Bobare, en el estado Lara. El hallazgo se realizó en un talud de la carretera Barquisimeto – Churuguara, a unos 50 km al norte del Barquisimeto y más exactamente a 1,5 km al norte del caserío Usera (Fig. 2.12.25 y 26). El sitio se ubica en las coordenadas E453.589 y N1.161.953 (zona 19).

El afloramiento corresponde a una secuencia de capas de arenisca de la Formación Bobare, unidad que fue descrita por BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1968) (Fig. 2.12.27). La secuencia está cortada por una falla de corrimiento y a 20 cm de la misma, en su bloque inferior, se encontró el mineral de color verde descrito de esta nota (Fig. 2.12.4). En el presente trabajo se identifica el mineral y se plantea su origen.

DESCRIPCIÓN DEL MINERAL EN CAMPO El mineral aparece en dos franjas de color verde claro, paralelas a la estratificación. La mayor de ellas tiene 3,5 cm de longitud y llega a 2 mm en su ancho máximo (Fig. 2.12.28). Con lupa binocular se observan agregados botroidales de aheylita con un diámetro de ¼ a 1 mm y rodeados por los minerales de la arenisca adyacente, donde se identificó cuarzo y muscovita (Fig. 2.12.6). (1) En cooperación con Ander De Abristieta (M.E.B.) y Sebastián Grande (cristalografía).

376

Fig. 2.12.25. Mapa de ubicación. El recuadro azul indica la localización de las figuras 2 y 3.

Fig. 2.12.26. Mapa de ubicación del afloramiento estudiado (flecha). Fragmento de

la hoja 6347, D.C.N., 1969.

Fig. 2.12.27. Fragmento del mapa geológico de BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1969). Kbo:

Formación Bobare, Kc: Formación Carorita, Kb: Formación Barquisimeto. Este mapa

abarca la misma zona y esta a la misma escala de la figura anterior.

Fig. 2.12.28. Afloramiento de la Formación Bobare. La línea roja indica el plano de falla

inversa, mientras que la flecha negra indica el sitio exacto donde se colectó la aheylita.

377

Fig. 2.12.29. Detalles del nivel rico en aheylita (flecha negra).

A: Cerca de la punta del lápiz se observa un pequeño pliegue de arrastre. B: ampliación del

área del recuadro.

Fig. 2.12.30. Aheylita formando agregados esféricos submilimétricos rodeados de la roca

caja constituida por cuarzo y muscovita. Fotografía tomada con lupa binocular.

RESULTADOS Identificación La muestra de roca con el mineral verde fue analizada por difracción de rayos X, identificándose cuarzo y muscovita que corresponden a los granos de la arenisca, mientras que la fase de color verde corresponde a la aheylita, FeIIAl6(PO4)4(OH)8.4H2O, con un patrón que iguala a la ficha 50-1653 del International Centre for Diffraction Data (ICDD). Se utilizó un equipo Phillips consistente en un goniómetro 3020 y generador 3830, acoplado a un tubo de Cu a 40 kV y 30 mA, con intervalo de corrida entre 5 y 105° y velocidad de 0,02º2θ/s.

Localidades internacionales FOORD & TAGGART (1986, 1998) describen el mineral aheylita como un raro fosfato del grupo

de la turquesa. El nombre del mineral fue colocado en honor a Allen V. Heyl (1918-2008), un geólogo del U. S. Geological Survey que dedicó su carrera a los yacimientos minerales. La localidad tipo corresponde a la mina de estaño Miraflores, en el distrito minero de Huanuni, provincia Pantaleón Dalence, departamento de Oruro, Bolivia. Es de color azul pálido a verde claro, aparece en acumulaciones usualmente milimétricas, aisladas o formando agregados botroidales hemisféricos a esféricos, irradiándose en masas entrelazadas con cristales con un promedio de 3 micras de dimensión máxima. Su fórmula ideal es FeIIAl6(PO4)4(OH)8.4H2O y pertenece al sistema triclínico. Estos autores consideran que el mineral se formó en etapas hidrotermales tardías del depósito de estaño y demás metales base. En la localidad tipo aparece

1 cm

2 mm A

B

378

asociado a otros fosfatos hidratados, como variscita, vivianita y wavelita, asociados a una mena de casiterita, esfalerita, pirita y cuarzo. En 1984 se incluyó en la lista de nuevos minerales de la Asociación Internacional de Mineralogía (IMA) como la especie IMA-1984-036. Según ANTHONY et al. (2005) los parámetros axiales del mineral, son: a:b:c =0,7477:1:0,7707 y sus ángulos axiales: α = 110,87°, β = 115,00°, γ = 69,96°, volumen de la celda 460,6 Å3 y densidad calculada de la misma de 3,01 g/cm3. Estos autores utilizan el promedio de cuatro análisis presentados por los autores originales de muestras de la localidad tipo, calculando la siguiente fórmula empírica (FeII

0.46 Zn0.40)Σ=0.86Al6(PO4)3.72(PO3· OH)0,28(OH)8•4,10 H2O. La aheylita se ha

identificado en los siguientes lugares: 1- En la localidad tipo, donde fue estudiada por FOORD & TAGGART (1986, 1998) y luego mencionada por PETROV et al. (2001: 457) y CALVO & GONZÁLEZ (1992). 2- Bali Lo, Casleys, prospecto Anticline, Ashburton Downs, Ashburton Shire, región de Pilbara, oeste de Australia (NICKEL & GARTRELL 1993: 203). 3- Mina Les Montmins (veta Sante Barbe, con cuarzo y wolframita), Échassières, Ébreuil, Allier, Auvergne, Francia (CUCHET et al. 2000).

Observaciones cristalográficas Un agregado botroidal de la ahyelita de Usera, de aproximadamente 1 mm de diámetro, fue

observado con un microscopio electrónico de barrido (MEB). Su superficie está formada por cristales con perímetro rómbico de unos 2 a 7 µm (Figs. 2.12.31a,b), pero al verlos lateralmente se observa que tienen forma de placas u hojuelas con un espesor menor de 0,5 µm (Figs. 7c,d,e). Las formas observadas coinciden con la clase pinacoidal del sistema triclínico, cuyo grupo puntual es 1 . La apariencia pseudo-romboédrica o pseudo-bipiramidal de algunos de los cristales (ubicados en las figs. 2.12.31a,b, ampliados en las figs. 2.12.32a,b) mejor desarrollados, son en realidad el producto de la combinación de varias formas pinacoidales, las únicas posibles en esta clase cristalina. En la Fig. 2.12.32a una combinación de los tres pinacoides axiales, c: {001}, b: {010} y a: {100}, forman una especie de romboedro; éstos están cortados por un pinacoide {011} que genera una faceta triangular prominente en la parte inferior derecha del cristal. En la Fig. 2.12.32b una forma pseudo-bipiramidal constituida por la combinación de tres pinacoides, la forma más prominente corresponde a un pinacoide {100}, mientras que las dos facetas triangulares en el lado derecho del cristal corresponden a dos pinacoides conjugados {01 1} y {011}, todas ellas deben estar replicadas en la parte inferior no visible del cristal, debido a la presencia de un centro de inversión en el centro del mismo.

DISCUSIONES

El contexto geológico de la localidad de Usera es muy diferente a la localidad tipo de Bolivia, ya que no hay depósitos metálicos asociados. Aquí se propone que la aheylita se originó por actividad hidrotermal generada durante la fase metamórfica de muy bajo grado, en la facies de la prehnita-pumpellyita (reportada por BUSHMAN 1960) que afectó a la Formación Bobare, probablemente en tiempos del Eoceno tardío – Oligoceno, correspondiente al período del apilamiento de las Napas de Lara (STEPHAN 1982). La ubicación del hallazgo a 20 cm de un plano de falla de corrimiento, podría indicar que ese lugar haya podido ser más fácilmente permeado por los fluidos hidrotermales que el resto de la roca, aunque es posible que los fluidos hubiesen aprovechado también zonas o canales permeables en la arenisca y los propios planos de estratificación, debido a la disposición paralela a éstos de las venillas que contienen el fosfato (Fig. 2.12.29).

379

Se propone que originalmente el sedimento contenía una pequeña concentración de un fosfato

primario amorfo de tipo dahlita o colofana, o de materia orgánica fosfatada, que posteriormente en una etapa hidrotermal (durante la fase de diagénesis avanzada o metamorfismo en facies pre-esquisto verde), se combinó con hierro y aluminio disponible a partir de minerales de arcilla, para formar la aheylita. Este es un fosfato muy raro y no hay estudios adicionales del mismo más allá de la descripción original, de manera que estas notas aportan datos sobre otros mecanismos y ambientes requeridos para su formación, además representa el primer reporte de este mineral en Venezuela.

.

B

C

D

A

D

Fig.2.12.31. Imágenes de microscopio electrónico de barrido. A y B corresponden a la superficie de una esfera de aheylita.

En A el recuadro ubica a la Fig. 2.12.32b y en B a la Fig. 2.12.32a. C y D son imágenes de una superficie fracturada, con hojuelas de muscovita de la matriz

alrededor de la aheylita, el espesor es menor a 0,5 µm. El recuadro en C ubica a la Fig. 2.12.31d.

380

Fig. 2.12.31E. Imagen de una superficie

fracturada donde se nota una distribución aproximadamente radial de cristales de

aheylita.

Fig. 2.12.32 (abajo). Combinación de varias formas pinacoidales que conforman

los cristales de aheylita. A: Formas pinacoidales: a (frontal), {100};

b (lateral), {010}; y c (basal), {001}, combinadas con un pinacoide {011}

de 1er orden positivo, que genera una faceta triangular muy prominente.

B: Forma pinacoidal a (frontal), {100}, combinada con dos pinacoides de 1er orden

conjugados, {011} (negativo) y {011} (positivo), que generan dos facetas

triangulares prominentes en la parte derecha del cristal.

E

A

B

381

2.13.3. ALGUNAS LOCALIDADES FOSILÍFERAS DE LAS FORMACIONES BOBARE, CARORITA Y MATATERE (1)

Resumen

En la región de Carorita Arriba al norte de Barquisimeto, en 1967 se localizaron algunas localidades con fósiles que ante el renovado interés sobre la geología del área, ahora se describen y se aclaran algunas inexactitudes de publicaciones previas. La variada fauna puede resumirse en: Formación Carorita (Cretácico Temprano): Se identificó el foraminífero Choffatella decipies, algas incrustantes y Lithothamiun, así como amonites de los géneros Hamites, Idiohamites, Pseudohelicoceras, Hemiptychoceras. Formación Bobate (Cretácico Temprano): Adicionalmente a icnofósiles se localizaron pelecípodos del género Ostrea sp. Formación Matatere (Eoceno medio): Se obtuvo un amonite suelto procedente de la localidad de Las Puertas de Algarí, que probablemente provenga de un olistolito dentro de esta unidad; el ejemplar ha sido identificado en forma diferente por dos autores, como Nebrodites sp., Jurásico Tardío por O. RENZ (com. pers., 1986), y como Prohysteroceras sp., Cretácico Temprano por O. MACSOTAY et al. (1987). Los hallazgos en las formaciones Matatere y Bobare, así como la Choffatella en la Formación Carorita, son primeras ocurrencias para tales unidades, enriqueciendo el conocimiento.

INTRODUCCIÓN

La mitad septentrional del estado Lara, corresponde principalmente a la provincia geológica conocida como las Napas de Lara, nombre acuñado por STEPHAN (1982, 1985), donde las diversas unidades se encuentran imbricadas a través de falla de corrimiento con vergencia al sureste. Allí afloran las formaciones Bobare y Carorita del Cretácico Temprano, la Formación Barquisimeto del Cretácico Tardío, y la Formación Matatere del Eoceno temprano - medio.

Dentro de esta provincia, una zona de 55 km2 al norte de Barquisimeto (Fig. 2.13.1) fue cartografiada geológicamente por los estudiantes de cuarto y quinto año, en los cursos de Geología de Campo I y II de septiembre-octubre 1967, bajo la coordinación del Prof. Nicolás Gerardo Muñoz (UCV 1968). Un mapa geológico simplificado del área cartografiada se presenta en la Fig. 2.13.2.

A fines de 1967 durante el período de elaboración de los informes finales de dichos cursos,

Oliver Macsotay quien se desempeñaba como preparador de paleontología, colaboró tanto en la toma de fotografías de los fósiles (figs. 2.13.3 a 6 de la presente sección), como en la identificación de algunos de ellos. Posteriormente dicho autor incluyó estos hallazgos en su tesis doctoral inédita de 1980, parte de la cual fue publicada posteriormente con la redefinición del Grupo Lara (MACSOTAY et al. 1987), donde también se reproducen algunas de las mismas ilustraciones.

En tres de las cinco zonas de trabajo se realizaron hallazgos de fósiles en las formaciones

Matatere, Bobare y Carorita, los detalles de los mismos, su identificación, fotografías e importancia, se divulgan ahora por considerarlos de interés ante los renovados estudios de geología regional que se llevan a cabo en la actualidad en el estado Lara (e.g.: GÓMEZ & URBANI 2012).

(1) En colaboración con Lermit Figueira, Gustavo Seitz y J. V. De Armas.

382

Fig. 2.13.1a. Mapa de ubicación regional. El recuadro segmentado ubica a la Fig. 2.13.1b.

LOCALIDADES FOSILÍFERAS En esta sección para cada una de las formaciones, primeramente se presenta una revisión de los

trabajos previos que han descrito fósiles, para luego presentar los hallazgos propios de este trabajo.

Formación Matatere

En la región de Siquisique, en los espacios intersticiales de lavas almohadilladas que ocurren como bloques sueltos en la parte alta de la quebrada Las Petacas, RENZ (1949) y BARTOK et al. (1985) describen amonites del Jurásico Medio (Bartoniano). Dichos autores consideraron a estas rocas como parte del cuerpo principal de la Ofiolita de Siquisique y por ello en la literatura se cita a dicha unidad como del Jurásico. Estudios más recientes por STEPHAN (1982), SÁNCHEZ (2012) y URBANI et al. (2012) señalan que por la ubicación de dichos bloques, más probablemente estaban originalmente incluidos como olistolitos dentro de la Formación Matatere, al igual que otros bloques de granitoides que se ubican en la misma quebrada.

383

Fig. 2.13.1b. Mapa geológico generalizado del norte de Barquisimeto, simplificado con modificaciones a partir de BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1967). El recuadro segmentado ubica a la Fig.2.13. 2. Los recuadros con siglas I-1 a II-2 correspondientes a las zonas de trabajo de las

asignaturas Geología de Campo I y II de 1967. El número 1 señala una localidad fosilífera descrita en el texto.

384

Fig. 2.13.2. Mapa geológico de los alrededores de Carorita Arriba, estado Lara. Simplificado y reinterpretado a partir de un mapa inédito a escala 1:10.000 compilado en 1972 por el Prof. N.

G. Muñoz a partir de los informes de los cinco grupos de los cursos de campo de 1967. Los números 2 a 6 ubican las localidades fosilíferas mencionadas en el texto.

385

El Grupo I del curso de Geología de Campo II (URBANI et al. 1968), obtuvo una muestra de arenisca con un molde de un amonite (Fig. 2.13.3), el cual fuera obsequiado por uno de los habitantes de Carorita Arriba, quién aseguró haberlo encontrado en una quebrada en el caserío Puertas de Algarí (probablemente cerca del sitio 1, Fig. 2.13.1b). Por la posible cuenca de drenaje involucrada, el ejemplar probablemente proceda de un olistolito de la Formación Matatere, los cuales abundan y están constituidos por rocas sedimentarias, ígneas y metamórficas, como aparecen descritos en RENZ et al. (1955), EVANOFF et al. (1959), BUSHMAN (1965) y URBANI (2011). Mediante la fotografía del ejemplar, dos paleontólogos lo describen como sigue:

1) A fines de 1967, el fósil fue mostrado a O. Macsotay, quién lo fotografió y describió como

un “amonite enrollado”, quedando incluido con esa leyenda en el informe del curso (URBANI et al. 1968).

2) En desconocimiento que el Dr. O. Macsotay ya había realizado un análisis mas a fondo de

este amonite en su tesis doctoral inédita de 1980 en la Universidad de Brest, Francia, en 1985 se le envió la fotografía (Fig. 2.13.3) al Dr. Otto Renz del Museo de Historia Natural de Basilea, Suiza, quien había publicado un libro sobre los amonites de Venezuela (RENZ 1982). Este paleontólogo lo describe como sigue (O. RENZ, com. pers., 26-11-1985, ver carta en la Fig. 2.13.7):

“Familia: Parkinsonidae BUCKMAN, 1920. Subfamilia: Aspidoceratinae ZITTEL, 1895. Género: Nebrodites BURCKHARDT, 1910. Edad: Jurásico Tardío Localidades: Sur de Europa, Madagascar, Texas, México y Argentina El fósil probablemente corresponde a uno de los grandes flujos de detritos abundantes dentro de

la cuenca flysch de Barquisimeto de edad Paleoceno-Eoceno. Nebrodites probablemente se deslizó desde el norte (Cordillera de la Costa presente), con muchas otras masas, durante la fase orogénica Caribe (desarrollada durante el Paleoceno-Eoceno) dentro del surco flysch de Barquisimeto en proceso de subsidencia. Los componentes hercínicos (gneises graníticos) que componen la actual Cordillera de la Costa también están presentes dentro del flysch, pero son mucho menos frecuentes que los componentes jurásicos, como el chert negro sin foraminíferos” (O. RENZ, com. pers., 26-11-1985). En otra carta continua “Durante la fase orogénica Caribe (Paleoceno-Eoceno) el Jurasico – Cretácico fue entonces metamorfizado (Las Mercedes). Parte de él (y también algunos granitos basales) se deslizaron hacia el sur dentro de las cuencas flysch de Barquisimeto – Guárico en subsidencia (flujos de detritos) y mega-deslizamientos cerca de Barquisimeto, y así escaparon el metamorfismo (el Nebrodites). Los amonites cretácicos que hemos colectado en el flysch de Barquisimeto permanecieron perfectamente preservados y aun algunos han conservado el olor a petróleo” (O. RENZ, com. pers., 5-4-1986).

3) En 1987 el Dr. O. Macsotay publica la redefinición del Grupo Lara (MACSOTAY et al. 1987),

basada en su tesis doctoral presentada en 1980. Reproduce la fotografía presentada originalmente en URBANI et al. (1968) y aquí mostrada en la Fig. 2.13.3. Sobre dicho ejemplar, en el texto del artículo indica:

“Prohysteroceras (Prohysteroceras) sp. Se adjudica a este género un molde externo del costado derecho de un ammonite involuto (Fig. 33, 33-A). No se observan detalles de sutura, pero la ornamentación está bien preservada. Este consiste en costillas radiales estrechas, poco prominentes, numerosas y cercanas entre sí, separados por interespacios dos veces más anchos.

386

Fig. 2.13.3. Molde de un amonite procedente de un olistolito de la Formación Matatere. Tomado de URBANI et al. (1968). Ha sido identificado en forma diferente por dos autores:

1) Nebrodites sp. del Jurásico Tardío por el Dr. Otto Renz, com. pers. 1986. 2) Prohysteroceras sp. del Cretácico Temprano por MACSOTAY et al. (1987).

En la porción preservada de las vueltas, no se observan costillas bífidas, ni tubérculos

umbilicales. El perfil de las vueltas parece ser ovalado-redondeado. En las vueltas adultas, se observa una costilla intercalaria pero proveniente del sector ventral, y se desvanece antes de llegar a la mitad del costado de cada vuelta; estas intercalarias se hallan entre cada 3 a 6 costillas normales.

Habiéndose hallado en la base de la Formación Bobare, este género de ammonite confirma la edad sugerida por Hamitoides: Albiense superior.

Discusión: El género y el subgénero están restringidos a la base del Albiense superior, con una distribución geográfica amplia: Europa, África septentrional, Madagascar, India meridional y Australia.. La forma descrita, aun cuando se ajusta bien al Prohysteroceras sensu stricto, no es idéntica a ninguna de las especies consultadas” (MACSOTAY et al. 1987: 20).

En la leyenda de su Fig. 2.13.33 continua diciendo: “Formación Bobare. Fig. 33/33a.

Prohysteroceras (Prohysteroceras) sp. Molde externo del costado derecho de un ejemplar adulto de un amonite evoluto. Este molde externo de buena preservación se halló en una capa métrica de cuarzo-arenita de grano fino a medio. El ejemplar fue hallado como canto rodado en una

387

quebrada al norte de Carorita Arriba por el geólogo Franco Urbani, en un sector donde afloran numerosos paquetes macizos de la facies de talud. La Fig. 33a ilustra la reconstrucción del perfil axial del amonite, el cual no ha sido deformado. Esta evidencia sugiere diagénesis temprana (cementación silícea) de las cuarzo-arenitas macizas, previa a la litificación regional que produjo la pelomorfis de los fósiles de las rocas pelíticas” (MACSOTAY et al. 1987: 52-53).

Adicionalmente a la incertidumbre de la identificación por parte de dos paleontólogos, cabe

destacar el hecho que MACSOTAY et al. (1987: 52) indica que el ejemplar procede de la Formación Bobare del sitio de Carorita Arriba. Esta es una inexactitud, que los autores de la presente nota tienen la obligación de corregir. Los estudiantes del grupo de campo L. Figueira, L. Delfin y F. Urbani, le mostraron el ejemplar a O. Macsotay quién fotografió los fósiles colectados. Entonces, quizás inadvertidamente no se le precisó que la muestra nos la obsequió un habitante de Carorita Arriba, quién aseguró haberlo colectado en una quebrada del caserío Las Puertas de Algarí donde residía parte de su grupo familiar. En consecuencia el amonite procede de la Formación Matatere y no de la Formación Bobare. Recientemente vía correo electrónico, al comentarle al Dr. Macsotay de esta imprecisión, nos hizo notar que una procedencia de la Formación Matatere coincide mejor con sus interpretaciones regionales.

Formación Bobare

La presencia de icnofosiles, amonites y gasterópodos bentónicos han sido reportados en esta unidad por O. Macsotay (en BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1968: 540), MACSOTAY (1972a) (resumidos en CVET 1970: 93) y MACSOTAY et al. (1987), asignándole una edad Cretácico Temprano.

En esta ocasión se reporta un hallazgo realizado en un afloramiento ubicado en las inmediaciones del caserío Carorita Arriba (sitio 2, Fig. 2.13.2). Allí se encuentra la traza de una potente capa de arenisca en la cual se observan varios moldes de pelecípodos (Fig. 4), que fueron identificados como pertenecientes al género Ostrea, tanto por O. Macsotay en 1967, como por John Gibson-Smith en 1979. Esta localidad fue levantada por el Grupo 1 de Geología de Campo II (UCV 1968).

Fig. 2.13.4. Moldes de Ostrea sp. de la Formación Bobare. Ancho de las fotografías 12 cm. Tomado de URBANI et al. (1968), fotografías e identificación por O. Macsotay en 1967.

388

Formación Carorita

En área de afloramientos de la Formación Carorita, siguiendo la redefinición y cartografía de BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1967, 1968), diversos autores (CORONEL & RENZ 1960; BUSHMAN 1965; CORONEL & KIEWIET DE JONGUE 1957, en VON DER OSTEN 1967; MACSOTAY 1972a; MACSOTAY et al. 1987) han descrito faunas relativamente abundantes de foraminíferos y amonites, e inclusive rudistas. Con la fauna descrita la edad aparece interpretada en forma diferente: CVET (1970: 135) la asigna al Aptiense al Albiense medio, BELLIZZIA (1986: 6731) del Albiense sup. al Cenomaniense, mientras que MACSOTAY et al. (1987) considera que el conjunto faunal sugiere una edad Cretácico Temprano, probablemente desde el Valanginiense al Albiense.

Diversos géneros de amonites desenrollados fueron primeramente reportados por BUSHMAN

(1965: 108) e identificados por el Dr. R. W. Imlay del USGS. Posteriormente, MACSOTAY (1972a: 1696) los describe e ilustra en detalle. Casi al mismo tiempo, el geólogo Luis Asuaje los halla en el Esquisto de Chuspita, en la quebrada Fofa, Barlovento, estado Miranda, siendo descritos por MACSOTAY (1972b). Hoy día esta fauna se consideran como un buen índice para unidades del Cretácico Temprano en el norte de Venezuela.

En los alrededores de la localidad tipo de la Formación Carorita (definida por CORONEL & RENZ 1960), durante los trabajos de campo de 1967 se ubicaron cuatro localidades fosilíferas (Fig. 2), a saber:

Mina Carorita Arriba Esta localidad se encuentra a unos 250 m al SO de una mina de arcilla blanca (sitio 3, Fig.2.13.

2), y fue estudiada por el Grupo 3 de Geología de Campo I (DE ARMAS et al. 1968). En una muestra de caliza arenosa, en sección fina el Dr. P. J. Bermúdez identificó “Choffatella

decipiens y abundantes algas calcáreas”, asignándole una edad Cretácico Temprano (Aptiense). En el informe de DE ARMAS et al. (1968) no se presentan fotografías de dicha fauna. En otras dos muestras de la misma localidad se hallaron amonites, identificados por O. Macsotay como Hamites sp., Idiohamites sp. y Pseudohelicoceras sp.

El Portachuelo En los cerros al oeste de El Portachuelo, en la zona correspondiente al Grupo 2 de Geología de

Campo I, fueron localizados tres afloramientos con fósiles (SEITZ et al. 1968), a saber: - Sitio 4 (Fig. 2.13.2). En los planos de estratificación de una caliza, se identificaron los

amonites Hemiptychoceras sp. y Pseudohelicoceras sp. (Fig. 2.13.5). Parte de esta imagen FUE reproducida en MACSOTAY et al. (1987: 37), con la siguiente leyenda: “Perfiles de ammonites evolutos no identificables, debido a la superficie de las conchas no se ha preservado. Aparte de la orientación por paleocorrientes débiles de fondo, se nota estiramiento tectónico en un sentido casi paralelo a la paleocorriente”.

- Sitio 5 (Fig. 2.13.2). Algo mas al sur de la localidad anterior se vuelven a hallar amonites

desenrollados, identificados por O. Macsotay como: Idiohamites sp. (Fig. 6a) y Hamites sp. (Fig. 6b,c) por O. Macsotay en 1967 (SEITZ et al. 1968). Aquí vale señalar que fotografía de la Fig. 6a también aparece en MACSOTAY et al. (1987: 39) con la siguiente leyenda: “Marlita con flujo de granos de cuarzo, con ejemplar bien preservado de Idiohamites sp. ... de los afloramientos inferiores de la cantera Carorita Abajo”. Asi mismo la Fig. 2.13.6c fue reproducida

389

posteriormente por MACSOTAY et al. (1987: 37), presentando una identificación diferente y con la siguiente leyenda: “Ammonite heteromorfo Ancyloceras sp.; aplastado y mal preservado... Superficie fisiográfica de una capa de marlita de 4 cm de espesor”, mientras que en el texto del trabajo lo describe como sigue: “Anclyloceras sp. Ammonite evoluto de la forma inicialmente enrollada abierta, para pasar a un tramo rectilíneo, terminado en una estructura en anzuelo. Las costillas son finas, rectas, y en el único ejemplar disponible, no se observa ornamentación costillar alguna. La distribución de las costillas sugiere el género Ancyloceras y no Aspinoceras... La mala preservación no permite comparaciones específicas. El género Ancyloceras d´Orbigny (1842) se conoce representado por numerosas especies en la facies alpina de Europa, y en secuencias pelágicas del Japón, California y Colombia, de edad Barremiense superior a Aptiense inferior” (MACSOTAY et al. 1987: 12).

- En el sitio 6 (Fig. 2.13.2), en una sección fina de caliza, el Dr. P. J. Bermúdez identificó

algas incrustantes y Lithothamium sp., además de perfiles de pelecípodos.

RESULTADOS - Formación Matatere (Eoceno medio): Se halló un Amonite, que fue [identificado en forma

diferente por dos autores: como Nebrodites sp., Jurásico Tardío por O. RENZ (com. pers. 1985), o como Prohysteroceras sp., Cretácico Temprano por O. MACSOTAY et al. (1987). Se interpreta que procede de alguno de los abundantes olistolitos de la unidad. El género al cual pertenece este ejemplar no se conoce en ninguna otra localidad venezolana y nos amplia la gama de amonoideos conocidos para el país.

- Formación Bobare (Cretácico Temprano): Nuevo reporte del molusco Ostrea sp. - Formación Carorita (Cretácico Temprano): Nuevo reporte del foraminífero Choffatella

decipies. Así mismo se contribuye con cuatro localidades adicionales con amonites heteromorfos, Complementando así el trabajo que sobre este tipo de fósiles publicara MACSOTAY (1972a).

390

Fig. 2.13.5. Amonites de los géneros Hemiptychoceras y Pseudohelicoceras sp. de la Formación Carorita. Ancho de la fotografía 20 cm. Tomado de SEITZ et al. (1968). El recuadro rojo señala

la parte reproducida en MACSOTAY et al. (1987: 37).

Fig. 2.13.6a. Amonite del género Idiohamites de la Formación Carorita. Ancho de la fotografía 6 cm. Tomado de SEITZ et al. (1968), también reproducido en MACSOTAY et al. (1987: 39).

391

Fig. 2.13.6b. Amonite del género Hamites de la Formación Carorita. Ancho de la imagen 20 cm. Tomado de SEITZ et al. (1968).

Fig. 2.13.6c. Amonite del género Hamites de la Formación Carorita. Ancho de la imagen 10 cm. Tomado de SEITZ et al. (1968). Descrito con mas detalle e identificado como perteneciente al

género Ancyloceras sp. por MACSOTAY et al. (1987: 37).

392

Fig. 2.13.7. Carta del Dr. Otto Renz, del 26 de noviembre de 1985

ANEXO ¿ Fauna de amonites de la Formación Mamey ?

1. Al revisar la literatura de la región de Barquisimeto, notamos una posible inexactitud referente a la fauna de la Formación Mamey, a saber:

- En el Léxico Estratigráfico de Venezuela en sus ediciones de 1970 y 1997 se señala que en algunas localidades de la Formación Mamey “se observan fragmentos de amonites no enrollados, muy semejantes a los descritos en la Formación Chuspita” (ANÓNIMO 1970: 391), cuando en realidad dicha fauna no aparece reportada en ninguno de los trabajos publicados para esa fecha y que describen la Formación Mamey.

- En el IV Congreso Geológico Venezolano, MACSOTAY (1969, 1972: 1674, 1679) presenta la identificación de amonites desenrollados de los géneros Hamites, Idiohamites y Pseudhelicoceras, en sus localidades 563 a 566 (Fig. 2-3), localizadas al norte de Bobare, cerca de los caseríos El Potrero y Santa Rita.

Con respecto a la unidad donde se ubican dice: “Grupo Los Cristales. Esta unidad ... incluye a las formaciones Carorita... y Mamey..., y es un típico sedimento bioclástico. Posee una escasa fauna de amonites del Albiense superior” (Fig. 1).

Las muestras 563-564 (Fig. 2) corresponden a la Parada 10 de la excursión geológica de BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1966, 1967: 300, 306) (Fig. 4) efectivamente cartografíada como Formación Carorita, al igual que en el mapa de BELLIZZIA et al. (1969) (Fig. 5).

Las muestras 565 y 566 están ubicadas más al norte de las anteriores, y según el mapa de BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1969) dichas localidades corresponden a la Formación Bobare (ver flechas rojas en la derecha de la Fig. 5). Es probable que provengan de pequeños cuerpos de la Formación Carorita, imbricados tectónicamente con la Formación Bobare.

Sin equívocos, los fósiles identificados por MACSOTAY (1969, 1972a) corresponden a la Formación Carorita, lo cual es ratificado por el mismo autor en otro trabajo donde trata sobre una fauna similar hallada en la Formación Chuspita (MACSOTAY 1969, 1972b).

- Posterior a los trabajos de MACSOTAY (1969, 1972a), el Grupo Los Cristales queda restringido a las formaciones Mamey y Aroa, quedando la Formación Carorita incluida en el Grupo Lara. En BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1976) se redefine el Grupo Los Cristales y se incluye también a la Formación Nirgua.

- Por lo anterior, la inexactitud con la fauna de la Formación Mamey pueda haberse debido al autor de la entrada del Léxico Estratigráfico (ANÓNIMO 1970), probablemente tomó la información de MACSOTAY (1969) (ver nuestra Fig. A2-3) sin percatarse que dicho autor se refería a la Formación Carorita, pero no al denominado Grupo Los Cristales y en consecuencia dicha fauna no corresponde a la Formación Mamey.

Fig. 1. Texto donde MACSOTAY (1969, 1972a: 1674) indica que las muestras fueron tomadas de la Formación

Carorita, entonces incluida en el Grupo Los Cristales.

Fig. 2. Tabla faunal donde MACSOTAY (1969, 1972a: 1679) muestra la fauna bajo la cabecera de “Los Cristales”.

392a

Fig. 3. Mapa de ubicación de las muestras estudiadas por MACSOTAY (1969, 1972a: 1675).

Fig. 4. Mapa de ubicación de las paradas 10 y 11 de la excursión geológica de BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1966, 1967: 300). La parada 11 corresponde a la Formación Bobare, mientras que para la parada 10 indican: “Olistroma

de la Formación Carorita en Bobare. Las calizas han suministrado algunas amonitas del Cretáceo inferior” (BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1967: 306).

5 km

392b

Fig. 5. Fragmento del mapa geológico de BELLIZZIA et al. (1969). Se encuentra a la misma escala y abarca la misma zona del norte de Bobare de las figuras anteriores A2-2 y A2-4.

A la izquierda con flechas azules se reubican las paradas 10 y 11 de la excursión de BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1966, 1967), mientras que las flechas rojas de la derecha ubican aproximadamente las muestras colectadas por MACSOTAY

(1969, 1972a), correspondientes a la Formación Carorita.

2. En agosto de 2012 al consultar (email) con el Dr. Oliver Macsotay sobre este caso, nos informó que él dispone de información sobre amonites hallados en la Formación Mamey, tanto de su localidad tipo como en la Serranía de Portuguesa, indicándonos que tratará de publicar esta información a la brevedad. Así mismo nos recomendó la revisión de la publicación de CAMPOS et al. (1979: 47).

En este último trabajo, al referirse a la Formación Mamey dice textualmente: "No se encontraron fósiles asignables en forma terminante a esta unidad dentro de la región estudiada; sin embargo en un bloque proveniente del río Acarigua se encontró un amonite desenrollado, el cual fue identificado por Macsotay (1974, informe interno del M.M.H.) como Idiohamytes sp. que sugiere una edad Albiense-Cenomaniense (no debe descartarse la posibilidad de que dicho bloque provenga de la Formación Volcancito)" (CAMPOS et al. 1979: 9).

3. En fin, con la información publicada al momento, no hay reportes de fósiles definitivamente asignables a la

Formación Mamey. En consecuencia estamos en espera de la próxima publicación del Dr. O. Macsotay, para resolver en forma objetiva la asignación de edad de esta Formación.

11 10

566 565 563-564

392c

393

2.14. ESBOZO DE GEOLOGÍA ESTRUCTURAL Como se indicó en la sección 2.1, la región de estudio se encuentra ubicada en la frontera entre

los dominios de las placas Suramericana y Caribe, pero mayormente en éste último. Desde un punto de vista orográfico abarca el extremo norte de la cordillera de los Andes de Mérida, parte del sistema orográfico Lara-Falcón y la culminación de la Cordillera de la Costa (Fig. 2.14.1).

La Fig. 2.14.2 muestra un mapa generalizado resaltando las principales estructuras. Entre ellas,

las fallas pueden clasificarse en cinco grandes grupos, que de más antiguas a más jóvenes son: Fallamiento ocurrido en el Terciario medio Corrimientos asociados al apilamiento de las napas de Lara. Corrimientos asociados a la inversión de la cuenca de Falcón. Fallamiento Cuaternario (fallas activas) De ángulo alto dextrales de rumbo NE a NS relacionadas al sistema de Boconó. De ángulo alto dextrales de rumbo EO relacionadas al sistema de Oca-Ancón. Inversas causando cierre de cuencas sedimentarias. El plegamiento igualmente es muy variable según las distintas provincias y unidades

involucradas, como el autóctono andino, napas sedimentarias, napas metamórficas, o la cobertura de la cuenca de Falcón.

A

B

Fig. 2.14.1. Ubicación de la región de estudio en

el contexto geológico regional.

A: Extensión de los terrenos de

dominio Caribe (azul). El rectángulo en rojo

ubica a la Fig. 2.14.1B. Adaptado de PINDELL (1999).

B: Detalle del noroccidente de

Venezuela, indicando la localización de la sutura peri-Caribe. Leyenda:

Amarillo: cobertura Neógeno-Cuaternario, Verde: unidades de

dominio suramericano, Rojo: unidades de dominio Caribe. El polígono violeta ubica el

área de estudio. Interpretado a partir de HACKLEY

et al. (2006). La sutura peri-Caribe al norte de la falla de Oca es según

ZAMBRANO et al. (1972).

394

Fig. 2.14.2. Mapa

geológico simplificado

mostrando las principales estructuras.

393

2.14.1. FALLAS

Fallas de corrimiento asociadas al apilamiento de las napas de Lara Estas fallas son las más antiguas distinguibles y son las que permitieron ensamblar el edificio

tectónico fundamental del área de estudio, apilando las napas con vergencia hacia el sureste, y en forma diacrónica de oeste a este, involucrando a la "Formación La Luna", Ofiolita de Siquisique, Formación Matatere, Grupo Lara (formaciones Carorita, Bobare y Barquisimeto), Esquisto de Mamey, Esquisto de Aroa, Complejo Nirgua y Complejo San Julián. La edad de este fallamiento corresponde al Eoceno tardío - Oligoceno medio.

Dentro de este conjunto de fallas destaca la sutura peri-Caribe (o Falla Carora - El Tocuyo de

STEPHAN 1982) que constituye la frontera entre las provincias de dominios Suramericano y Caribe, la cual está expuesta en la región de Carora - Curarigua (ver en la parte inferior izquierda de la Fig. 2.14.2, en la Fig. 2.14.3, y en el extremo derecho de la sección de la Fig. 2.14.4).

En las secciones geológicas presentadas en las figs. 2.14.4 y 2.14.5 en flechas rojas se indican

varias fallas que corresponden a este grupo.

70o7´30" 70o0´0"

Fig. 2.14.3. Mapa geológico de la zona sur de Carora donde aflora la

sutura peri-Caribe (línea anaranjada). Fragmento de la hoja geológica 6146, Carora.

2 km

AAgguuaarrddiieennttee

AAppóónn

MMaattaatteerree IIII

MMaattaatteerree IIIIII

BBaarrqquuiissiimmeettoo ((AAttaarriigguuaa))

394

B: Mitad norte ampliada.

C: Mitad sur ampliada.

Fig. 2.14.4. Sección geológica de Los Algodones (Siquisique) - Bucarito - Curazaito. Ver ubicación de la sección (A-B-C) en la Fig. 2.14.2. Modificado de STEPHAN (1985).

Los cambios realizados corresponden a la zona de Los Algodones, donde se expresan las relaciones entre la Ofiolita de Siquisique, la "Formación La Luna" y el Complejo Estructural

Los Algodones. Así mismo al sur cercano a la sutura peri-Caribe donde existe un corredor entre dos fallas inversas en que se intercalan cuerpos del alóctono Caribe (Matatere y Grupo Lara)

con unidades del autóctono suramericano (para-autóctono). D: Discordancia. Las flechas de color rojo muestran las fallas correspondientes al apilamiento primario de las

napas. Las flechas de color azul corresponden al segundo grupo de fallas de corrimiento asociadas a la inversión de la cuenca de Falcón.

B C

DD

395

Fig. 2.14.5. Sección geológica Cerro Guacamuco (Siquisique) - Bobare. Ver ubicación de la sección D-E en la Fig. 2.14.2. Modificado de STEPHAN (1985), al incluirse a la "Formación La

Luna" en el Cerro Guacamuco. Las flechas de color rojo muestran las fallas correspondientes al apilamiento primario de las napas.

Fig. 2.14.6. Columnas litoestratigráficas sintéticas (sin escala) de la sección Los Algodones (Siquisique) - Bucarito - Curazaito (sigue la sección geológica A-B-C de la Fig. 2.14.4, y ubicada en la Fig. 2.14.2). Modificado de STEPHAN (1985), especialmente en las zonas de

Siquisique y Curazaito. Las fallas inversas representadas corresponden a las originarias del proceso de apilamiento de las napas de Lara.

396

Fig. 2.14.7. Columnas litoestratigráficas de la sección Serranía de Matatere - Bobare (ver ubicación de la sección F-G en la Fig. 2.14.2). Tomado de MACSOTAY et al. (1987).

Las fallas inversas representadas corresponden a las originarias del proceso de apilamiento de las napas de Lara.

397

Fig. 2.14.8. Sección geológica esquemática Urumaco (Falcón) - Curarigua (Lara),

para fines del Eoceno. Se resaltan las fallas inversas de las napas de Lara. Tomado de BAQUERO et al. (2009: 603).

Fallas de corrimiento asociadas a la inversión de la cuenca de Falcón

Este grupo de fallas de corrimiento con vergencia sur son del Mioceno tardío. Corresponden a

un segundo evento compresivo que afectó la región y que permitió la inversión de la cuenca sedimentaria de Falcón.

La zona donde mejor se aprecia este tipo de fallas está en los alrededores de Corobore, al sur de Siquisique (Fig. 2.14.9), donde se repite cinco veces el paquete "Formación Castillo - discordancia angular - Formación Matatere III".

Fig. 2.14.9. A: Mapa geológico de la región de Corobore, al sur de Siquisique. Fragmento de la hoja 6247, Siquisique. Leyenda: Marrón: Formación Matatere III.

Anaranjado: Formación Castillo. El recuadro rojo ubica a la Fig. 2.14.9B.

10o30´ 10o25´

69o52´30" 69o45´

2 km

Corobore

B: Fragmento del mapa D-5-A de la empresa Creole Petroleum Corporation (WHEELER 1958).

Nótese que para explicar la presencia de la Formación Castillo rodeada tanto al norte como al sur de la Formación Matatere, interpretaron a un sinclinal

volcado.

50 km

N S

N S

398

Fig. 2.14.10. Sección geológica esquemática Urumaco (Falcón) - Curarigua (Lara), para el Plioceno. Se resaltan las fallas inversas generadas durante la inversión de la cuenca de Falcón.

Tomado de BAQUERO et al. (2009:603).

Fallas de ángulo alto dextrales de rumbo NE a NS relacionadas al sistema de Boconó La región de estudio se encuentra ubicada dentro del gran triángulo del bloque Santa Marta –

Perijá - Maracaibo, delimitado por las fallas de Santa Marta, Oca-Ancón y Boconó. Y dentro de éste, en el sub-triángulo de las fallas de Valera, Oca-Ancón y Boconó, como puede apreciarse en la Fig. 2.14.11.

El grupo de fallas con rumbos NE son las más notorias en la zona de estudio (Fig. 2.14.2),

incluyendo en el extremo oriental, a la misma Falla de Boconó, luego en dirección hacia el oeste, hay fallas de gran desarrollo como las de Uvedal, El Tigrito y Río Tocuyo. Todas son de ángulo alto y dextrales. Así mismo hay muchas otras de menor extensión, como el grupo de fallas que se extienden desde Duaca hasta el valle de Aroa. Según BELTRÁN (1993) estas fallas son clasificadas como neotectónicas, es decir que han presentado actividad durante el Cuaternario.

50 km

Fig. 2.14.11. Fragmento del mapa

neotectónico de Venezuela

(BELTRÁN 1993).

Nótese la configuración del bloque triangular entre las fallas de

Oca-Ancón, Valera y Boconó.

El polígono rojo ubica a la región

estudiada.

399

Fallas de ángulo alto dextrales de rumbo EO relacionadas al sistema de Oca-Ancón. Al igual que las fallas de la sección anterior, estas

también son de actividad cuaternaria (BELTRÁN 1993) (Fig. 2.14.11). Algunas de las fallas del sistema Oca-Ancón propiamente dicho, cruzan el extremo nororiental de la zona de estudio, en la región de Yumare (Fig. 2.14.2).

Dentro de este grupo se encuentra la falla de Los

Algodones, dextral, de rumbo E-O y unos 75 km de longitud, iniciándose cerca de la población de Baragua, continuando por Siquisique, Aguada Grande y norte del valle de Santa Inés, hasta empatar con una de las ramas del sistema Oca-Ancón (Fig. 2.14.2). En la localidad tipo de esta falla, en el sitio de Los Algodones entre Siquisique y Baragua, el escarpe (Fig. 2.14.12) y la zona de brecha de falla están claramente visibles, y en ella se han identificado algunos minerales poco usuales (ver sección 2.12.4, Figs. 2.12.11 a 17).

Fallas inversas causando cierre de cuencas sedimentarias.

Las cuencas sedimentarias intramontanas molásicas de los valles de Santa Inés – Moroturo (Fig. 2.14.13A), Aroa – Yumare – Palmasola (Fig. 2.14.13B) y la Depresión de Carora (Fig. 2.14.13C), desde el Pleistoceno al Holoceno han estado sujetas a efectos compresivos, generando frentes inversos contrapuestos tanto al norte como al sur de dichas cuencas, lo cual propende a su progresivo cierre.

69º22´30” 69º15´

Fig. 2.14.13. A: Valle de Santa Inés –Moroturo, donde en líneas rojas se muestran las fallas inversas cuaternarias con vergencia contrapuestas tanto al norte como al sur del valle.

Fragmento del mapa geológico 6347 - Santa Inés.

Fig. 2.14.12. Escarpe de la falla de Los Algodones en su localidad tipo,

Municipio Urdaneta, estado Lara.

10º35´

10º30´

10 km

394

68º52´30” 68º45”

Fig. 2.14.13. Continuación. B: Valle de Aroa – Yumare – Palmasola. Fragmento del mapa geológico 6447 - Aroa.

70º 15´ 70º 7´30”

Fig. 2.14.13. Continuación. C: Norte de la depresión de Carora. Fragmento del mapa geológico 6147 - Altagracia.

10º35´

10º30´

10º25´

10º20´

10 km

4 km

395

2.14.2. PLEGAMIENTO La región por estar integrada de diferentes provincias y dominios geológicos con unidades de

características litológicas y edades muy variadas (Tabla 2.1.1). Estas provincias muestran evidencias de diferentes fases de deformación, donde los efectos de plegamiento es muy variable. Someramente lo describiremos según los siguientes grupos de unidades geológicas:

- Margen pasivo suramericano. - Napas de Lara (Formación Matatere y Grupo Lara). - Unidades metamórficas. - Unidades de cobertura post-napas de la cuenca de Falcón.

Unidades de margen pasivo: formaciones Aguardiente y Apón, Andes de Mérida La pequeña parte de esta provincia

expuesta en la zona de estudio se encuentra entre Carora y Curarigua, al sur de la sutura peri-Caribe (Fig. 2.14.3). Allí el plegamien-to consiste en una serie de anticlinales y sinclinales con orientación NE-SO (Fig. 2.14.14), paralelos a la fábrica estructural general de la cordillera de los Andes de Mérida

Fig. 2.14.14. Mapa geológico del norte de Curarigua, donde puede verse el patrón de pliegues con rumbo NE-SO. 70º 69o52´30" Fragmento del mapa 6246, Río Tocuyo.

Unidades de las napas de Lara (Formación Matatere y Grupo Lara)

El plegamiento en este grupo de

unidades es muy variable: En la zona de afloramientos de La

Formación Matatere en general hay muy pocos pliegues de gran extensión. Los pliegues principalmente son de arrastre relacionados con el fallamiento normal o inverso (Fig. 2.2.3).

Por otra parte en las unidades del

Grupo Lara, los pliegues son poco relevantes en la Formación Bobare, mayormente psamítica, mientras que son relativamente comunes en las pelíticas de las formaciones Barquisimeto y Caro-

rita, muchos de ellos de naturaleza isoclinal (BELLIZZIA et al. 1976).

5 km

Alóctono

Autóctono Para-autóctono

10º20´ 10º15´

Fig. 2.14.15. A: Mapa geológico de la región de Bucarito, con el anticlinal homónimo.

Fragmento del mapa 6246, Río Tocuyo.

5 km

396

De los pliegues que afectan a estas unidades alóctonas, el de mayor extensión y relevancia es el anticlinal de Bucarito (Fig. 2.14.2 y 2.14.15), que pliega a un conjunto de lonjas que repiten la secuencia de "Formación Barquisimeto (San Pablo) - discordancia angular - Formación Matatere (III)". Este pliegue fue nombrado por RENZ (1960) como "Bucarito Nose" que se reproduce en la Fig. 1.3. El pliegue probablemente es el resultado del arrastre dextral debido a la falla de Uvedal (Fig. 2.14.15B), de más de 100 km de extensión.

Unidades metamórficas Las distintas fases de deformación y plegamiento de las unidades típicas de la Cordillera de la

Costa, entre otros han sido estudiadas por VIGNALI (1980), TALUKDAR & LOUREIRO (1981), OSTOS (1992) y AVÉ LALLEMANT & SISSON (2005), y no serán consideradas en este trabajo.

En las unidades de bajo grado (Mamey y Aroa) pueden distinguirse al menos dos fases de

plegamiento, una primera que genera pliegues (f1) muy cerrados llegando a ser isoclinales (con la foliación axial), y una segunda que pliega a los anteriores (f2). El plegamiento es mas fuerte y conspicuo en el Esquisto de Aroa por estar constituido de rocas de protolito pelítico y carbonático, mientras que en el Esquisto de Mamey que es mayormente psamítico, el plegamiento es menos frecuente y con ángulos interlimbales más grandes.

Unidades de cobertura post-napas de la cuenca de Falcón

En la franja septentrional de la zona

de estudio afloran unidades correspon-dientes a la cuenca de Falcón (Fig. 2.14.2), con edades desde el Oligoceno tardío al Mioceno, como son las formaciones Castillo, Capadare, Churu-guara, Ojo de Agua, Casupal, etc.

Para el Mioceno tardío se inicia el proceso de inversión de la Cuenca, con levantamiento y fuerte plegamiento, inclusive con todo el sistema montañoso considerado como el anticlinorio de Falcón. El plegamiento generado es un denso sistema de anticlinales y sinclinales con rumbo generalizado este - oeste (Fig. 2.14.16).

1100ºº2200´́ 1100ºº1155´́

Fig. 2.14.15. Continuación. B.

6699oo4455´́ 6699oo3377´́3300""

10 km

Fig. 2.14.16. Mapa geológico de la región de Mapararí, Falcón, donde se observa el patrón de

anticlinales y sinclinales típicos de la inversión de la cuenca falconiana. Fragmento de la hoja 6348 -

Santa Cruz de Bucaral.

397

Capítulo 3. PROPUESTAS PARA LA ACTUALIAZACIÓN DEL

LÉXICO ESTRATIGRÁFICO DE VENEZUELA

3.1. GENERALIDADES

La tercera edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela (LEV) fue publicada digitalmente en 1997 como parte del Código Geológico de Venezuela, bajo la coordinación y edición de Wolfgang Scherer. En dicha edición algunas entradas fueron trasladadas sin cambio desde la edición de 1970, es decir que tienen más de cuatro décadas sin revisiones, pero inclusive la mayor parte de las entradas redactadas para 1997, en menor o mayor grado requieren también de actualización.

Para resolver este rezago que ahora va de 17 a 44 años, se hace necesario que los profesionales

de las geociencias del país, probablemente bajo la tutela de la Sociedad Venezolana de Geólogos, junto a universidades y INGEOMIN, vuelvan a integrar una comisión interinstitucional de terminología y nomenclatura de unidades geológicas, como la que existió hasta 1987 y acometer la elaboración de una cuarta edición del LEV.

Con el trabajo desarrollado para el presente proyecto, aparte de contribuir con la cartografía

geológica total o parcial de 34 unidades, se realizaron estudios específicos relevantes para 14 unidades, aportando información e interpretaciones que merecen ser incluidas en la siguiente edición del LEV. En consecuencia en este capítulo se presenta una propuesta de nuevas entradas para las siguientes unidades:

1- Aroa, Esquisto de 2- Carayaca, Complejo 3- El Guayabo, Complejo (nueva entrada) 4- La Zurda, Metagabro de (nueva entrada) 5- Los Algodones, Complejo Estructural (nueva entrada) 6- Mamey, Esquisto de 7- Matatere, Formación 7.1- Paragüito, Capa de Peñones (nueva entrada) 7.2- Pavia, Capa de Peñones (nueva entrada) 8- Nirgua, Complejo 9- San Julián, Complejo 10- San Quintín, Complejo 11- Siquisique, Ofiolita de (nueva entrada) 12- Yumare, Complejo

En los textos que siguen se usa el mismo formato de la tercera edición del LEV (SCHERER, ed.,

1997), que incluye las siguientes partes: Referencia original, consideraciones históricas, localidad tipo, descripción litológica (donde incluiremos deformación y metamorfismo), espesor, extensión geográfica, expresión topográfica, contactos, fósiles, edad, correlación, origen y paleoambiente e importancia económica.

La Tabla 3.1 presenta un resumen de las unidades a ser consideradas en esta sección.

398

Tabla 3.1. Unidades geológicas sobre las cuales se presentan las nuevas entradas para el LEV (resumido a partir de la Tabla 2.1.1)

Grupo Unidades Protolito / ambientes Autor del nombre /

fecha Edad Metamor-fismo

II Unidadesalóctonas, no metamór-ficas o con metamor-fismo de muy bajo

grado

Fm. Matatere Subunidad III Subunidad II Complejo

Estructural Los Algodones Ofiolita de

Siquisique

Turbiditas Mezcla tectónica de rocas

sedimentarias (cretácicas-paleógenas) e ígneas (cretácicas)

Corteza oceánica proto-Caribe (plutónicas, volcánicas y chert)


STEPHAN 1982 STEPHAN 1982 BELLIZZIA 1986 BELLIZZIA 1986

Paleoceno - Eoceno medio

Eoc. tem.-med. Pal. tar. Eoc.tem. Emplazamiento

durante el Eoceno medio - Oligoceno temprano

Cretácico Tardío

Anchime-tamor-fismo a

Prehnita-pumpe-llita

III Unidadesal

óctonas, con

metamor-fismo de

bajo grado

Esquisto de Aroa Esquisto de

Mamey Complejo San

Quintín Metagabro de La

Zurda

Sedimentos pelíticos de ambiente reductor, con ocasionales niveles volcánicos

Sedimentos psamíticos Sed. psamíticos y

volcánicas (lavas y piroclásticas)

Gabro (fragmento de ofiolita proto-Caribe)


BELLIZZIA &



Cretácico Tardío Cretácico

Temprano Jurásico-Cretácico Cretácico?

Esquisto

verde (clorita)

IV Unidadesal

óctonas, con

metamor-fismo

de medio a alto grado

Complejo Nirgua

Complejo San Julián Complejo

Yumare Complejo El Guayabo

Sedimentos pelíticos-psamíticos, con ocasionales niveles volcánicos

Corteza continental: sedimentarias e ígneas plut. y volc.

Corteza continental,

asociación AMGC Corteza continental,

sedimentarias e ígneas plutónicas


URBANI & OSTOS

1989 BELLIZZIA &


Paleozoico-Mesozoico?

Neoproterozoico- Paleozoico Neoproterozoico

Esquisto verde (biotita) a

anfibolita epidótica

Anfibolita epidót. a

anfibolita Granulita

Los códigos de color de la tabla coinciden con aquellos de la figura inferior.

399

3.1. AROA, ESQUISTO DE Válido Cretácico Tardío? Estados Lara y Yaracuy Referencia original: A. BELLIZZIA & D. RODRÍGUEZ G., 1966: 4. Consideraciones históricas: El nombre de Formación Aroa fue introducida por BELLIZZIA &

RODRÍGUEZ (1966) para designar una secuencia de rocas metamórficas expuesta en la Serranía de Aroa, estado Yaracuy, en el distrito minero de Aroa. Los mismos autores (1968) describieron la unidad con mayor detalle, indicando localidades de referencia y su extensión geográfica, hasta que BELLIZZIA et al. (1976) presentan la descripción más completa a la fecha.

SCHOTTKY (1887) publica los resultados de su tesis doctoral en geología, con un estudio del yacimiento de cobre de Aroa, mencionando además la roca encajante del hoy Esquisto de Aroa.

MACLAREN (1933, en BELLIZZIA et al. 1976) realizó una descripción general del distrito en un informe para la empresa South American Cooper Company.

LÓPEZ et al. (1944) publican un detallado informe geológico - económico sobre el distrito minero y mencionan los tipos litológicos y petrografía de rocas de la Unidad.

SAVIÁN (1997) resume las características de la unidad para la tercera edición del LEV. URBANI (2001) propone el cambio del nombre de la unidad a Esquisto de Aroa, en concordancia con las normas internacionales de unidades litodémicas. Mas recientemente y en un esfuerzo de subdividir las unidades aflorantes en la Cordillera de la Costa con el concepto de terrenos, URBANI (2013) incluye al Esquisto de Aroa dentro de su terreno Tacagua, conjuntamente con los esquistos de Tacagua, Urape y Muruguata, todas unidades con predominancia de rocas grafíticas con niveles de rocas metavolcánicas (lavas y mayormente piroclásticas-epiclásticas).

Localidad tipo: La unidad toma su nombre del distrito minero de Aroa situado en la falda

Norte de la serranía del mismo nombre, en el estado Yaracuy. Hoja 6447 (escala 1:100.000, Dirección de Cartografía Nacional). Hay buenos afloramientos en las quebradas Las Minas, Cumaragua y Carampampa y el río Tupe en el municipio Bolívar del estado Yaracuy (BELLIZZIA et al. 1976).

Descripción litológica: Megascópicamente la unidad se caracteriza por estar constiuida

mayoritariamente por rocas esquistosas muy deformadas de colores gris oscuro a casi negro debido por la presencia de grafito. Más específicamente la unidad consiste de una alternancia de esquisto/filita grafítica, esquisto carbonático grafítico, esquisto cuarzo - micáceo - grafítico, mármol laminado, mármol macizo y raros horizontes de esquisto verde.

Según LÓPEZ et al. (1944) las rocas de color verde pálido y verde oliva fueron utilizadas como capas guía en las labores mineras, tanto en la superficie como en subsuelo por su fácil reconocimiento y contraste con la secuencia carbonática grafítica, y abundan hacia la parte media de la unidad, donde alcanzan 50 m de espesor. Estos autores presentan descripciones petrográficas de los diversos tipos de roca de la unidad, a saber: esquisto carbonático grafítico, esquisto carbonático grafítico feldespático y los esquistos verdes. Estos últimos corresponden a esquisto epidótico actinolítico (contentivo de minerales del grupo del epidoto, actinolita - tremolita, albita, cuarzo, calcita, clorita, talco, grafito y pirita), en niveles de espesor variable de 3 a 45 m. Las zonas enriquecidas en sulfuros que fueron explotadas se ubican a profundidades más o menos definidas de 12 y 48 m de profundidad por debajo de la roca verde.

400

BELLIZZIA et al. (1978) señalan que esquisto carbonático - grafítico, micáceo - grafítico y filita grafítica constituyen alrededor del 70% de la unidad y consisten en calcita, grafito, sericita, cuarzo, feldespato (albita), epidoto, pirita, clorita y grafito. El mármol laminado generalmente se interestratifica con el esquisto carbonático - grafítico. El mármol macizo puede alcanzar espesores de hasta 20 m, generalmente es grafítico, pirítico y de estructura lenticular. Interpretan que las rocas verdes representan niveles de toba y lava.

En el presente estudio (ver sección 2.8.4) se definieron cinco grupos de tipos de rocas: 1) Rocas grafíticas (cuarzo micáceas feldespáticas ± grafíticas: esquisto/filita grafitica muscovítica cuarcífera, esquisto cuarcífero feldespático muscovítico grafítico, metarenisca cuarcífera feldespática muscovítica grafítico, metaconglomerado), correspondientes a protolitos siliciclásticos pelíticos y psamíticos, con alto contenido de materia orgánica. 2) Rocas carbonáticas (esquisto carbonático cuarcífero muscovítico, mármol foliado cuarcífero muscovítico grafítico, mármol masivo), producto del metamorfismo de calizas puras y de mezcla y lodos carbonáticos. Se puede estimar que estos dos primeros grupos probablemente constituyen un 95% de la unidad. 3) "Rocas verdes" (con este nombre genérico se denominan diversos tipos de esquisto con cantidades variables de actinolita, epidoto, clorita, así como calcita, albita, talco, cuarzo y grafito), provenientes de protolito volcánico, tanto tobas como lavas, como sedimentos epiclásticos máfico-intermedios. El color verde se debe a la abundancia de epidoto, clorita, actinolita y talco. 4) Metachert (probablemente una meta-radiolarita). 5) Metaserpentinita (aparecen como bloques incluidos en la unidad, probablemente olistolitos incluidos en la cuenca sedimentaria original, pero metamorfizados-deformados conjuntamente con su roca envolvente). La conspicua presencia de grafito en las rocas metasedimentarias indica que la sedimentación ocurrió en ambientes marinos euxínicos.

Metamorfismo: Corresponde a la zona de la clorita de la facies del esquisto verde del

metamorfismo regional (BELLIZZIA et al. 1976, NEVADO 2012, COELLO 2012, HERNÁNDEZ 2013). Espesor: Según BELLIZZIA et al. (1976) es muy difícil determinar el espesor de la unidad por

su intenso cizallamiento, plegamiento isoclinal y replegamiento, pero estiman un espesor mínimo de 1.200 m. MACLAREN (1933, en BELLIZZIA et al. 1976) estimó 600 m de espesor de rocas metasedimentarias, mientras que LÓPEZ et al. (1944) dieron un espesor estimado de 750 m.

En los trabajos clásicos de la Cordillera de la Costa usualmente se trató de indicar espesores para las unidades metamórficas tomando a la foliación como superficie de referencia, pero en unidades tan deformadas y falladas como el Esquisto de Aroa, cualquiera de las cifras publicadas deben considerarse como gruesos estimados y de hecho por el plegamiento pudieran estar muy sobrestimados.

Extensión geográfica: La unidad se extiende a través de la Serranía de Aroa en una franja

aproximadamente norte-sur (Fig. 3.1), que llega hasta algunos cerros pequeños al sur de Yaritagua. El cuerpo más septentrional es el cerro Tarana al norte de Yumare.

Según el mapa de BELLIZZIA et al. (1976) la unidad también se extiende hacia las serranías de Nirgua - Tucuragua, en la margen oriental del gran valle de Morón - San Felipe - Cabudare - Araure, controlado por el sistema de fallas de Boconó. Pero como resultado del presente trabajo y el de URBANI & RODRÍGUEZ (2004), en dicha parte oriental las rocas grafíticas se han cartografiado como Esquisto de Las Mercedes, como continuación de ésta unidad desde la región tipo de Caracas. Se propone restringir el término de Esquisto de Aroa, solamente en la región

401

donde se encuentran intercalaciones de esquisto verde y ello ocurre solamente al occidente del citado valle.

Fig. 3.1. Extensión del Esquisto de Aroa en la región de estudio.

Contactos: En los trabajos iniciales de BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1968) y BELLIZZIA et al. (1976) se interpreta que la unidad es concordante y transicional sobre la Formación Nirgua (hoy separada en complejos Nirgua y Carayaca) y por debajo de la Formación Mamey (hoy Esquisto de Mamey).

Con el conocimiento actual en la Cordillera de la Costa, las unidades de Aroa, Nirgua y Mamey corresponden a terrenos distintos (URBANI 2013) (Fig. 3.2) en contacto tectónico entre sí, lo cual ha sido confirmado en trabajos de campo recientes de NEVADO (2012), COELLO (2012) y HERNÁNDEZ (2013).

Correlación: Todos los autores que han estudiado la Unidad (e.g.: BELLIZZIA & RODRÍGUEZ

1968, BELLIZZIA et al. 1976, STEPHAN 1982), la correlacionan con el Esquisto de Las Mercedes, por la gran semejanza litológica.

URBANI et al. (2012) consideran que probablemente el protolito del Esquisto de Aroa corresponde a una sedimentación contemporánea tanto con los protolitos de los esquistos de Tacagua, Urape y Muruguata, como del Esquisto de Las Mercedes, pero este último sedimentado en las márgenes del continente suramericano fuera de la influencia volcánica del Arco de islas del Caribe.

Fósiles: Al describir la unidad. BELLIZZIA et al. (1976, también recogido en SAVIAN 1997)

mencionan el hallazgo de BERMÚDEZ & RODRÍGUEZ (1966) de un bloque de caliza con tintínidos dentro del conglomerado basal de la Formación Casupal en el cerro Salsipuedes al norte de Yumare, y lo atribuyen como proveniente del Esquisto de Aroa, pero tal tipo de rocas no tiene relación con esta unidad. El conglomerado basal de la Formación Casupal presenta una gran variedad de clastos ígneos, metamórficos y sedimentarios (ver sección 2.6).

Recientemente NEVADO (2012) encontró fragmentos de espinas de equinodermos que no son diagnósticos de edad (Fig. 2.8.17C).

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402

Edad: No existen elementos certeros para indicar su edad. Según los trabajos de los autores originales (e.g.: BELLIZZIA et al. 1976) la unidad la asignan al Cretácico Temprano, por estar presuntamente infrayacente al Esquisto de Mamey, mientras que GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) consideran a esta unidad de edad pre-Cretácica.

URBANI et al. (2012) a través de estudios geoquímicos interpretan al Esquisto de Las Mercedes como del Cretácico Tardío. En consecuencia, de ser confirmada una sedimentación contemporánea de los protolitos de los esquistos de Aroa y Las Mercedes, entonces el Esquisto de Aroa igualmente podría ser Cretácico Tardío. Esta es la edad que los autores consideran más probable con el conocimiento actual.

69o 0´ 68o 45´

Fig. 3.2. Extensión del Esquisto de Aroa en la región de estudio. Nótese los contactos tectónicos con las unidades adyacentes.

Origen y ambiente: Según BELLIZZIA et al. (1976) la gran proporción de grafito y pirita indica

de los sedimentos se depositaron en una cuenca sedimentaria marina con ambiente reductor. Posteriormente los sedimentos fueron metamorfizados, desarrollándose una secuencia de esquisto carbonático - grafítico, filita grafítica y mármol cristalino.

La cuenca sedimentaria euxínica donde se depositó la unidad corresponde al océano proto-Caribe, en la región ante-arco del arco del Caribe (URBANI 2013), pero cercano al complejo de subducción. Probablemente por esta cercanía, fue posible la incorporación de bloques métricos de serpentinita ahora fuertemente carbonatizados, a través de fallas de corrimiento con vergencia hacia el este-sureste.

Importancia económica: Desde 1605 hasta mediados del siglo XIX, las minas de cobre de

Aroa (o de Cocorote) fueron las más importantes de Venezuela y llegaron a ser propiedad de la familia del Libertador Simón Bolívar. Fueron descubiertas en 1612 por don Alonso Sánchez de Oviedo, y de ahí en adelante sigue una intrincada red de puestas en explotación y abandono,

10o 30´ 10o 20´

Esquisto Esquisto Complejo de de Nirgua Mamey Aroa Complejo San Julián

10 km

403

pleitos jurídicos, terminando en 1974 cuando se decreta la creación de un parque recreacional en los antiguos terrenos de las minas y bajo la jurisdicción del Instituto Nacional de Parques (VERNA 1977, URBANI 1992). Durante una visita en 2013 se observó que el patrimonio histórico de las instalaciones mineras está en casi total abandono.

LÓPEZ et al. (1944) y BELLIZZIA et al. (1976) describen que los yacimientos de sulfuros

forman lentes de dimensiones variables concordantes con la foliación. El más importante de los depósitos conocidos es Aroa Principal, con dos zonas mineralizadas, la principal de las cuales tiene unos 945 m de longitud reconocida, 82 m de anchura máxima y 36 m de espesor máximo. La mineralogía del yacimiento es simple: pirita y cantidades menores de calcopirita, esfalerita, galena con bornita y covelina como accesorios. La zona mineralizada en Titiara tiene unos 200 m de longitud y un espesor variable entre pocos y 3 m en su parte más ancha. Hasta 1964 habían producido aproximadamente 1.500.000 toneladas métricas, con tenores de Cu progresivamente más bajos desde 12% a 2,5%. Muestras de sulfuros de la mina San Antonio, han mostrado esfalerita y galena sustituyendo calcopirita y pirita, pero estos dos minerales de Zn y Pb nunca han constituido menas económicas y no se recuperaron concentrados económicos de los mismos. En la minería subterránea se explotaron dos niveles mineralizados ubicados aproximadamente a 12 y 48 m respectivamente por debajo de la base de niveles índicen de roca verde. El origen de los yacimientos, según LÓPEZ (1945) y MAKE (1964, en BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1976) es hidrotermal. Según BELLIZZIA et al. (1976) las rocas verdes indican actividad volcánica submarina cuyo papel fue importante para el origen de los yacimientos, indicando que la mena se formó como precipitado químico junto con sedimentos argiláceos y carbonáticos de la unidad.

A través del análisis de la información publicada, pero visto en una perspectiva actual, las

características y origen del yacimiento de Aroa puede resumirse como sigue: El distrito minero de Cu-Fe-S de Aroa presenta una mena que se caracteriza por sulfuros masivos estratiformes con tenores medios de Cu entre 1,5-3,3%, que se hallan dentro de una secuencia de mármol y esquisto carbonático-grafítico, y cercanos a intercalaciones de “rocas verdes”. Pero la mena no se asocia a estas "rocas verdes" sino más bien se halla unas decenas de metros por debajo de ella, dentro de cuerpos de mármol y esquisto carbonático. Este yacimiento es un típico depósito mesotermal de Cu-Fe, siendo la pirita el mineral principal seguido en orden de abundancia por calcopirita, esfalerita y galena. La secuencia de reemplazo comenzó por la precipitación de cuarzo, que fue sustituido por pirita, galena y dos generaciones de esfalerita, una inicial de color grisáceo, rica en Fe (marmatita), seguida de una posterior pobre en Fe, de color rojizo. En la última etapa de mineralización se depositó calcopirita, la mena principal, como reemplazo mayormente de la pirita. Como minerales secundarios se observan escasas calcosina y bornita. La alteración más extendida por el hidrotermalismo fue la silicificación, asociada con leve seritización. La fuente de los metales aportados al sistema hidrotermal de esos depósitos pudo ser mixta, el Cu mayormente de las rocas verdes, mientras que el Pb y Zn (pero también Cu) son relativamente abundantes en las lutitas negras. Los sedimentos carbonáticos, ahora mármol y esquisto carbonático, fueron las fases reactivas que permitieron el reemplazo metasomático de carbonatos por la mena, por eso se podría decir que son depósitos estratolimitados o estratoligados, limitados a los horizontes carbonáticos, tratándose así de un depósito sedimentario-exhalativo (Sedex) muy probablemente del tipo “Besshi”. El depósito pudo haberse formado en una cuenca, ya sea extensional intra-arco, o más probablemente en una cuenca ante-arco. Ambos tipos de cuencas pueden presentar ambientes euxínicos.

404

Las características iniciales de la mineralización han sido enmascaradas por el plegamiento casi isoclinal, y el metamorfismo regional de bajo grado que ha sufrido la mena y la roca caja, durante el ciclo Caribe en el Terciario medio.

La disolución de la calcita del mármol, junto a la oxidación de los sulfuros primarios permiten la precipitación de estalactitas y coladas (ver sección 2.12.6) constituidas por calcantita, malaquita, azurita, boussingaultita, brochantita, melanterita, calcita y goethita en las galerías abandonadas.

Pertenece a: Terreno Tacagua (URBANI 2013). © Franco Urbani & Sebastián Grande, dic. 2013.

3.2. CARAYACA, COMPLEJO (Nueva entrada)

Válido Jurásico-Cretácico Temprano Estados Yaracuy, Carabobo, Aragua, Vargas, Miranda y Distrito Capital Referencia original: F. Urbani, 2013: 136. Consideraciones históricas: El nombre de Complejo Carayaca fue propuesto por URBANI

(2013) para incluir en él a las rocas con metamorfismo de alta presión - baja temperatura (AP-BT) que afloran en una estrecha franja paralela a la costa en Venezuela nor-central. Estas rocas estaban previamente incluidas dentro de la "Formación" Nirgua descrita originalmente por BELLIZZIA et al. (1976) en el estado Yaracuy, y extendida posteriormente hacia el este por GONZÁLEZ SILVA (1972), RODRÍGUEZ (1972), TALUKDAR & LOUREIRO (1981), OSTOS (1981) y URBANI & OSTOS (1989).

Las rocas anfibólicas y eclogíticas del macizo del Ávila al NO de Caracas y pertenecientes a esta unidad fueron descritas con mucho detalle por DENGO (1950), y brevemente por BROUWER (1965). En la zona de El Palito - Puerto Cabello estas rocas fueron cartografiadas como "Formación Las Mercedes" por MORGAN (1969), quien adicionalmente realizó estudios petrológicos detallados de las eclogitas (MORGAN 1970). Cabe destacar que las rocas eclogíticas del estado Carabobo, han sido objeto de particular interés por su importancia en la interpretación de la evolución de la Cordillera de la Costa (MORGAN 1966, 1968, 1969, 1970, 1971; BEETS et al. 1984; AVE LALLEMANT & GUTH 1990, OSTOS 1992, AVE LALLEMANT & SISSON, 1992, 1993, 2005; SISSON et al. 1997, SORENSEN et al. 1996, 2001).

Rocas del hoy Complejo Carayaca fueron cartografiadas y estudiadas en varias partes de la Serranía del Interior, a saber: LEÓN (1975) en la zona de Oritapo – La Sabana, estado Vargas, define la "Unidad de esquisto anfibólico y anfibolita cuarzo granatífera y cuarcitas". En las cercanías de Chivacoa, BLANCO (1980) estudia una unidad de esquisto cuarzo micáceo glaucofánico. TALUKDAR & LOUREIRO (1981) para la zona de Puerto Cruz - Carayaca - Tacagua, estado Vargas, presentan la más detallada cartografía de la unidad y su consiguiente petrología, subdividido en tres unidades: "Unidad de anfibolitas y esquisto cuarzo feldespático", "Unidad de anfibolitas y mármoles" y "Unidad de anfibolita". LOUREIRO (1981) analiza químicamente muestras de anfibolita de la zona de Puerto Cruz - Carayaca, Vargas. En la zona del macizo de El Ávila (OSTOS 1981) definió su “Unidad de esquistos anfibólicos y anfibolitas”.

405

STEPHAN (1982) al establecer su Faja Costera-Margarita, fue el primero en proponer la separación de las rocas de AP-BT del resto de las unidades de la Serranía del Litoral. Este concepto fue elaborado con más detalle por BECK (1985) quien presenta un mapa general (su pág. 326) con la distribución de las rocas de AP-BT en la Serranía del Litoral de la Cordillera de la Costa, y muestra la terminación de las mismas en el norte de Yaracuy, en contacto tectónico con el resto de la “Formación” Nirgua. Este mapa de BECK (1986: 326) es reproducido por BELLIZZIA (1986: 6724), quien para las rocas de AP-BT indica la leyenda "Napa de la franja Costera-Margarita (Formación Tacagua)".

SKERLEK & HARGRAVES (1980) realizan análisis paleomagnéticos en las eclogitas de Puerto Cabello, pero los los resultados no son consistentes.

NAVARRO et al. (1988) redefinen estas rocas de AP-BT de la Serranía del Litoral como Fase Nirgua, que incluye en su unidad litodémica de corrimiento que denominan como Complejo la Costa. Este criterio fue aceptado por URBANI & OSTOS (1989) y URBANI et al. (1989a,b) quienes utilizan este nombre en los mapas geológicos de la zona de Puerto Cruz a Caraballeda y Oritapo a La Sabana, estado Vargas, y El Palito - Morón - Valencia, estado Carabobo. URBANI (2001) plantea su cambio de nombre a Anfibolita de Nirgua dentro de la Asociación Metamórfica La Costa, si bien en términos volumétricos no necesariamente en todas las zonas de afloramientos es la anfibolita la litología predominante, pero sin duda es la más característica de la unidad, por lo cual se facilita su identificación.

En concordancia con los criterios de STEPHAN (1982) y BECK (1985), URBANI (2013) propone formalmente separar la original Formación Nirgua en dos unidades: 1) Complejo Nirgua sensu stricto para las rocas con metamorfismo en la facies del esquisto verde, aflorantes en el estado Yaracuy en torno a la localidad tipo, y 2) Complejo Carayaca para la parte de la unidad que contiene rocas máficas con asociaciones metamórficas de AP-BT. Este criterio fue seguido en los mapas geológicos a escala 1:25.000 del norte del estado Yaracuy de URBANI & GÓMEZ (2013) y HERNÁNDEZ (2013).

Previamente a través de las denominaciones de "Faja Costera-Margarita" (STEPHAN 1982, BECK 1985), "Napa de la franja Costera-Margarita (Formación Tacagua)" (BELLIZZIA 1986: 6724), "Unidad litodémica de corrimiento La Costa" (NAVARRO et al. 1988), o la "Asociación Metamórfica La Costa" (URBANI 2001), se incluía en esas denominaciones tanto a la "Formación" Nirgua (hoy Complejo Carayaca) como al Esquisto de Tacagua. Pero URBANI (2013) considera inválido reunir ambas unidades, ya que Tacagua es una unidad nunca subducida y con un metamorfismo de bajo grado en la facies de esquisto verde (clorita), por ello la ubica como un terreno diferente al terreno Carayaca. Lo único en común entre Tacagua, Carayaca y cuerpos de ultramáficas es que afloran en una franja cercana a la costa y yuxtapuestas entre sí.

Localidad tipo: El nombre se toma de la región de Carayaca, estado Vargas, donde en el

drenaje adyacente al poblado (ríos Petaquire y Mamo) hay excelentes afloramientos de las rocas máficas y carbonáticas. Hoja 6745. 1:100.000. Dirección de Cartografía Nacional.

Descripción litológica: A través de los detallados trabajos realizados por personal de la

Universidad Central de Venezuela, su cartografía a resultado en distintas subunidades a saber: TALUKDAR & LOUREIRO (1981) en la zona de Puerto Cruz - Carayaca - Mamo, estado Vargas, cartografían separadamente tres subunidades con las siguientes litologías: "Unidad de anfibolitas y esquisto cuarzo feldespático" (anfibolitas, esquisto cuarzo feldespático epidótico actinolítico, eclogita anfibólica, cuarcita micácea, gneis feldespático cuarcífero actinolítico epidótico) y "Unidad de anfibolitas y mármoles" (anfibolita, mármol, esquisto carbonático muscovítico

406

grafítico, esquisto cuarzo muscovítico granatífero, esquisto cuarzo muscovítico graucofánico granatífero) y "Unidad de anfibolita" (anfibolita, esquisto muscovítico carbonático grafítico). Las anfibolitas y esquisto llegan tener porfidoblastos de granate de hasta 1 cm de diámetro. Las rocas pueden haber pasado por dos etapas metamórficas, una primera de AP-BT (facies de eclogita) y posteriormente en la facies del esquisto verde. OSTOS (1981) en la zona de Infiernito del macizo de El Ávila, cartografía su "Unidad esquisto anfibolítico y anfibolitas". FALCÓN (1983) en la zona de El Palito, estado Carabobo, distingue la "Unidad de anfibolita y esquisto micáceo" (anfibolita eclogítica, anfibolita granatífera, eclogita, mármol, esquisto cuarzo micáceo, esquisto cuarzo albítico anfibólico micáceo), y la "Unidad de esquisto y gneis cuarzo granatífero" (esquisto/gneis cuarzo micáceo albítico granatífero, cuarcita), donde la segunda rodea completamente a la primera. LEÓN (1975) en la zona de Oritapo – La Sabana, estado Vargas, cartografía una unidad informal de Esquisto anfibólico y anfibolita cuarzo granatífera y cuarcitas que atribuimos al Complejo Carayaca.

SISSON et al. (1997) analizan petrográficamente rocas de la zona de Taborda - Puerto Cabello como: eclogitas, eclogita con barroisita y esquisto glaucofánico presentes en lentes dentro de una matriz formada por un melange muy heterogéneo de mármol, anfibolita, esquisto actinolítico, esquisto y gneis feldespático, esquisto grafitoso, esquisto cloritoide y esquisto micáceo granatífero. También menciona un esquisto pelítico con lentes de eclogita en Choroní, que contiene cloritoide, paragonita, granate, cuarzo, muscovita y clorita.

OSTOS (1990) describe algunas de las rocas de esta unidad aflorantes en la sección Chichiriviche - Colonia Tovar, siendo anfibolita granatífera y esquisto albítico - clorítico. La anfibolita tiene porfiroblastos de granate, mientras que el esquisto los tiene de albita con sombras de presión simétrica y bien desarrollada.

Espesor: No se ha determinado, si bien al igual que en las demás unidades metamórficas muy

deformadas, el "espesor" que pueda medirse no es más que una cifra aparente. Extensión geográfica: La unidad se extiende en una franja relativamente estrecha y paralela a

la costa del Litoral Central, desde la zona de La Sabana (Vargas), continuando hacia el oeste por las localidades de Camurí Grande, La Guaira, Curucutí, El Infiernito, Quebrada Ocumarito, ríos Mamo y Petaquire, Oricao, Chichiriviche, Puerto Cruz, Puerto Maya, Choroní, Cata, Patanemo, Puerto Cabello, Morón-Maporita y Chivacoa, abarcando parte de los estados Miranda, Vargas, Aragua, Carabobo, Yaracuy (Fig. 2.3), y el Distrito Capital. En todos los mapas a escala 1:25.000 compilados por URBANI & RODRÍGUEZ (2004) el área que aparece cartografiada como Complejo Nirgua, corresponde al actual Complejo Carayaca.

Contactos: Todos los contactos con las unidades adyacentes (Augengneis de Peña de Mora,

Complejo San Julián, Esquisto de Tacagua, y serpentinita) son tectónicos (URBANI & RODRÍGUEZ 2004, URBANI 2013).

Correlación: Por la definición de la Faja Costera-Margarita de STEPHAN (1982) y BECK

(1985), está implícita la correlación del actual Complejo Carayaca con las unidades de AP-BT de la isla de Margarita. En la región de Caracas hay grandes cuerpos de rocas metamáficas masivas (eclogita y sus variedades retrógradas) (e.g.: El Infiernito, OSTOS 1981; quebrada Ocumarito, GRANDE et al. 2013) que presentan mucha similitud litológica y geoquímica con las rocas metamáficas de La Rinconada, mientras que el resto del Complejo Carayaca donde hay predominio de rocas esquistosas y gnéisicas que rodean los cuerpos lenticulares o niveles

407

métricos a hectométricos de eclogitas y anfibolitas, más bien presentan semejanza con las rocas del Complejo Juan Griego, de la isla de Margarita.

Fósiles: No se han encontrado fósiles.

Edad: No existen elementos directos para indicar la edad del protolito de la unidad. Según AVÉ-LALLEMANT & SISSON (2005) la edad del pico metamórfico de AP-BT de las

eclogitas de Puerto Cabello es de ~120 Ma, en consecuencia es factible que el protolito de la unidad sea del Jurásico - Cretácico Temprano.

Metamorfismo: En estudios de muestras de la región de Puerto Cabello por SISSON et al.

(1997), utilizando la coexistencia de cianita y Mg-glaucofano en esquisto pelítico glaucofánico, obtienen condiciones mínimas de P ~2000 MPa a una T > 600 C (lo cual corresponde a una profundidad equivalente a unos 75 km). Las eclogitas continuaron por diversas etapas retrógradas a esquisto azul (glaucofano), anfibolita-epidótica (anfibol verde azul) y esquisto verde (clorita).

Origen y ambiente: Según OSTOS (1992) la unidad corresponde a un complejo de mélange de

subducción, donde se han mezclado fragmentos de corteza oceánica, su cobertura sedimentaria y elementos continentales.

En la región de Puerto Cruz - Chichiriviche - Mamo, estado Vargas, se han realizado estudios geoquímicos en las rocas metamáficas permitiendo interpretar que tienen una afinidad MORB (e.g.: LOUREIRO 1981, OSTOS 1981, 1992, GIUNTA et al. 2002).

AVÉ-LALLEMANT & SISSON (2005) proponen que estas rocas fueron exhumadas en tres etapas: Primeramente las eclogitas se elevaron de ~75 a ~25 km (ca. 120-90 Ma), en una segunda etapa de ~25 a ~10 km (ca. 90-60 Ma) y una tercera etapa durante el Oligo-Mioceno cuando la unidad fue corrida sobre la placa suramericana, mientras que la erosion fue responsable por la exhumación final.

10o25´ 10o20´

68o37´30" 68o30´0"

Fig. 3.3. Fragmento del mapa 6447 -

Aroa, mostrando la distribución del Complejo Carayaca, en

contacto tectónico con los

complejos Nirgua y San

Julián. Sp:

serpentinita

SS ii ss tt ee mm aa dd ee ff aa ll ll aa ss dd ee MM oo rr óó nn

Nirgua Carayaca San Julián

408

El actual Complejo Carayaca y las rocas de AP-BT (La Rinconada y Juan Griego) de la isla de Margarita, probablemente fueron parte de un mismo terreno original, posteriormente dispersado geográficamente debido al fallamiento transcurrente-dextral del Neógeno-Cuaternario en el norte de Venezuela (URBANI 2013).

Importancia económica: En el norte estado Carabobo algunos grandes cuerpos de mármol

han sido objeto de explotación por canteras. Pertenece a: Terreno Carayaca (URBANI 2013).

3.3. EL GUAYABO, COMPLEJO (nueva entrada) Válido Neoproterozoico Estado Yaracuy Referencia original: F. Urbani, 2008, p. 32. Consideraciones históricas: En el esquema de unidades geológicas de la Cordillera de la

Costa, URBANI (2008: 32) incluye a estas rocas con el nombre informal de "Metamórficas de El Guayabo". En la cartografía geológica de BELLIZZIA et al. (1976) (también recogida en la hoja El Guayabo de URBANI & RODRÍGUEZ 2004), el cerro El Guayabo aparece cartografiado como "Formación" Nirgua, que incluye dos cuerpos pequeños de serpentinita.

GRANDE & URBANI (2009) presentan una petrografía preliminar de las rocas presentes y por sus características de alto grado metamórfico las interpretan de afinidad grenvilliana (Neoproterozoico), indicando que no tienen relación alguna con el Complejo Nirgua. Un estudio detallado de la unidad es presentado por GRANDE (2013a), quien lo denomina Complejo El Guayabo. La mitad occidental del cerro el Guayabo aparece con la nueva nomenclatura en la hoja 6447-II-NE de URBANI & GÓMEZ (2013).

Localidad tipo: La unidad toma su nombre del cerro homónimo ubicado al noroeste del

poblado de El Guayabo, estado Yaracuy, en el lado sur de la Autopista Rafael Caldera, entre los distribuidores La Raya y El Chino. Hoja 6447.

Descripción litológica: En la descripción petrográfica detallada de GRANDE (2013a), se indica

la presencia de las siguientes litologías: (1) Rocas metasedimentarias: mármol silíceo (diópsido - feldespático - flogopítico), roca calco

- silicatada y metaevaporita, granofel feldespático - cuarzo - clinopiroxénico, granofel clinopiroxeno - hornblendo - biotítico (paragranulita ultramáfica).

(2) Rocas metaígneas: granofel feldespático - cuarzo - clinopiroxénico (metacuarzo-sienita), granofiro, gneis clinopiroxénico - plagioclásico-hornbléndico y gneis hornblendo-plagioclásico-epidótico (ver sección 2.8.1).

Metamorfismo: Según GRANDE & URBANI (2009) y GRANDE (2013a) las rocas alcanzaron la

facies de la granulita. Extensión geográfica: Solamente se conoce en el cerro El Guayabo, su localidad tipo.

409

Contactos: El Complejo El Guayabo se encuentra en contacto de falla con cuerpos del Complejo San Julián, que afloran en los extremos este y oeste del Cerro

. Correlación: Según GRANDE (2013a) en el basamento de la Ensenada de La Vela hay rocas

semejantes al Complejo El Guayabo.

Edad: Marvin BAQUERO en 2012 realiza estudios geocronológicos de una muestra de granulita

félsica (cuarzo-sienita charnockítica, Ya-253b). Los cristales de zircón al ser analizados por la técnica la LA-ICP-MS dan edades U-Pb con picos de ~1.171 y ~987 Ma (Neoproterozoico) (M. Baquero, en GRANDE 2013a), confirmando la interpretación previa de afinidad grenvilliana para el Complejo (ver sección 2.9.5).

Origen y ambiente: GRANDE (2013a,b) señala que las litologías más diagnósticas para

establecer el ambiente sedimentario del protolito son las metacarbonáticas, las cuales exhiben minerales primarios un tanto exóticos que pueden relacionarse con secuencias sedimentarias evaporíticas del tipo sabkha, depositados en cuencas de tipo rift o retro-arco extensional ensiálicas e interestratificadas con sedimentos arcósicos y/o tobas riolíticas, todo a su vez posiblemente depositado sobre un basamento metamórfico mesoproterozoico. El magmatismo datado corresponde a la colisión del norte de Amazonia con el sur de Báltica, lo cual generó el orógeno Putumayo, como parte del gran orógeno Grenville global, siendo un ramal casi ortogonal a éste, ocurriendo el cierre final de todas las cuencas oceánicas y retro-arco durante el evento Rigolett, hace unos 980±20 Ma, cuando se consolida el supercontinente neoproterozoico de Rodinia.

Pertenece a: Terreno El Guayabo (URBANI 2014).

Fig. 3.4. Mapa geológico parcial de la región de

El Guayabo, estado Yaracuy.

Leyenda: XYeg: Complejo El Guayabo.

Psj: Complejo San Julián. Kn: Complejo

Nirgua. Q´s: Sedimentos cuaternarios.

Fragmento del mapa geológico 6447-II-NE

Farriar (URBANI & GÓMEZ 2013).


1.154 1.152

Cerro El Guayabo

410

3.4. LA ZURDA, METAGABRO DE (nueva entrada) Válido Cretácico Temprano? Referencia original: S. Grande, 2013a: 59. Consideraciones históricas: Las rocas hoy incluidas en esta unidad habían sido consideradas

parte del Complejo de Yumare por BELLIZZIA et al. (1976) y LOZANO & MUSSARI (2008). GRANDE (2013a) re-estudia todas las muestras de LOZANO & MUSSARI (2008) determinando que los gabros nunca fueron afectados por un metamorfismo mayor al de la facies del esquisto verde (clorita), estando más bien relacionado con el Complejo San Quintín, pero probablemente representando una facies más plutónica del mismo. Por lo anterior acuña el nombre formal de Metagabro de la Zurda.

Localidad tipo: La unidad toma su nombre del cerro la Zurda, uno de los cuatro macizos

ubicados al norte de Yumare, estado Yaracuy. Hoja 6448-II-SO. Extensión geográfica: La unidad aparece en dos cuerpos separados, como lonjas intercaladas

tanto con el Complejo San Quintín en el cerro homónimo, como con el Complejo Yumare en el cerro La Zurda, de donde toma su nombre (GRANDE 2013a) (Fig. 3.5).

Fig. 3.5. Mapa geológico simplificado de los cerros San Quintín y La Zurda, norte de Yumare. Hoja 6448-II-SO. Leyenda: Tca, Tcd y Qal (amarillos y blanco): formaciones Casupal,

Capadare y sedimentos cuaternarios. Xy (rojos): Complejo Yumare, Neoproterozoico (Xy1: mayormente anortosita, Xy2: mayormente charnoquita). Kq (azul): Complejo San Quintín,

Cretácico Temprano?. Klz: Metagabro de La Zurda, Cretácico Temprano?.

Descripción litológica: GRANDE (2013a) señala que está constituido por rocas gabro-

anfibolíticas, con abundantes minerales hidratados y con fuerte deformación cataclástica, que permite clasificarlas de milonitas a ultramilonitas. La presencia de hornblenda residual, casi

411

totalmente cloritizada, actinolitizada y epidotizada, además de la ausencia de texturas meso y antipertíticas en la plagioclasa, claramente diferencia esta unidad de las rocas máficas del Complejo Yumare.

La unidad se compone mayormente de metagabro actinolítico-epidótico-clorítico. Casi todas las rocas de esta unidad están cortadas por numerosas vetillas de carbonato-epídoto. La leve foliación visible en algunos afloramientos es de origen cataclástico. La fuerte alteración hidrotermal puede estar relacionada con el metamorfismo cataclástico, que permitió la circulación de fluidos a través de las fracturas.

Las muestras de metagabro del cerro San Quintín tienen una clara textura gnéisica, un color de meteorización pardo a blanco verdoso, con tamaño de grano promedio de 1,2 mm. Algunas superficies de planos de foliación tienen colores blanco-verdoso debido al epídoto. En ocasiones se observa formando pliegues disarmónicos y está notablemente diaclasado. La mineralogía es plagioclasa, hornblenda, anfíbol actinolítico y cuarzo. En muchas ocasiones se presenta con texturas miloníticas muy avanzadas, llegando a clasificarse como metagabro milonítico a ultramilonítico.

Del cerro San Quintín también se estudió una metahornblendita (anfibolitita), de color verde oscuro, y cristales de anfíbol muy poco orientados, por lo que originalmente pudo ser un tipo de cumulado hornbléndico.

Un metagabro anfibólico ± cuarzoso con marcada textura gnéisica, se ubicó en una sola muestra en el cerro La Zurda. Presenta texturas de cizalla muy avanzadas, por consiguiente constituye un metagabro protomilonítico a ultramilonítico.

Metamorfismo: Presenta una asociación mineralógica correspondiente a un metamorfismo en

la subfacies de clorita de la facies del esquisto verde. Aunque la presencia de hornblenda marrón, residual, posiblemente de origen ígneo, pudiera indicar que sufrió una alteración hidrotermal llevada a cabo de modo incompleto, debido a la ausencia de estructuras penetrativas y las numerosas vetillas de carbonato-epídoto que lo cortan (GRANDE 2013a).

Contactos: Los contactos son de falla con los complejos San Quintín y Yumare (GRANDE

2013a) (Fig. 3.5). Extensión geográfica: Aflora en dos cuerpos elongados en dirección este-oeste, el cuerpo

occidental, en el macizo San Quintín, tiene una longitud de unos 2,5 km; el oriental, en el macizo La Zurda, tiene unos 2 km de longitud, y ambos no superan 0,5 km de anchura en sentido N-S (GRANDE 2013a) .

Correlación: Metagabros con hornblenda los hay en otras unidades de la Cordillera de la

Costa, pero sin saber a ciencia cierta la edad y ambiente tectónico de su formación, por lo cual con el conocimiento actual no es adecuado indicar correlaciones.

Edad y ambiente: No existen estudios geocronológicos que permitan conocer su edad, ni

estudios geoquímicos para inferir los ambientes tectónicos de su cristalización. Por la presencia de hornblenda primaria, que indicaría un magma máfico precursor algo hidratado, del tipo de basalto de arco de isla (IAB), de modo que es factible que provenga de las raíces del arco volcánico del Caribe, donde serían factibles gabro hornbléndico y cumulados hornbléndicos (GRANDE 2013a)

Pertenece a: Terreno San Quintín (URBANI 2013).

412

3.5. LOS ALGODONES, COMPLEJO ESTRUCTURAL (nueva entrada)

Válido Terciario medio? Estado Lara Referencia original: A. Bellizzia, 1986, p. 6706. Consideraciones históricas: Las rocas que afloran en la margen derecha de la quebrada Las

Petacas, caserío Los Algodones, habían sido cartografiadas por CSV (1965) como formaciones Río Negro, Cogollo, La Luna, ofiolita efusiva y complejo gabroide. STEPHAN (1982) al estudiar esta heterogénea mezcla de litologías, la separa en dos unidades: "volcánica-sedimentaria" y "Suela de la unidad volcánica-sedimentaria (pelita negra con bloques)". El nombre informal de Asociación Los Algodones fue introducido por BELLIZZIA (1986: 6706), para referirse a la unidad "volcánico-sedimentaria" de STEPHAN (1982), dejando aparte a la "Suela"

Durante nuestro trabajo de campo se pudo corroborar que las diversas subunidades descritas por los autores anteriores, corresponden a un único complejo estructural, con una mezcla tectónica de muy diversas litologías sedimentarias (pelíticas, psamíticas y carbonáticas, de edades distintas), e ígneas (volcánicas y plutónicas). Por ello URBANI et al. (2012c) propone formalizar estas rocas con la denominación de Complejo Estructural Los Algodones.

En la Tabla 2.4.1 se muestra como las distintas litologías fueron agrupadas por distintos autores.

Localidad tipo: Se propone la margen derecha de la quebrada Las Petacas, adyacente al

caserío Los Algodones, ubicado entre Siquisique y Baragua, Municipio Urdaneta, estado Lara. Hoja 6247, Siquisique.

Extensión geográfica: La unidad se extiende en la localidad tipo (Fig. 3.6) y en otros cuerpos

menores adyacentes a la Ofiolita de Siquisique, entre Los Chorrerones y Macuere, al noroeste de Siquisique (Fig. 2.2.4).

Descripción litológica: Se han cartografiado las siguientes subunidades (ver Fig. 3.6): 1. Rocas sedimentarias sin diferenciar, mayormente lutita y arenisca que rodean a las demás

subunidades: Esta subunidad está constituida por lutita, arenisca, caliza, chert, y conglomerado (con fragmentos de cuarzo, chert, granito, gneis, esquisto micáceo, riolita y riodacita). Dos muestras de arenisca colectadas fueron clasificadas como waca cuarzosa y waca lítica.

2. Rocas volcánicas de composición basáltica: Consiste mayormente en lava almohadillada,

donde estas estructuras son relativamente pequeñas (10 - 30 cm φ), cuyos intersticios inter- almohadillas son de caliza de color gris oscuro azulado (Fig. 2.4.29). STEPHAN (12982) señala que algunos cuerpos corresponden a sills intercalados con las rocas sedimentarias, pero en nuestro propio trabajo de campo hemos encontrado en todos los casos, evidencia de brechas y estrías en las zonas de contacto. Por lo tanto más bien interpretamos, que estos cuerpos de rocas volcánicas se encuentran en contacto tectónico con sus envoltorios sedimentarios.

3. Gabro: Estas rocas son iguales a los de la Ofiolita de Siquisique (ver sección 2.4).

413

Tabla 3.2. Esquema que muestra la evolución de la nomenclatura de las subunidades cartografiadas que constituyen el hoy Complejo Estructural Los Algodones. Los Algodones, Municipio Urdaneta, estado Lara

KEHRER (1930)

CORONEL & KIEWIET DE

JONGUE (1957) y CSV (1965)

STEPHAN (1982, 1985) BARTOK et al. (1985) BELLIZZIA (1986) ESTE TRABAJO

- - - “Fm. La Luna”

"Suela" de la unidad volcánica-sedimentaria (pelita negra con bloques)

Suela pelítica oscura con bloques

Brecha de falla (pelita negra con bloques) ("suela" de corrimiento)

Fm. La Luna

Rocas sedimentarias sin diferenciar

Fm. Cogollo

Mesozoico sin diferenciar (chert y caliza)

Caliza del Aptiense-Albiense

Cretácico (Colón, La

Luna, Cogollo, sin diferenciar)

Fm. Río Negro Conglomerado basal de la sección mesozoica

Conglomerado holocuarcífero

Unidad volcanica-sedimentaria

-

Asociación Los Algodones (unidad volcanica- sedimentaria)

Complejo Estructural Los Algodones

Lava almohadillada Dolerita-basalto Ofiolita extrusiva Diabasa y

espilitas Extrusivas máficas Basalto - diabasa

Gabro-piroxenita

Complejo gabroide

Unidad volcánica-plutónica Gabro

Ofiolita de Siquisique Intrusivas

máficas (gabro)

Unidad ofiolítica de Siquisique

Ofiolita de Siquisique

Gabro

Mapa simplificado (sin la cobertura del Cuaternario) de la Napa Siquisique en la localidad tipo de Los Algodones.

Leyenda: Rojo: Ofiolita de Siquisique. Verde: "Formación La Luna". Marrón: Formación Matatere. Azul: Complejo Estructural Los Algodones. Amarillo: Formación Castillo, cubriendo discordante-inconformemente las unidades anteriores.

El área incluida entre las fallas 4a y 4b, corresponde a la "Brecha de falla (pelita negra con bloques) ("suela" de corrimiento)".

Los números 1 a 5 muestran el orden cronológico de las distintas fallas.

414

Fig. 3.6. Mapa geológico de la región de Los Algodones, al oeste de Siquisique. Simplificado a partir de CVS (1965) y de la hoja 6247-IV-NE Los Algodones (este trabajo). Leyenda: Blanco: Cuaternario. Anaranjado: Formación Castillo. Marrón: Formación Matatere III. Verde: "Formación La Luna". Rojos: Ofiolita de Siquisique (KSg: gabro, KSb: basalto-diabasa). Azul: Complejo Estructural Los Algodones (TAs: rocas sedimentarias sin diferenciar, TAl: rocas volcánicas, TAg: gabro, TAh: conglomerado holocuarcífero, TAc: caliza tipo Apón, TAb: brecha). Coordenadas UTM en km, zona 19P, La Canoa.

415

4. Conglomerado holocuarcífero (cartografiado como Formación Río Negro por CSV 1965): Se trata de un paraconglomerado, ortomíctico y monomíctico. Los clastos redondeados de cuarzo lechoso poseen un tamaño variable de 1/2 a 4 mm. Tanto la matriz como el cemento están constituidos por cuarzo y sílice autigénica.

5. Caliza del Cretácico Temprano (cartografiado como "Formación Cogollo" por CSV 1965):

Está constituida por caliza de color gris claro, clasificadas como biomicrita y micrita. STEPHAN (1982: 236) menciona la presencia de Orbitolina concava texana (Roemer) del Aptiense, que hace a esta subunidad sea equivalente a la Formación Apón del Grupo Cogollo.

6. Brecha (Fig.- 3.7 y 3.8): Esta subunidad fue interpretada por STEPHAN (1982) como la base o

“suela” del corrimiento mayor que pone en contacto al Complejo con la Formación Matatere (Fig. 2.4.4). Se encuentra muy cizallada y constituida por lutita negra triturada con abundantes bloques de dimensiones centimétricas a métricas de los siguientes elementos: chert, lava almohadillada con intersticios de caliza gris azulada, arenisca verdosa micácea y feldespática, conglomerado heterogéneo con clastos de cuarzo y chert, conglomerado holocuarcífero. En otras palabras, aparecen fragmentos de todas las demás subunidades anteriores. En la superficie del viejo camino a Urucure se encuentran fragmentos sueltos de arenisca y caliza arcillosa negra con improntas de amonites. Los ejemplares colectados por J.-F. Stephan, fueron identificados por el Prof. J. P. Thieuloy (Lyon), quien los reúne en dos grupos (STEPHAN 1982: 226): (a) Pedioceras caquesense (Karsten), Pedioceras cf. apollinaria Basse, “Falloticeras” cf. fallociosum (Kilian), Paraspiticeras depressum, Crioceratites sp. que asigna probablemente al Barremiense temprano. (b) Olcostephanus sp., Rogersites ? sp., Acantholissonia sp., “Pseudofavrella” cf. colombiana (Hass), probablemente del Hauteriviense temprano.

Contactos: Los contactos del Complejo Estructural Los Algodones con las unidades

adyacentes (Formación Matatere, "Formación La Luna" y Ofiolita de Siquisique) son de falla (Fig. 3.6), pero está cubierto discordantemente por la Formación Castillo.

Correlación: Por corresponder a un complejo estructural no es pertinente indicar

correlaciones.

Fig. 3.7. Sección del Complejo Estructural Los Algodones en la margen derecha de la Quebrada Las Petacas. 1: Conglomerado rojizo plegado. 2: Caliza con niveles detríticos gruesos. 3: Chert. 4: Caliza con niveles detríticos finos, finamente laminada. 5: Arenisca micácea verdosa. 6: Lava

verde con almohadillas pequeñas. 7: Subunidad de brecha o “suela” de corrimiento, pelitas negras con bloques. D: Discordancia angular.

Formación Castillo

416

Fig. 3.8. Sección de la subunidad de brecha del Complejo Estructural Los Algodones.

1: Arenisca fina bien estratificada. 2: Chert y capas de pelita silícea negra. 3: Conglomerado heterogéneo con clastos de cuarzo. 4: Lava masiva alterada. 5: Lava con almohadillas de 20 a

30 cm de diámetro, color verde oscuro y material intersticial de caliza gris azulada. La doble flecha indica lugares donde en la superficie se encuentran fragmentos

sueltos de rocas con improntas de amonites (ver Fig. 2.4.32E,F).

Fósiles: Los distintos elementos constituyentes son de edades diferentes, donde la fauna identificable es: 1) Orbitolina concava texana en la caliza tipo Formación Apón. 2) Amonites sueltos de dos grupos de edades, Barremiense temprano y Hauteriviense temprano en la subunidad de brecha.

Edad: La edad del ensamblaje tectónico del Complejo corresponde al evento regional del

apilamiento de las Napas de Lara, de edad Eoceno tardío - Oligoceno temprano.

Pertenece a: Es una de las unidades que integra la Napa Siquisique (URBANI 2014).

3.6. MAMEY, ESQUISTO DE Válido Cretácico Temprano Estados Lara y Yaracuy Referencia Original: A. Bellizzia y D. Rodríguez, 1966, 1967: 292. Consideraciones históricas: Este término fue introducido por BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1966,

1967) para designar la unidad superior de las dos en que dividieron a la “Formación Los Cristales”, definida por BUSHMAN (1959). VON DER OSTEN (1967) recomendó el rechazo del nombre por considerar que la unidad no se distingue adecuadamente de otras. Posteriormente, BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1968) reconocieron tres unidades distintas en el intervalo de la “Formación Los Cristales”, de las cuales la superior es la Formación Mamey, pero recomendaron sustituir este nombre por el de Los Cristales, redefinida por ellos en la misma publicación, debido a su homonimia con un miembro local de la Formación Oficina de Venezuela oriental. No obstante, en vista de la invalidez del nombre Mamey en Anzoátegui por ausencia de definición, STAINFORTH (1968) recomendó mantener la Formación Mamey en Lara, como unidad superior del Grupo Los Cristales, rango nuevo que propuso para la formación del mismo nombre. BELLIZZIA (1968) acogió este criterio. Según BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1967), la Formación Río Turbio, término aplicado por BUSHMAN (1958, 1959) a una secuencia en forma de bloque aislado al Sur de Barquisimeto, probablemente constituye un bloque alóctono de la Formación Mamey,

417

por lo tanto, recomendaron rechazar ese término de Formación Río Turbio, y designar a esta masa aislada con el nombre informal de “Calizas del Río Turbio”. SKERLEC (1979) estudia esta unidad al sur de Barquisimeto y la considera perteneciente al “Grupo Los Cristales o Grupo Caracas”. En opinión de GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), dado que la Formación Bobare representa sedimentos turbidíticos del Surco de Barquisimeto, las relaciones entre las unidades Mamey y Bobare deben ser reestudiadas y posiblemente sea necesario redefinir al Esquisto de Mamey. En general con esta unidad existe gran confusión en la literatura, ya que las descripciones son vagas y las relaciones con las unidades adyacentes no han sido bien estudiadas.

URBANI (2000) propone su cambio de nombre a Filita de Mamey, a fin de adaptarse a las normas de unidades litodémicas. En los trabajos de NEVADO (2012), COELLO (2012) y HERNÁNDEZ (2013), el Esquisto de Mamey ha sido cartografiado y estudiado petrográficamente.

En al síntesis de unidades geológicas de la Cordillera de la Costa, URBANI (2013) distingue el Terreno Mamey, solo integrado de la unidad homónima. Así mismo queda implícita la invalidez de Grupo (o Asociación Metasedimentaria) Los Cristales, ya que las unidades previamente consideradas como constituyentes, hoy día se reconocen como pertenecientes a terrenos distintos, compuestos de unidades con edades, ambientes de formación y metamorfismo totalmente diferentes, todas en contactos tectónicos entre sí.

Localidad tipo: No se ha definido una localidad tipo específica, pero el nombre proviene de la

quebrada Mamey, donde hay excelentes afloramientos. Ésta quebrada es afluente de la quebrada Nonavana, ubicada al este y sureste de Duaca, estado Lara. Hay buenas secciones en el curso inferior del río Bobare y en las quebradas Las Palmas, Palmarito, La Peña, Cogollal y Pisaje en la Serranía del Bobare, estado Lara. Hoja 6346, escala 1:100.000, Cartografía Nacional.

Descripción Litológica: Según los autores originales, la unidad consiste esencialmente de

esquisto cuarzo - sericítico con colores gris, naranja y marrón, en capas generalmente lenticulares, de espesores variables, entre pocos centímetros y 5 m, metaconglomerado de colores crema a gris claro, intercalados con los primeros, algunos son polimixtos intraformacionales, con fragmentos que alcanzan dimensiones de guijarros, peñas y peñones de mármol, filita y menos frecuentemente de arenisca; metaconglomerado carbonático arcósico y mármol arenáceo conglomerático arcósico; metarenisca generalmente calcárea y feldespática, de grano grueso a medio, y color gris oscuro a crema, que meteorizan en pardo rojizos con manchas blancas, y filita negra grafítica, localmente calcárea. A veces se presentan macro - y microbrechas con fragmentos líticos de mármol y filita en una matriz calcárea - arcillosa. Las rocas carbonáticas se presentan en capas macizas a foliadas en diferentes intervalos dentro de la unidad; muchas de ellas muestran marcada lenticularidad y en general sus espesores y continuidad lateral son bastante irregulares; son de colores, gris, gris azuloso y gris oscuro negro, de grano fino a medio; muchas veces son arenáceas, hasta conglomeráticas, semejantes a las de la Formación Carorita. Hacia la parte superior de la unidad, hacia el contacto presuntamente de transición a la Formación Bobare, el porcentaje de metaconglomerado disminuye drásticamente, la metarenisca se hace muy cuarcífera, y prácticamente desaparece el mármol y el elemento carbonático tanto como cemento o como parte de la matriz. SKERLEC (1979) señala que esta unidad esta constituida por mármol, metaconglomerado y filita.

En el estudio petrográfico de HERNÁNDEZ (2012), dirigido a las litologías de protolito siliciclástico se identificaron esquisto-filita cuarcífera grafitosa feldespática, metarenisca cuarcífera y meta-paraconglomerado polimíctico.

418

Extensión geográfica: Los afloramientos mas septentrionales se encuentran en el margen este del valle de Santa Inés - Moroturo, continuando hacia el sur por la Serranía de Bobare (Fig. 3.9) y Barquisimeto (BELLIZZIA et al. 1968, 1976). Luego continúa desde las elevaciones al sur de Cabudare, hasta las cercanías de Sarare, estado Lara (SKERLEC 1979).

Fig. 3.9. Extensión del Esquisto de Mamey en la región de estudio.

Espesor: BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1968) estimaron 1.400 m de espesor. Debido al

plegamiento de la unidad esta cifra debe estar sobrestimada, pero quizás no tan sobrestimada como ocurre en otras unidades mucho más plegadas como los esquistos de Aroa y Las Mercedes.

Contactos: BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1967: 292-293; 1968: 531) postulan relaciones transicionales con el Esquisto de Aroa infrayacente y relaciones transicionales hacia arriba y lateralmente a la Formación Bobare.

En opinión de GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), dado que la Formación Bobare representa sedimentos turbidíticos del Surco de Barquisimeto, las relaciones entre las unidades Mamey y Bobare deben ser re-estudiadas y posiblemente sea necesario redefinir al Esquisto de Mamey.

Con base a estudios más recientes de NEVADO (2012), COELLO (2012) y HERNÁNDEZ (2013), se ha determinado que los contactos son de falla con la Formación Bobare y el Esquisto de Aroa (Fig. 3.2).

Fósiles: En algunas localidades se observan fragmentos aislados de conchas de amonites desenrollados del género Idiohamites (MACSOTAY 1972a, URBANI 2001). Así mismo, MACSOTAY (2013: 85) no dice que “los rasgos típicos de estas conchas, son la de estar: 1) Deformadas pelomórficamente, paralelas a la superficie de la capa, perdiendo toda convexidad original. 2) Estirados tectónicamente, con lo que la concha pierde sus contornos originales. 3) Pérdida parcial o total de la ornamentación original de las conchas, y 4) Tamaños variables de 1,5 y 6 cm de longitud máxima”.

Edad: Cretácico Temprano, a base de su contenido faunal. Correlación: Por su litología, posición estratigráfica y fauna, los autores originales la han

correlacionado con el Esquisto de Chuspita en el estado Miranda, y el Esquisto de Güinimita de la Península de Paria.

MMaammeeyy

419

Ambiente: Estos sedimentos fueron depositados en un ambiente de talud continental en el noroeste de la placa Suramericana, como parte del margen pasivo, paro luego ser incorporado junto a otros terrenos dentro del complejo de napas. Según MACSOTAY (2013) corresponden a profundidades aproximadas de 2.000 a 360 m.

Pertenece a: Terreno Mamey (URBANI 2013).

3.7 MATATERE, FORMACIÓN

Válido Paleoceno-Eoceno Estados Lara y Yaracuy Referencia original: A. Bellizzia y D. Rodríguez G., 1966, p. 8. Consideraciones históricas: BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1966, 1967) introdujeron este nombre

para designar una espesa secuencia de turbiditas, asociada con varios horizontes de capas de peñones. La unidad incluye las rocas designadas como "Capas de Peñones de Pavía" (BUSHMAN 1959), “Capas de Peñones de Paragüito” (RENZ et al. 1955), Terciario no-diferenciado en facies "flysch" (CORONEL & RENZ 1960) y parte de la Formación Morán (VON DE OSTEN & ZOZAYA 1957, BUSHMAN 1959, 1960, 1965). En los mapas de las empresas Creole Petroleum Corporation y Compañía Shell de Venezuela de las décadas de los años 1940-60´s esta unidad aparece cartografiada como “Formación Misoa-Trujillo”. VON DER OSTEN & STAINFORTH (1967) consideraron esta unidad como sinónima de la Formación Morán, pero posteriormente STAINFORTH (1968) rectificó este criterio y mantuvo la validez de la Formación Matatere. STEPHAN (1982, 1985) incluye a la Formación Matatere en su "Complejo tectono-sedimentario Lara".

Localidad tipo: No se señala una sección tipo específica, pero los mejores afloramientos se

encuentran en las quebradas que disectan las serranías de Matatere y Parupano al norte del estado Lara. Los afloramientos en las quebradas Matatere y Cambural se mencionan como secciones de referencia. El nombre proviene precisamente de la serranía, caserío y quebrada homónima. Hoja 6247, 1.100.000, Dirección de Cartografía Nacional.

Descripción litológica: Según BELLIZZIA et al. (1976) la unidad consiste en una gruesa sección

de turbiditas, representadas por areniscas variables, desde impuras líticas a impuras feldespáticas, con varios horizontes de areniscas conglomeráticas y conglomerados líticos. Estas rocas se componen de cuarzo, feldespatos, micas y fragmentos líticos de composición variable: caliza, filita, esquisto, cuarcita, lutita y en menor proporción, rocas volcánicas y gneises. La proporción de fragmentos de volcánicas básicas aumenta hacia el norte, por lo cual al sur de Siquisique, las rocas contienen un porcentaje muy alto de estos fragmentos relativamente frescos, y se clasifican como grauvacas típicas. La matriz arcillosa, a veces arcilloso-calcárea, constituye el 10-25% del volumen de la roca.

El estudio más completo de la unidad fue acometido por STEPHAN (1982, 1985), quien designa con el nombre de “Complejo tectono-sedimentario Lara” a una asociación de afloramientos del paleoceno-Eoceno con olistolitos asociados sedimentológica y tectónicamente al cabalgamiento hacia el SSE de las napas Caribe. Esta es una expresión fundamentalmente descriptiva e incluye la Formación Matatere de BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1966, 1967 y 1968), que dependiendo de sus

420

relaciones con el Cretácico alóctono (concordancia o discordancia), sus facies y edad, Stephan las separa en Matatere I, Matatere II y Matatere III (a describirse más abajo). Así mismo incluye en dicho Complejo al Grupo Agua Negra. Este Complejo así definido junto a las otras unidades alóctonas con las cuales está asociado, es cabalgado sobre una unidad de arenisca y pelitas con raros olistolitos de probable edad Paleoceno-Eoceno temprano, la Arenisca de Botucal, pero que describe separado del Complejo.

Las características de las unidades Matatere I, II y III de STEPHAN (1982) se resumen como

sigue (a partir de MACSOTAY & VIVAS, en BELLIZZIA 1986: 6817): Matatere I: Es una sucesión pelítica, concordante sobre la Formación Barquisimeto (subunidad Atarigua), en las cuales se intercalan olistolitos del Cretácico. Matatere II: Es una unidad dominantemente pelítica, con intercalaciones de horizontes psamíticos, cuya frecuencia y espesor aumenta hacia el tope de la unidad. Los olistolitos se presentan en todos los niveles, pero más particularmente se ubican hacia la base y el tope. Es discordante sobre la Formación Barquisimeto (subunidad Atarigua), y es cabalgada por la Formación Barquisimeto (subunidad San Pablo). Matatere III: Es una unidad pelítico-psamítica y conglomerática, que corresponde más a la litología del flysch arenáceo típico, donde fue definida originalmente la Formación Matatere (BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1966, 1967, 1976). Consiste en una monótona alternancia rítmica de subgrauvacas y lutitas, con intercalación de brechas y microbrechas sedimentarias. Hacia el norte, cerca de la Ofiolita de Siquisique, los fragmentos de lava máfica aumentan hasta convertir las psamitas en grauvacas verdaderas. Las secuencias psamíticas aumentan sus espesores de oeste a este. Los olistolitos se encuentran tanto en los niveles pelíticos como en los psamíticos, predominando la caliza, pelita litificada, esquisto y cuarcita; más raramente gneis y rocas volcánicas básicas. Los olistolitos carbonáticos son muy variables en composición lítica y contenido de faunas con edades desde el Cretácico Temprano hasta el Paleoceno. La unidad cubre discordantemente la Formación Barquisimeto (subunidad San Pablo), y a lo largo de su gran extensión es sobrecorrida o sobrecorre a diversas unidades (Formación Barquisimeto, “Formación La Luna”, Complejo Estructural Los Algodones, la Ofiolita de Siquisique, Esquisto de Aroa y el Complejo Yumare). Aparentemente grada al Grupo Agua Negra.

Espesor: Estimado en 3 km (BELLIZZIA & RODRÍGUEZ 1966, 1967), pero esta cifra podría estar

sobreestimada debido a repeticiones de sección debido a fallamiento.. Extensión geográfica: La Formación Matatere es la unidad geológica de mayor extensión en el

estado Lara. Abarca desde el noroeste de Carora, hasta los últimos cuerpos en la zona de Socremo y Yumare al noreste, en el estado Yaracuy. También alcanza hasta la región de Mapararí en el estado Falcón. Hacia el sur se continúa hasta las cercanías de El Tocuyo (Figs. 3.10 y 3.11). Esta Formación también ha sido identificada por MACSOTAY & PERAZA (2006) en la región de Morón - Maporita (Yaracuy - Carabobo) en las adyacencias a la falla de Boconó.

Contactos: Generalmente los contactos son de fallas inversas o de ángulo alto con las unidades

adyacentes, pero también se han observado contactos discordantes de Matatere III sobre la Formación Barquisimeto (subunidad San Pablo) y de Matatere II sobre la Formación Barquisimeto (subunidad Atarigua). Al noreste de Siquisique se estudió un contacto inconforme de la Formación Matatere III sobre las rocas basálticas de la Ofiolita de Siquisique (ver descripción detallada en sección 2.3).

421

Fósiles y edad: Para las distintas subunidades de la Formación Matatere (siguiendo los criterios de STEPHAN 1982), sus fósiles y edades se resumen como sigue:

Matatere I. Fundamentalmente es una unidad estéril, pero por semejanzas con otras unidades, STEPHAN (1982) estima una edad probable Paleoceno temprano.

Fig. 3.11.Distribución de la Formación Matatere en la rergión de estudio.Marrón oscuro:

Formación Matatere (III). Marrón claro: Formación Matatere (II).

FFoorrmmaacciióónn MMaattaatteerree

Fig. 3.10.Mapa

geológico simplificado del estado Lara, donde se visualiza la extensión

de la Formación Matatere (I, II y III). El recuadro rojo delimita la región de estudio. Tomado de STEPHAN

(1982, 1985).

422

Matatere II. Se reportan capas de caliza arenosa con textura de flujo de bioclastos con moluscos: Venericardia (Venericor) cf. toasensis, Baluchicardia cf. ameliae y foraminíferos: Ranikothalia sp. y Actinosiphon barbadensis, que se atribuyen al Paleoceno tardío al Eoceno temrpano (J. A. Vila y O. Macsotay, en STEPHAN 1982: 278).

Matatere III. En algunas capas de caliza se identificó Fabiana sp., Amphistegina lopeztrigoi, Discocyclina sp. y Sphaerogypsina sp . La edad va desde la parte superior del Eoceno temprano, a la parte no superior del Eoceno medio.

Las edades de Matatere II y III son concordantes con las aportadas por RENZ (1960). NOGUERA (2009) realiza estudios geocronológicos U-Pb de cristales detríticos de zircón en

nueve muestras de la Formación Matatere III (sección 2.9.6, Fig. 2.9.46). Las edades mínimas obtenidas, que sirven para constreñir la edad de la unidad son como sigue: 1- Norte de Carora (39,4 Ma), 2- Entre La Mesa y Siquisique (49,8 Ma), 3- Siquisique - Los Algodones - Macuere (53,8 Ma). La edad más joven de 39,4 Ma (Bartoniano) precisamente corresponde a la parte tardía del Eoceno medio. La gradación a edades mínimas mayores hacia el este sugiere que representan distintos lóbulos turbidíticos depositados en el intervalo del Eoceno medio y temprano.

Correlación: Con los estudios geocronológicos de zircones detríticos realizados por NOGUERA

(2009), se muestra una notable semejanza de los patrones de distribución de edades entre las formaciones Matatere III y Pampatar (isla de Margarita).

BELLIZZIA et al. (1976) la correlaciona con la Formación Río Guache que se encuentra al sur de la falla de Boconó en la Sierra de Portuguesa, y con la Formación Guárico del frente de montañas de la Cordillera de la Costa. La Formación Río Guache es semejante a Matatere, tanto litológicamente como por la cantidad y variedad de olistolitos presentes (CAMPOS 2006), pero contrariamente, la Formación Guárico fue formada en el talud suramericano alejado de la influencia del frente de avance de la placa Caribe.

Origen y ambiente: La Formación Matatere es una unidad de sedimentación turbidítica

depositada en una cuenca antepaís, ubicada entre el margen suramericano y la parte frontal de los terrenos de dominio Caribe con avance hacia el sureste. La sedimentación ocurrió en forma concomitante con una activo tectonismo lo cual permitió la conspicua inclusión de olistolitos de variados tipos litológicos y tamaños (STEPHAN 1982).

Subdivisión: STEPHAN (1982) incluye la Formación Matatere en su “Complejo tectono-

sedimetario de Lara”, y a su vez la subdivide en tres partes denominadas informalmente como Matatere I, II y III, de edades progresivamente más jóvenes. Los contactos entre las tres subunidades no han sido definidos adecuadamente.

Dentro de la Formación Matatere también han sido descritas adecuadamente dos capas de peñones denominadas Paragüito (RENZ et al. 1955) y Pavia (BUSHMAN (1965). Estas unidades menores corresponden a olistostromos y se describen separadamente a continuación.

Pertenece a: Napas de Lara (STEPHAN 1982).

3.7.1. PARAGÜITO, CAPA DE PEÑONES (nueva entrada) Válido Parte superior del Eoceno temprano a la parte no superior del Eoceno medio Estados Lara

423

Referencia original: O. RENZ, R. LAKEMAN & E. VAN DER MEULEN, 1955, p. 2064-2066. Consideraciones históricas: La Capa de Peñones de Paragüito (“Paragüito Boulder Bed”) fue

descrita por RENZ et al. (1955) al noreste de Carora. BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1967, 1968) la incluyen dentro de la secuencia de turbiditas del estado Lara, que denominaron Formación Matatere, pero sin darle nombre específico, ni cartografiarla separadamente. Stephan (1982) estudia la unidad y presenta la cartografía de la localidad tipo, más no utiliza nombres formales. En las dos últimas ediciones del Léxico Estratigráfico de Venezuela (CVET, 1970, ANÓNIMO, 1997a) la unidad fue considerada inválida, por el hecho de formar parte de la Formación Matatere. MARTÍNEZ & VALLETA (2008) describen la petrografía y paleontología de los peñones incluidos en la unidad en su localidad tipo. En URBANI (2008) se presenta una actualización de la descripción de la unidad junto a tres mapas geológicos que muestran su distribución, lo que permite elevarla a la categoría de válida.

Localidad tipo: Colinas de los alrededores del caserío de Paragüito, el cual se ubica en la

carretera Carora-Siquisique, a unos 8 km al norte de la población de Río Tocuyo, a su vez a 18 km al NE de Carora, en el Municipio Torres del estado Lara.

Descripción litológica: Dado que la capa contiene una mezcla heterogénea de peñones y

bloques de diversas litologías incluidas en la Formación Matatere (Fig. 6), la descripción es variable a lo largo de los casi 50 km de extensión en que se distingue (Fig. 4). A continuación se resume la descripción de RENZ et al. (1955) para la localidad tipo, siguiendo una columna compuesta elaborada por estos autores y que presentamos traducida al español en la Fig. 4:

En la parte inferior aparecen bloques de caliza del Paleoceno. Uno de esos cuerpos es la gran roca conocida como Peña Azul (localización en Fig. 3, vista en Fig 15), de unos 40 m de largo, unos 15 m de espesor, que consiste en una caliza arrecifal, con abundantes algas, pobremente estratificada, masiva y de color azulado. Está rodeado por lutita de edad Eoceno medio, en uno de cuyos afloramientos hay incluida una laja de caliza de la Formación La Luna.

Por encima sigue una lutita gris oscuro a negra, con concreciones ferruginosas y una pocas capas delgadas de arenisca.

Siguiendo hacia arriba hay un nivel de fragmentos carbonáticos con Pseudophragmina (Proporocyclina) convexicamerata Cole y Gravell, indicativo de edad Eoceno medio, también con abundantes foraminíferos pequeños pelágicos (del tipo Globigerina sp. y otros). Este nivel muestra estratificación gradada y la mayor parte de los peñones se encuentran por encima. Los peñones de granito y rocas metamórficas en general son más pequeños y más irregulares que aquellos de caliza.

Entre los bloques del Cretácico, los de caliza de la Formación La Luna y Grupo Cogollo son los más comunes. Un gran cuerpo de la Formación La Luna al oeste de la carretera Carora-Siquisique, contiene amonites del Turoniense (Cailopoceras) e Inoceramus. Los peñones del Grupo Cogollo en general son más pequeños que aquellos de la Formación La Luna, y consisten de todas las variedades de caliza típicas de este grupo, inclusive se colectaron amonites del Albiense (Oxytropidoceras sp.), pero tampoco son raras las muestras de caliza con Orbitolina y con rudistas.

El material incluido varía en tamaño, desde fragmentos de foraminíferos grandes individuales, hasta el cuerpo ya descrito de 40 m (Piedra Azul), pero la mayor parte de los peñones se

424

encuentran en el intervalo de 1/2 a 2 m de diámetro. Los bloques de caliza poco estratificada como los de Cogollo o del Paleoceno muestran formas bastante irregulares.

Muchos peñones internamente muestran estrías de falla lo que implica tectonismo en sus zonas de origen, los hay tanto de formas angulares como redondeados. Los afloramientos de lutita en contacto bajo los peñones comúnmente están bastante contorsionados, en contraste con los de arriba que se encuentran sin disturbar. Otra observación es que los bloques de una misma litología se asocian en agrupaciones, lo cual puede indicar que formaron parte de un bloque mayor, luego probablemente roto y disgregado durante el transporte.

A lo largo del rumbo de la unidad, el material incluido en la lutita difiere mucho de un lugar a otro, de manera que en algunos lugares no se observan peñones por varios cientos de metros, mientras que en otros la unidad se va engrosando hasta unos 200 m y contiene al menos un peñón por cada 10 m3 de lutita. Aún más, la composición de la unidad muestra notables cambios: al norte de Bucarito, por ejemplo la capa contiene muchos peñones de caliza rosada a gris clara.

Por encima de la unidad de Paragüito en la localidad tipo, aparecen capas de caliza tipo "blocky" y arenisca mostrando estratificación gradada, con Pseudophragmina convexicamerata y formas retrabajadas del Paleoceno.

Tanto por abajo como por encima de esta unidad, la circundante Formación Matatere está compuesta por lutita negra a negro grisáceo, con intercalaciones de arenisca, especialmente por encima, donde se ve la clara y monótona alternancia de capas de lutita y arenisca de espesores centimétricos y decimétricos.

MARTÍNEZ & VALLETA (2008) describen el material incluido en la localidad tipo, donde identifican rocas sedimentarias típicas de la Formación La Luna y el Grupo Cogollo, también rocas ígneas tales como meta-monzogranito, gneis granodiorítico, meta-sienogranito, diabasa hornbléndica y feno-andesita porfídica. No se han hallado fragmentos de rocas volcánicas.

Espesor: Por las características ambientales que dieron origen a la unidad, el espesor es muy

variable a lo largo de su extensión. En la localidad tipo, RENZ et al. (1955) estiman un espesor de hasta 200 m.

Extensión geográfica: La Capa de Peñones de Paragüito se presenta en forma relativamente

continua por unos 50 km, desde La Mesa (Fig. 2) hacia en la localidad tipo de Paragüito (Fig. 3), de ahí hacia el noreste-este por la margen derecha de las quebradas Parapara y Cambural hasta la quebrada Morrocoy ubicada a unos 5 km al norte del caserío Bucarito (Fig. 5, foto en Fig. 16g).

Contactos: El contacto inferior se ubica en el nivel de la Formación Matatere donde se

encuentran las primeras apariciones de peñones, e igualmente el contacto superior donde éstos desaparecen (Fig. 4), en consecuencia los contactos son gradacionales tanto abajo como arriba con el resto de la Formación Matatere que la incluye. En algunos lugares los contactos son de falla como se muestra en la zona de La Mesa (Fig. 2).

Fósiles: Según VAN RAADSHOOVEN (1949: 1-2), la fauna de foraminíferos grandes no

retrabajados que aparecen en la roca que incluye los peñones, corresponden a Discocyclina?, Pseudophragmina (Proporocyclina) cf. cushmani, Asterocyclina sp., Amphistegina sp., que sugieren una edad post-Paleoceno o mejor Eoceno Medio. También menciona una fauna retrabajada del Paleoceno. Posteriormente y en forma genérica, VAN RAADSHOOVEN (1951) describe esta fauna sin referencias específicas a localidades del occidente venezolano.

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RENZ et al. (1955) indican que en niveles carbonáticos pertenecientes a la matriz de la unidad, la presencia de Pseudophragmina (Proporocyclina) convexicamerata Cole y Gravell, claramente apunta a una edad Eoceno Medio. También señala la presencia de abundantes foraminíferos pelágicos del tipo Globigerina sp. y otros.

Algunos de los peñones incluidos en la unidad tienen abundante fauna, identificada como del Cretácico Temprano (Grupo Cogollo), del Cretácico Tardío (Formación La Luna), y del Paleoceno (probablemente equivalente a la Formación Guasare?). De estos tipos de rocas se han publicado largas listas faunales que aparecen en VAN RAADSHOOVEN (1949) y MARTÍNEZ & VALLETTA (2008).

Edad: Para el nivel de la Formación Matatere donde se encuentra incluida la unidad de

Paragüito en su localidad tipo, Parapara y Bucarito, VAN RAADSHOOVEN (1949) y RENZ et al. (1955) presentan identificaciones paleontológicas que apuntan a una edad Eoceno medio. El mapa de RENZ (1960) muestra que de la mitad norte de la Formación Matatere, donde está incluida la Capa de Peñones de Paragüito, se disponen de seis localidades con edades paleontológicas del Eoceno medio. Por su parte, STEPHAN (1982) encuentra fauna del Eoceno temprano a medio para su Matatere III (dentro de la cual se incluye la unidad), por tanto hay concordancia en las edades paleontológicas de los tres autores.

Adicionalmente, los datos geocronológicos U-Pb de cristales de zircón detríticos extraídos de capas de conglomerado de la Formación Matatere, entre el norte de Carora y Siquisique, muestran que el grano más joven es de 39,4±1,5 Ma (Eoceno medio, Bartoniano) (NOGUERA et al. 2008), que apoya a la edad paleontológica del Eoceno medio.

Correlación: Dentro de la Formación Matatere, el nivel con peñones de Paragüito es él más

continuo y extenso. Más al sur hay otras capas con peñones en la Formación Matatere, correspondientes a niveles más antiguos, posiblemente de edad Eoceno temprano o inclusive Paleoceno (Figs. 5 y 9). Pero al no existir estudios geológicos suficientemente detallados de la región, aunado a la complejidad estructural con una tectónica compresiva que ha generado numerosas fallas de corrimiento, pueden haber de capas de peñones repetidas por el citado tectonismo.

Paleoambientes y fuente de sedimentos: La sedimentación de la Formación Matatere es de

carácter turbidítico. Los niveles con peñones representan depósitos correspondientes a eventos de deslizamientos y/o flujos de detritos, mientras que en los intervalos de tiempo entre ellos, continuó actuando una sedimentación normal con corrientes de turbidez de menor energía depositando material arcilloso. Esta capa es un olistrostromo donde el origen de los grandes bloques incluidos en Matatere ha sido explicado por deslizamientos submarinos (e.g.: RENZ & LAKEMAN 1953; RENZ et al. 1955, RENZ, 1960, CORONEL & RENZ 1960, STEPHAN 1977, 1982), tanto desde los bordes meridionales tectonizados de la cuenca, como probablemente de altos internos septentrionales en la misma, formados por escarpes en los frentes de napas a medida la cuenca iba cerrándose por efecto de la compresión NO-SE generada por la interacción entre las placas Caribe y suramericana.

Por los tipos de rocas mayoritarias en la capas de peñones, es mas probable que la fuente haya sido desde el sur, con rocas ígneas suramericanas (mayormente granitoides y algunas volcánicas), mas las sedimentarias del margen pasivo, que abarca desde el Cretácico (Cogollo y La Luna) hasta el paleoceno (Guasare).

426

Importancia económica: Durante la primera mitad del siglo XX al norte de Carora cerca de San Cristóbal, localmente se produjo cal, a partir del quemado de bloques de caliza tipo Cogollo procedentes de esta unidad.

3.7.2. PAVIA, CAPA DE PEÑONES (nueva entrada) Válido Estados Lara

Referencia original: J. R. BUSHMAN (1959: 71). Consideraciones históricas: BUSHMAN (1958: 77, 1959: 71) describe la unidad como “Facies

de capa de Peñones de Pavia” (Pavia Boulder-bed Facies). En las obras de este autor traducidas al español, el término "boulder" fue traducido a cantos y bloques: BUSHMAN (1960: 101) en la guía de excursión a la región de Barquisimeto la menciona muy brevemente como "Capas de Cantos de Pavia" e indica que es un término local e indica una edad "Paleoceno?" y posiblemente equivalente a parte de la Formación Morán (hoy Matatere en esta localidad); en algunas páginas más adelante (p. 105) la menciona como "Facies, Capas de Cantos de Pavia". Por otra parte, en BUSHMAN (1965: 51-60) aparece como "Facies de Bloques de Pavia" con largas consideraciones sobre su contenido litológico, edad, significado y existencia de capas de peñones semejantes en otras partes de Venezuela y Trinidad. VON DER OSTEN (1967) incluyó esta unidad en lo que llamó "Facies Pavia" del Miembro El Tocuyo de la Formación Morán. BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1967, 1968) la incluyen dentro de la secuencia de turbiditas del estado Lara, que denominaron Formación Matatere, pero sin darle nombre específico, ni cartografiarla separadamente. En las dos últimas ediciones del Léxico Estratigráfico de Venezuela (CVET, 1970, ANÓNIMO 1997b) la unidad fue clasificada como inválida, por el hecho de ser una subunidad de la Formación Matatere. URBANI (2008) propone elevar la unidad a la categoría de válida con el nombre simplificado de Capa de Peñones de Pavia.

Localidad tipo: BUSHMAN (1965) establece la localidad tipo en de El Alto de Pavia, al noroeste

de Barquisimeto, en las cercanías del km 9 de la antigua carretera entre Barquisimeto a Carora. En esta zona hay afloramientos en la carretera como en la quebrada El Mamón .

Descripción litológica: BUSHMAN (1965: 51-60) indica que la litología predominante es lutita

limolítica con delgadas capas de arenisca, capas y bolsones ocasionales de conglomerado. Dentro de estas rocas hay zonas con sedimentos de grano muy grueso (tamaños variable de cantos a peñones) y de composición muy variable.

La lutita presenta una estratificación pobre, con fracturas que liberan fragmentos astillosos, los colores frescos son de gris oscuro a gris mediano. Las capas de arenisca son mayormente grauvacas, en capas de 2 a 15 cm y a veces hasta 1 m, irregulares y discontinuas. Son de color gris verdoso, marrón oliva, algunas capas tienen aspecto de sal y pimienta.

Los clastos que hacen distintivo estos horizontes incluyen rocas sedimentarias, ígneas y metamórficas, de tamaño variable desde guijarros hasta cuerpos de 30 x 20 m. En especial llaman la atención los grandes cuerpos de caliza. En algunas áreas estos materiales son casi enteramente de un solo tipo de litología, que parecen haberse fragmentado y dispersos cercanamente. De los cuerpos de caliza los hay de varios tipos, desde laminada a maciza, oolítica, arrecifal con gran

427

cantidad de gruesas conchas de pelecípodos y gasterópodos, bituminosa, arenosa, de colores negro a gris azulado, gris verdoso a gris marrón. Otras rocas sedimentarias son arenisca cuarcítica de color gris verdoso, concreciones limolíticas y carbonáticas. Hay ftanita en capas delgadas de color gris oscuro que podrían ser contemporáneas con la lutita y arenisca asociadas.

Los clastos ígneos van desde diorita a granito, con tamaños de granos de medio a grueso. A veces la fuerte meteorización los hace indistinguibles, considerándose metamórficos aquellos donde se ven indicios de foliación. Hay bloques de granito o gneis de color rosado que permite su fácil reconocimiento aún meteorizado.

BUSHMAN (1959) menciona una serie de características que conviene resaltar: - Los clastos son muy heterogéneos en algunos lugares y esencialmente de un solo tipo de roca

en otros. - Los cuerpos de mayores dimensiones varían mucho en tamaño y angularidad. - Los clastos son tanto de rocas sedimentarias como de ígneas y metamórficas. - La edad de los fósiles identificados en los clastos está restringida del Cretácico Temprano al

Paleógeno. - Existe una notable falta de escogimiento, según lo indica la mezcla de grandes cuerpos y

peñones embebidos en lutita con poco material de tamaño intermedio. - Los fósiles son raros o ausentes en la lutita. - Muchos fragmentos de caliza se muestran imbricados y están alineados paralelamente a la

estratificación de la lutita. - Localmente los niveles con peñones varían en espesor y continuidad y pueden presentarse en

varios horizontes - En algunas localidades, los bloques y peñones se han encontrado íntimamente asociados a

gruesos niveles de conglomerado y capas gradacionales de lutita, arenisca y conglomerado. - Muchos fragmentos de caliza muestran indicios de haber sido meteorizados antes de ser

incorporados en la lutita. - No se han hallado fragmentos de rocas volcánicas. Espesor: No se indica espesor. Extensión geográfica: La unidad aflora al norte y noroeste de Barquisimeto, en la zona de

Altos de Pavia, continuando en la carretera hacia Bobare (Fig. 5). No hay seguridad si esta unidad corresponde al mismo nivel estratigráfico de la Formación Matatere, de otras zonas con litologías semejantes descritas por EVANOFF et al. (1955) y BUSHMAN (1960) en varios puntos (km 31,7 a 41,5) de la vieja carretera Barquisimeto-Carora (figs. 10 y 11).

En el mapa de BUSHMAN (1959, 1965) la unidad aparece con el símbolo Tp, algunas partes mostrando un tramado de pequeños círculos representando las capas de peñones, mientras que otras partes carecen de tal tramado. Comparando este mapa con los de BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1967, 1968), más observaciones propias en el año 2008, se concluye que “Tp” en su totalidad corresponde a la Formación Matatere, donde la zona con el tramado de círculos específicamente representa a las Capas de Peñones de Pavia. La figura 8 de este trabajo sigue este criterio.

Contactos: Son gradacionales tanto abajo como arriba con el resto de la Formación Matatere. Fósiles: BUSHMAN (1965) no encuentra fósiles en las lutitas propiamente dichas de la capa,

pero presenta una larga lista de fauna de los clastos de caliza del Cretácico contenidos.

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Edad: BUSHMAN (1965) no aporta información paleontológica que permita indicar la edad de la unidad, pero sugiere ser un equivalente de la Formación Morán (que en la zona norte de Barquisimeto es la actual Formación Matatere) de "Paleoceno?". Según STEPHAN (1985: pl. III), la zona de la Formación Matatere en Altos de Pavia corresponde a su unidad Matatere II de edad Eoceno temprano.

Correlación: BUSHMAN (1965: 55-57) presenta un recuento de localidades paleógenas con

capas de peñones descritas en Venezuela y Trinidad, probablemente depositadas en ambientes semejantes al de Pavia, pero ello no implica que sean necesariamente correlacionables. En el mapa geológico de Lara central presentado de RENZ (1960) aparecen cartografiados diversos niveles de capas de peñones, los de Pavia no parecen corresponder a ninguno de los demás, dado que se encuentra en un bloque estructural distinto de la Formación Matatere.

Paleoambientes y fuente de sedimentos: Igual a lo indicado para la Capa de Peñones de

Paragüito.

3.8. NIRGUA, COMPLEJO

Válido Paleozoico-Mesozoico? Estados Lara y Yaracuy Referencia original: A. Bellizzia y D. Rodríguez G., 1967: 262. Consideraciones históricas: BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1967) introducen el nombre de

Formación Nirgua con una descripción somera, que posteriormente amplían (1968), incluyéndola en el Grupo Los Cristales. BELLIZZIA et al. (1976) continúan su cartografía y amplían su descripción, tanto en la Serranía de Aroa, como en las montañas de Nirgua y Tucuragua. GONZÁLEZ (1972) cartografía la unidad entre Bejuma y Miranda, estado Carabobo.

Una estrecha franja paralela a la costa entre Morón y Cata, Carabobo, que contiene rocas eclogíticas es cartografiada por MORGAN (1969), GONZÁLEZ (1972) y RODRÍGUEZ (1972) como "Formación Nirgua", pero estas rocas de metamorfismo de AP-BT hoy día se incluyen en el Complejo Carayaca.

Entre Chivacoa y Nirgua, BLANCO (1980) cartografía cuatro unidades informales, a saber: anfibolita y esquisto cuarzo micáceo; mármol y esquisto carbonático; esquisto cuarzo micáceo y esquisto cuarzo grafítico; esquisto cuarzo micáceo glaucofánico (esta última unidad de AP-BT también se incluye en el Complejo Carayaca).

JAIMES (2011), NEVADO (2012), COELLO (2012) y HERNÁNDEZ (2013) presentan la cartografía geológica de la unidad a escala 1:25.000, así como estudios petrográficos, a lo largo de la Serranía de Aroa desde Yumare hasta Chivacoa.

URBANI (2013) propone separar a la original "Formación Nirgua" de BELLIZZIA et al. (1976) y GONZÁLEZ-SILVA (1972) en dos partes: 1- Complejo Nirgua para las rocas mayormente metasedimentarias con metamorfismo de grado medio. 2- Complejo Carayaca, donde se reúnen rocas que fueron subducidas y que presentan metamorfismo de AP-BT, como eclogitas y anfibolitas granatíferas producto de la retrogresión de eclogitas. El contacto entre ambos complejos siempre es tectónico, a veces con lentes muy elongados de serpentinita en dichos contactos.

429

Localidad tipo: Fue señalada como el río Nirgua sin mayores detalles de localización. Los autores originales igualmente señalan buenas secciones expuestas en los ríos y quebradas drenan hacia el este en la Serranía de Aroa, desde Tesorero, Albarico, Marín, San Felipe a Campo Elías. Hoja 6446, escala 1:100.000, Cartografía Nacional.

Descripción litológica: RODRÍGUEZ et al. (1968, 1976) incluyen en esta unidad a variados

tipos litológicos como: esquisto cuarzo - micáceo, micáceo - grafítico, mármol masivo, cuarcita, esquisto y gneis cuarzo - micáceo - feldespático. Las rocas carbonáticas se presentan en forma de lentes o capas bastante continuas, bien expuestas en la carretera Nirgua - Chivacoa, estado Yaracuy. El mármol masivo es de color gris oscuro, con calcita, muscovita, grafito y cantidades menores de minerales del grupo del epidoto, albita, pirita, clorita y cuarzo.

Una litología poco mencionada es el yeso (RODRÍGUEZ 1970; 1986: 210 - 211), que aparece en

niveles lenticulares decamétricos a hectométricos de extensión, con espesores de hasta una decena de metros, a lo largo del frente de montañas entre Campo Elías y Urachiche, en una franja donde también abundan cuerpos de mármol y depósitos de sulfuros complejos (Fig. 3.12).

En la cartografía geológica de los alrededores de Chivacoa, BLANCO (1980) distingue tres

unidades informales con las siguientes litologías: 1- Mármol y esquisto carbonáticos (mármol, esquisto carbonático, cuarcita plagioclásica, esquisto cuarzo plagioclásico micáceo). 2- Esquisto cuarzo micáceo y esquisto micáceo grafítico (esquisto cuarzo micáceo, esquisto cuarzo plagioclásico micáceo, esquisto micáceo grafítico). 3- Anfibolitas y esquisto cuarzo micáceo (mármol y esquisto carbonático, anfibolita y esquisto actinolítico, epidocitas, esquisto cuarzo micáceo con o sin plagioclasa, esquisto micáceo grafítico. En esta subunidad el anfíbol es actinolita).

N

* *

Fig. 3.12. Mapa geológico de la región de Urachiche - Campo

Elías, mostrando la ubicación de niveles de yeso en el Complejo Nirgua (líneas de color violeta). Los asteriscos

ubican mineralizaciones de sulfuros complejos. Tomado de RODRÍGUEZ (1970).

Cocuaima

5 km

430

En los trabajos de JAIMES (2011), NEVADO (2012), COELLO (2012) y HERNÁNDEZ (2013) (ver (ver sección 2.8.3) se estudiaron petrográficamente los siguientes tipos litológicos:

Protolito / tipo Litología Sedimentos siliciclásticos pelíticos /Esquisto Esquisto cuarzo-micáceo

Esquisto carbonático-grafítico Calizas y carbonatos de mezcla / Mármol - esquisto Mármol ± grafítico

Esquisto actinolítico-epidótico-albítico Granofel epidótico-actinolítico Volcánicas (piroclásticas?) /

Esquisto y granofel de color verde Granofel actinolítico-epidótico-granatífero La variedad de esquistos cuarzo-micáceos y carbonáticos, mármol y yeso, sugiere protolitos

metasedimentarios variables desde sedimentos siliciclásticos a carbonáticos: pelitas silíceas, lodos carbonáticos, carbonatos de mezcla o caliza y evaporitas. Mientras que las rocas actinolíticas-epidóticas probablemente correspondan a niveles volcánicos (piroclásticas?).

Metamorfismo: Vista la presencia granate, biotita y actinolita, en distintas concentraciones

dependiendo de la composición global de la roca, pero ausencia de anfíbol verde azul (JAIMES 2011, HERNÁNDEZ 2013), se considera que esta unidad fue afectada por un metamorfismo de la facies de esquisto verde, subfacies almandino.

Espesor: No se ha determinado, si bien al igual que en las demás unidades metamórficas muy

deformadas, el espesor que pueda medirse tomando a la foliación como superficie de referencia no es más que una cifra aparente.

Extensión geográfica: El Complejo Nirgua aflora a ambos lados del gran valle de San Felipe -

Yaritagua controlado por la falla de Boconó. En la margen este del valle la unidad se extiende desde la zona de El Guayabo - Maporita, pasando por la región tipo de Nirgua, hasta las montañas de Tucuragua al sur. Mientras que en el flanco oeste del valle, va desde la región de Yumare hasta Yaritagua (Fig. 3.2, 3.3 y 3.13.).

Fig. 3.13. Extensión del Complejo Nirgua en la zona de estudio.

NNiirrgguuaa

431

Contactos: Según los trabajos de BELLIZZIA et al. (1976), JAIMES (2011), NEVADO (2012), COELLO (2012) y HERNÁNDEZ (2013), los contactos son de falla con las unidades adyacentes (Esquisto de Aroa, Complejo San Julián, Complejo Carayaca, serpentinita).

Fósiles: No se han reportado fósiles. Correlación: No se ha señalado correlación, ni similitud con ninguna otra unidad de la

Cordillera de la Costa. Expresión topográfica: No se ha indicado ninguna particularidad en este sentido. Ambiente: Debido a los protolitos interpretados de evaporitas, pelitas, calizas, con escasas

volcánicas, el marco tectónico pudo haber sido: 1- Una cuenca extensional localmente evaporítica, con aportes carbonáticos y mucha acumulación de materia orgánica, posiblemente del tipo rift continental, retro o intra-arco. 2- Una cuenca formada durante el cierre de una cuenca oceánica, en las etapas finales de drenaje de la cuenca sucesoral antes del levantamiento de un orógeno colisional. El ambiente sedimentario es casi igual en ambos casos, excepto por la mayor influencia volcánica en el rifting. Con solo conocer la edad de la roca sería posible in ferir cuál de los dos marcos tectónicos fue responsable en el caso del Complejo Nirgua. Si la edad fuera pérmica, sería pre-colisional correspondiente al cierre de una cuenca oceánica durante el ensamblaje final de Pangea. Si fuera jurásica, correspondería a rifting, durante la disgregación de Pangea.

Edad: No hay ningún indicio directo que permita acertar la edad de la unidad, por ello y según

lo planteado en la sección anterior, tentativamente la consideramos como Paleozoico-Mesozoico, sin diferenciar.

Importancia económica: RODRÍGUEZ (1970, 1986: 210 - 211) describe algunos depósitos de

yeso de importancia comercial en la serranía de Aroa. Adicionalmente, en la zona de Cocuaima - Urachiche, estado Yaracuy, RODRÍGUEZ (1972;

1986: 19, 181) describe un depósito de sulfuros de Sb - Zn - Pb - Ag que fue parcialmente explotado hasta 1969, donde reporta minerales como pirita, arsenopirita, esfalerita, calcopirita, boulangerita, pirargirita, galena y tetrahedrita, pero se desconocen sus reservas.

A través del análisis de la información publicada, pero visto en una perspectiva actual, las características y origen de los sulfuros puede resumirse como sigue:

En la zona de Campo Elías-Urachiche se halla una franja mineralizada caracterizada por menas de sulfoantimoniuros de Pb, Cu, Ag y sulfuro de Zn. En la mineralización principal de Cocuaima (Fig. 3.12) la mena se halla dentro de esquistos carbonáticos, grafíticos y micáceos formando cuerpos irregulares orientados bastamente en sentido SO-NE. Relevante es la presencia de capas de yeso de hasta 15 m de espesor en una franja paralela a la zona mineralizada asociada a su vez con lentes de mármoles micáceos. La naturaleza de la mineralización es compleja y se compone de un 80% de boulangerita microacicular, con cantidades accesorias de tetraedrita, pirargirita, arsenopirita, calcopirita, blenda y galena. La secuencia de remplazo fue algo compleja, según los estudios minerográficos de RODRÍGUEZ (1986) consistió de tres etapas: en la primera precipitaron cuarzo, pirita, arsenopirita y blenda; la segunda etapa constituyó el período principal de mineralización, donde boulangerita, calcopirita, tetraedrita y pirargirita sustituyeron total o parcialmente a las menas anteriores; una tercera etapa ocurrió luego de una leve

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deformación frágil de la mena, donde las microfracturas fueron rellenadas por galena, tetraedrita y pirargirita; fluidos hidrotermales tardíos causaron notable alteración silícico-pirítica, barítica y calcítica. Minerales supergénicos de oxidación incluyen antimoniatos, arseniatos y goethita.

El conjunto sugiere una asociación de cuenca evaporítica, quizás tipo Sabkha, donde el yeso es el remanente metamorfizado de la misma, los carbonatos se transformaron a mármoles y las rocas pelíticas a diferentes tipos de esquistos. El modelo que más se le aproxima, aunque no es exactamente igual debido a la abundancia en Sb, es el de las arcillas cupríferas del norte de Europa, el Kupferschiefer, debido a la asociación con capas rojas, evaporitas, pelitas, calizas, depositadas sobre un basamento continental granítico. Las capas rojas características de estos ambientes sedimentarios subaéreos pudieran estar ahora representadas por niveles de cuarcita, pero esta litología no ha sido reportada en la única publicación de la zona de Cocuaima (será necesario trabajo de campo y petrografía adicional en búsqueda de cuarcitas con alto contenido de óxidos de Fe para acertar dicho origen).

La mena es epi-mesotermal, exhibe alteración cuarzo-sericítico-pirítica de temperatura baja a moderada, y parece ser de tipo sedimentario-exhalativo (Sedex) o quizás sedimentario sensu stricto, para acercar esto se requiere de estudios metalogénicos más profundos, pero no se relaciona con ninguna roca ígnea, estando totalmente confinada a las rocas metapelíticas. Pertenece a: Terreno Nirgua (URBANI 2013). © Franco Urbani & Sebastián Grande, dic. 2013.

3.9. SAN JULIÁN, COMPLEJO Válido Proterozoico Estado Vargas Referencia original: F. Urbani y M. Ostos, 1989: 210. Consideraciones históricas: LAMARE (1928) es el primero en presentar información

petrográfica de rocas de esta unidad, colectadas como cantos rodados en el río Tócome, Los Chorros. Después de la definición original del “Augen - gneis de Peña de Mora” por AGUERREVERE & ZULOAGA (1937), los autores posteriores que trabajaron a escala regional desde Colonia Tovar hasta Cabo Codera, como DENGO (1951, 1953), WEHRMANN (1972), ASUAJE (1972) y URBANI y QUESADA (1972) fueron ampliando la definición de Pena de Mora para poder incluir toda una amplia gama de rocas que iban apareciendo, como esquisto y gneis de variada mineralogía, cuarcita, mármol, anfibolita y otros tipos de rocas. Así mismo, GONZÁLEZ (1972) a rocas similares cartografiadas en los estados Carabobo y Yaracuy, las denominó como “Formación Las Brisas”.

A partir del trabajo en el macizo de El Ávila por OSTOS (1981), éste autor pudo cartografiar al augengneis como una unidad separada a los demás tipos de rocas, que autores anteriores habían adicionalmente incluido dentro de Peña de Mora. Lo mismo ocurrió con los trabajos de la zona de La Sabana - Cabo Codera (URBANI et al. 1989a), Mamo - Puerto Cruz (TALUKDAR & LOUREIRO 1981) y Puerto Cabello - Valencia (URBANI et al. 1089b) donde igualmente se pudo cartografiar separadamente las zonas de augengneis de los demás tipos de rocas. Por consiguiente URBANI & OSTOS (1989), proponen volver al nombre original propuesto por AGUERREVERE & ZULOAGA

433

(1937) de Augengneis de Peña de Mora para referirse únicamente a los cuerpos dispersos de augengneis y gneis de grano grueso, mientras que proponen el nombre de Esquisto de San Julián para incluir las litologías esquistosas y gnéisicas que los circundan. URBANI (2001) propone su cambio de nombre a Complejo San Julián, a fin de adaptarse a las normas de unidades litodémicas. URBANI & RODRÍGUEZ (2004) en su integración de mapas geológicos a escala 1:25.000 de la Cordillera de la Costa, extienden la unidad en forma continua desde Cabo Codera (Miranda) hasta el estado Yaracuy.

Localidad tipo: Quebrada de San Julián, que nace en la Silla de Caracas y desemboca en el

mar Caribe en Caraballeda, estado Vargas. Hoja 6847, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. URBANI & OSTOS (1989) proponen adicionalmente secciones de referencia en el río Chuspa, al

Sur del pueblo de Guayabal, estado Miranda; carretera Chichiriviche - Colonia Tovar en el tramo de Paso Palomas - Naranjal, estado Vargas, así como en la quebrada Vallecito, Guaremal, estado Carabobo.

Descripción litológica: Las rocas preponderantes son el esquisto y gneis cuarzo - micáceo -

plagioclásico, donde frecuentemente se nota una rápida gradación desde una textura esquistosa haciéndose la granulometría más gruesa hasta que pasa a rocas de carácter gnéisico (URBANI & OSTOS, 1989). Las litologías son mármol, cuarcita y diversos tipos de rocas metaígneas (como anfibolita, metagabro, metadiorita, metatonalita y metagranodiorita. El esquisto es de color gris a gris oscuro con tonalidades verdes, meteoriza a tonos pardos, usualmente se presenta muy bien foliado. A escala centimétrica o plurimétrica pueden encontrarse niveles alternos de esquisto y/o gneis con proporciones variables de los minerales esenciales y accesorios, adquiriendo características diferentes en cuanto a color y desarrollo de foliación. El gneis siempre tiene colores más claros que los esquistos, ya que su textura se debe fundamentalmente a la mayor proporción de feldespatos y menor de filosilicatos. Una característica resaltante de ciertos sectores donde aflora el esquisto cuarzo - plagioclásico - micáceo, es que la plagioclasa (albita - oligoclasa) se tiene un desarrollo marcadamente porfidoblástico, y cuando su concentración es alta puede enmascarar a la foliación, impartiéndole a la roca un aspecto moteado. Buenos ejemplos de esto pueden verse en la cuenca del río Chichiriviche, Vargas (OSTOS 1992), y en la quebrada Vallecito, Carabobo (GRANDE 1982).

Según OSTOS (1981) en el macizo de los picos Ávila y Silla de Caracas, los tipos litológicos predominantes son el esquisto y gneis cuarzo - feldespático - micáceo, usualmente de color grisáceo a blanquecino y más o menos verdoso según la cantidad de anfíbol, epidoto y clorita. También encuentra litologías minoritarias como cuarcita, epidocita, cloritocita, esquisto anfibólico y otras. Este autor encuentra que el gneis es más abundante al este del poblado de San José de Galipán reduciéndose al oeste.

En la zona de Las Sabana - Cabo Codera (URBANI 1989a) los tipos de rocas predominantes y su mineralogía promedio (% en volumen) son los siguientes: esquisto y gneis cuarzo - plagioclásico - micáceo (cuarzo, 39; plagioclasa, 18, muscovita, 14, clorita, 10, biotita, 5; epidoto, 8; feldespato-K, 2; granate, 1). La mineralogía de otras rocas minoritarias es: esquisto anfibólico (anfíbol, 40; cuarzo, 20; plagioclasa, 17, epidoto, 7; biotita, 6; clorita, 11; opacos, 4), anfibolita (anfíbol, 45; plagioclasa, 15, cuarzo, 7; epidoto, 7; biotita, 2; clorita, 3; opacos, 6), mármol (carbonatos, 91, y cantidades menores de cuarzo, albita, muscovita, grafito y opacos). La plagioclasa puede variar de albita a andesita, pero predomina la oligoclasa, mientras que el anfíbol usualmente posee tintes ligeramente verde - azulados.

434

En la zona de Puerto Cruz - Mamo (TALUKDAR & LOUREIRO (1981) los tipos de roca en orden decreciente de abundancia son: esquisto y gneis cuarzo - feldespático - micáceo ± granate ± epidoto, esquisto feldespático, esquisto epidótico, esquisto muscovítico - cuarcífero, cuarcita y anfibolita.

En la cuenca del río Tócome, al noreste de Caracas, GARCÍA et al. (1995) encuentra los siguientes tipos litológicos dentro de esta unidad, esquisto (plagioclásico - micáceo - epidótico, micáceo - cuarcífero, cuarzo - epidótico, micáceo - plagioclásico, clorítico - epidótico, anfibólico - plagioclásico, plagioclásico - epidótico, plagioclásico - anfibólico - epidótico) y gneis (plagioclásico - cuarzo - micáceo, plagioclásico - micáceo). Así mismo, SABINO & URBANI (1995) en el flanco Sur del pico Naiguatá describen: esquisto (feldespático - cuarzo - micáceo, cuarzo - micáceo, epidótico - cuarcífero), gneis (feldespático - cuarzo - micáceo) y cantidades menores de cuarcita y mármol.

OSTOS (1981) a partir de evidencias petrográficas interpretan que entre esta amplia gama de litologías, aquellas más ricas en feldespatos corresponden a rocas metaígneas félsicas, las esquistosas ricas en micas sean producto de un protolito sedimentario. También describen niveles máficos ricos en epidoto, anfíbol verde azul ± clorita las interpretan como producto del metamorfismo de horizontes volcánicos exclusivamente máficos, probablemente tobas y lavas. Hay localidades donde existen cuerpos tabulares o boudines metamáficos probablemente originados de diques basálticos.

Al ver la distribución total de la unidad en los mapas de URBANI & RODRÍGUEZ (2004) y

HACKLEY et al. (2006), se nota que los afloramientos se dividen en dos grandes bloques (Fig. 3.??): Un bloque oriental con gran exhumación plio-cuaternaria constituido por una mayor proporción de rocas metaígneas plutónicas félsicas, incluyendo migmatitas, y en menos proporción metasedimentarias. El bloque occidental está exhumado en menor grado y es predominantemente metasedimentario, pero envuelve diversos plutones graníticos -hoy gneises-, algunos de dimensiones batolíticas, que en el Léxico Estratigráfico de Venezuela se describen como unidades separadas: Guaremal, Choroní, Cabriales y Colonia Tovar (e.g.: URBANI 2001).

El Complejo San Julián es una complicada unidad de la Serranía del Litoral de la Cordillera de

la Costa, que convenientemente ha permitido incluir a todas las rocas cuarzo feldespáticas ±micáceas, ya sea esquistosas o gnéisicas, de protolito sedimentarias o ígneo, y con metamorfismo de grado medio. De ahí la gran cantidad de subunidades en la cual ha sido subdividida en las diversas zonas donde se ha estudiado con relativo detalle. Por consiguiente su origen, ambiente tectónico y edad pudiera ser variable a lo largo de sus 300 km de extensión.

Metamorfismo: La asociación mineralógica típica en las rocas cuarzo micáceas feldespáticas

de esta unidad es la coexistencia de biotita y granate, pero en aquellas rocas de composición máfica es omnipresente la presencia de barroisita (anfíbol verde azul) (URBANI 2001, 2013). El campo de estabilidad de la barroisita abarca el extremo superior de la facies de esquisto verde, la porción de alta temperatura de la facies de esquisto azul, pero es característica de la facies de anfibolita epidótica (e.g.: VAN STAAL et al. 2008) (Fig. 3.14). Por lo anterior se considera que el Complejo San Julián ha sido afectado mayormente por un metamorfismo en la facies de la anfibolita epidótica. Pero dentro de su gran extensión geográfica de la unidad, se han reportado tres localidades donde se identifica el mineral sillimanita (Crucito-Tesorero, Yaracuy; Cabriales, Carabobo; Ríos Naiguatá y Todasana, Vargas, URBANI 2010, GRANDE 2013a).

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En resumen, en el actual Complejo San Julián se reúnen rocas que estuvieron afectadas por fases metamórficas de condiciones P-T contrastantes: (1) Asociación con sillimanita, de extensión geográfica relativamente local, que estuvo en condiciones de facies de anfibolita almandínica, de una serie barroviana típica con gradiente geotérmico intermedio. (2) Asociación con granate, biotita y barroisita, arealmente mayoritaria, en facies de esquisto verde (granate) hasta anfibolita epidótica, que sería indicativa de condiciones de presión algo mayores y de temperatura algo menores que las del metamorfismo barroviano, con gradiente geotérmico de intermedia a alta P/T. Dichas asociaciones debieron formarse como parte de series de distintos gradiente geotérmicos actuantes durante el metamorfismo regional (Fig. 3.14).

Fig. 3.14.. Gráfico mostrando las condiciones de P-T para las distintas facies metamórficas. La zona de color

amarillo corresponde a la presencia de sillimanita, mientras que el círculo rojo muestra aproximadamente la zona de

estabilidad de la barroisita.

Esto trae como consecuencia la necesidad a futuro de realizar estudios específicos de campo y laboratorio, para intentar cartografiar las rocas de la asociación con sillimanita y separarla del resto, la cual probablemente deberá recibir un nuevo nombre.

Como se indica en el aparte de edad, al menos las rocas de la asociación biotita-granate-barroisita, sufrieron una fase metamórfica pérmica durante el ciclo Hercínico, para ser luego ser afectadas por cambios retrógrados en facies de esquisto verde en el ciclo Caribe, durante la fase de apilamiento de napas en la parte norcentral del país.

Extensión geográfica: Desde la localidad tipo el norte de Caracas, se ha extendido hacia el

Oeste hasta Yumare en el estado Yaracuy, y hacia el este hasta Cabo Codera en el estado Miranda (Fig. 3.15 y 3.16).

URBANI & RODRÍGUEZ (2004) y HACKLEY et al. (2004) muestran la extensión total de la unidad a lo largo del núcleo de toda la Serranía del Litoral de la Cordillera de la Costa, ocupando cerca del 80% del actual Terreno Ávila (URBANI 2013), con unos 300 km de longitud en dirección este-oeste, y un ancho en dirección norte-sur de hasta 25 km (Fig. 3.15A). Los afloramientos pueden dividirse en dos bloques (URBANI 2004: 17): El oriental o Bloque Naiguatá (Fig. 3.15B) que tiene forma lenticular y se extiende desde Caracas hasta Cabo Codera, mientras que el occidental desde Carayaca hasta Yaracuy tiene una forma más irregular. Entre Tacagua y Carayaca no aflora el Complejo San Julián (Fig. 3.15A) y en su lugar las unidades de AP-BT del Terreno Carayaca están en contacto tectónico directamente sobre las del Terreno Caracas (Fig. 3.15B). Desde el Plioceno el bloque oriental ha sido exhumado más rápidamente en un régimen transpresivo entre las fallas transcurrentes dextrales de San Sebastián y El Ávila.

Expresión topográfica: Por formar parte del núcleo de la Cordillera de la Costa, siempre

aflora en zonas de topografía muy abruptas y grandes pendientes.

436

Contactos: En muchos casos los contactos son de fallas de ángulo alto con unidades adyacentes. El contacto con el Augengneis de Peña de Mora, cuando es visible se muestra abrupto y en concordancia estructural, pero en otras ocasiones son gradacionales con intercalaciones de ambos tipos de litologías. Los contactos con los complejo Nirgua y Carayaca, Mármol de Antímano, esquistos de Tacagua y Las Mercedes son de falla (URBANI & RODRÍGUEZ 2004).

68o 67o 66o

Fig. 3.15. Mapas geológicos mostrando la distribución del Terreno Ávila, subdividido en dos partes. El Complejo San Julián ocupa >80% del área del terreno Ávila.

A: Fragmento del mapa de HACKLEY et al. (2006). B: Adaptado de URBANI (2004).

Fig. 3.16. Extensión del Complejo San Julián en la zona de estudio.

Sedimentos cuaternarios no consolidados Terrenos Carayaca y Tacagua (Complejo Carayaca y Esq. de Tacagua)

Terreno Caracas (Esquistos de Las Brisas y Las Mercedes) Terreno Ávila (Complejo San Julián, Augengneis de Peña de Mora y

demás metaígneas plutónicas félsicas

10o30´

Bloque occidental

Bloque oriental

BBllooqquuee oocccciiddeennttaall

BBllooqquuee oorriieennttaall oo NNaaiigguuaattáá

A

B

437

Edad: KOVACH et al. (1979) presenta datos de Rb/Sr de seis cantos rodados de muestras esquistosas de la quebrada San Julián, cuyas isocronas al ser recalculadas por URBANI (1982: 81) resulta en una edad de 270 Ma para las rocas esquistosas y 220±20 Ma para gneises graníticos; dichas edades corresponden a un evento metamórfico en el ciclo Hercínico, correspondiente al amalgamiento y ensamblaje final de Pangea.

KOHN et al. (1984) en dos muestras de la subida de Caracas al pico Ávila en cotas 1.300 y 2.130 m s.n.m. determinaron edades por huellas de fisión en zircón (temperatura de cierre de aproximadamente 200ºC) de 18,4 ± 1,9 y 17,5 ± 1,7 Ma, respectivamente.

Algunos cuerpos de rocas metaplutónicas félsicas ubicadas en el Bloque Occidental del Complejo San Julián, como el Metagranito de Guaremal, Gneis de Choroní, Colonia Tovar, un dique metatrondjemítico cerca de Cata, y un dique de granítico en la cantera de Farriar, todos envueltos por rocas metasedimentarias del Complejo San Julián, muestran edades en el rango de 512 a 471 Ma (Cámbrico-Ordovícico-Silúrico, U-Pb zircón, SISSON et al. 2005, URBANI et al. 2008, BAQUERO 2014). Así mismo, una muestra de un gneis porfidoclástico de composición sienogranítica probablemente metasedimentario, considerado perteneciente al Complejo San Julián, estado Yaracuy (URBANI et al. 2013), aportó resultados muy complejos con cinco picos: Silúrico Medio (429 Ma), Devóvico Temprano (406 Ma), Devónico Medio (388 Ma), Carbonífero (355, 321Ma) y Pérmico Temprano (293 Ma), no previamente registrados ni para el Complejo San Julián, ni para las otras unidades del Terreno Ávila. La edad pérmica de esta muestra y de aquellas de KOVACH et al. (1979), representan una edad metamórfica.

Considerando la conspicua foliación como superficie de referencia, todos estos cuerpos metaígneos y su envoltorio del Complejo San Julián, presentan relaciones de concordancia estructural. Por consiguiente no se sabe a ciencia cierta si los contactos originales previos a los ciclos metamórficos fueron intrusivos o tectónicos. Las únicas excepciones donde los contactos son claramente intrusivos, corresponden al Metagranito de Guaremal (501±25 Ma) y los diques de Cata (512±3 Ma) y Farriar (492,4 (+8,0; -10,0) Ma). La edad de tales intrusivos constriñen la edad mínima del Complejo San Julián, al Cámbrico temprano, en consecuencia, preferencialmente consideraremos a la unidad como del Proterozoico -sin diferenciar-, aun cuando probablemente sea Neoproterozoico.

El Augengneis de Peña de Mora otra clásica unidad de la Cordillera de la Costa, también rodeada por el Complejo San Julián, fue datada en 1.659,4 ±5,8 Ma (Paleoproterozoico, U-Pb zircón, URBANI et al. 2013), probablemente corresponda a un basamento Paleoproterozoico sobre el cual se depositaron los sedimentos que dieron origen al Complejo San Julián.

Correlación: Se ha correlaciona con las rocas esquistosas y gnéisicas del Complejo de

Yaritagua (BELLIZZIA et al. 1976, URBANI 2001). Origen y Ambiente: OSTOS (1981) analiza componentes mayoritarios y elementos trazas de

diversas rocas de esta unidad, deduciendo un origen sedimentario para el esquisto cuarzo - feldespático - micáceo, y metaígneo granítico para los gneises cuarzo feldespáticos.

Con el conocimiento actual de la unidad en particular, y la Cordillera de la Costa en general, el origen y ambiente lo podemos resumir como sigue:

Los intervalos volcánicos son exclusivamente máficos, algunos pudieran ser metabasalto o metadiabasa, por el delgado espesor y abudinamiento que muestran, otros intervalos pudieran ser de piroclásticos a epiclásticos. Los intervalos de cuarcita pudieran ser abanicos submarinos turbidíticos locales, los intervalos carbonáticos, frecuentemente mármoles tremolíticos, pudieran ser calizas pelágicas. La presencia de dispersas rocas grafíticas indicaría ambientes euxínicos.

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La unidad probablemente corresponda a un marco tectónico de cuenca retro-arco ensiálica extensional con un basamento granítico continental. Dicho basamento parece haber variado desde litologías más graníticas hacia el oeste, a más tonalíticas hacia el este. Pudo haberse tratado de un rosario de cuencas extensionales en el margen continental, cada una con ciertas características propias, lo que hace que la unidad tenga una gran variabilidad litológica, o de cuencas diferentes, generadas en marcos tectónicos ligeramente distintos.

Granitoides como en el Metagranito de Guaremal y los diques de Cata y Farriar, son del ciclo Caledoniano e intrusivas en la unidad. Otras unidades félsicas (e.g.: Augengneis de Peña de Mora), más bien pudieran representar el basamento continental extendido de las cuencas retro-arco ensiálicas, ya que nunca se han reportado rocas ultramáficas en esta unidad.

Importancia económica: RODRÍGUEZ (1986: 115) señala que en las zonas de Salom y

Temerla, estado Yaracuy, hay un gneis feldespático con poca biotita que fue explotado en forma intermitente para la producción de mena feldespática para la elaboración de cerámicas.

En las montañas al noroeste de San Joaquín se conoce una localidad de pegmatita muy meteorizada donde se han encontrado buenos cristales de berilo, algunos de los cuales de la variedad aguamarina que han podido ser tallados, usualmente aparecen asociados con cuarzo ahumado (DE TONI 1983).

Pertenece a: Terreno Ávila (URBANI 2013). © Franco Urbani & Sebastián Grande, dic. 2013.

3.10. SAN QUINTÍN, COMPLEJO Válido Cretácico Temprano? Estado Yaracuy Referencia original: A. Bellizzia, D. Rodríguez G y E. Zambrano, 1976: 3329. Consideraciones históricas: BELLIZZIA et al. (1976: 3329) utilizan en nombre de Formación

San Quintín para designar una secuencia metavolcánica - metasedimentaria que aflora en el macizo de San Quintín, estado Yaracuy. LOZANO & MUSSARI (2008) afinan la cartografía geológica de la unidad y la estudian petrográficamente, mientras que GRANDE (2013a) mejora la descripción petrográfica. Por la intercalación de roca ígneas y sedimentarias, URBANI et al. (2012) propone un cambio de nombre a Complejo San Quintín.

Descripción litológica: Según la descripción de los autores originales (BELLIZZIA et al. 1976,

BELLIZZIA 1986), la unidad comprende un conjunto de rocas volcánicas máficas débilmente metamorfizadas y una secuencia metasedimentaria de metarenisca, metalimolita, filita y escasos afloramientos de metaconglomerado.

Los tipos de rocas metavolcánicas presentes son esencialmente metatoba de cristales y líticas, brecha y metalava en menor proporción. La metatoba, dominante en toda la secuencia volcánica, es densa, de color verde y verde oscuro con colores de meteorización rojizos y violáceos. De acuerdo al tamaño de los fragmentos se clasifican tanto como líticas, de lapilli y de cristales; los fragmentos incluidos son de lava, angulares, verdes o verde oscuros, con variaciones en el grado de cristalinidad. Además se observan fenocristales de plagioclasa, parcial o totalmente alterada a calcita, sericita y clorita y escasos fenocristales de augita. La abundante matriz, de color verde

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oscuro, esta formada por agregados de microlitos de feldespato, calcita, cristales esqueletales de piroxeno parcialmente transformados a clorita. La metalava es densa, compacta a débilmente foliada, de color verde, verde oscuro o negro y meteoriza pardo oscuro, a rojizo o lavanda. La presencia de almohadillas es muy restringida. Existen variedades con textura porfídica, pero en general presentan textura intersertal con fenocristales de plagioclasa cálcica, a veces en agregados glomeroporfídicos. En su mayoría están totalmente alteradas a agregados de clorita, epídoto, calcita y pequeñas cantidades de pumpellita, lo que dificulta su identificación. Ocasionalmente ocurren fenocristales anhedrales de augita bastante alterados a clorita, epídoto, clinozoisita y calcita; como accesorios se presentan magnetita, hematita, y titanita. La matriz consta de microlitos de feldespatos frescos, aunque a veces muy alterados, además pequeños cristales de augita, clorita, epídoto, clinozoisita, pumpellita y un material pseudoisotrópico de aspecto vítreo, y como accesorios magnetita, hematita y leucoxeno.

Las rocas metasedimentarias de esta unidad son esencialmente metareniscas de grano fino y color verde claro, blanco o crema macizas o débilmente foliadas. Se componen de cuarzo en granos bien redondeados y cantidades menores de plagioclasa alterada y mica; la matriz está compuesta de mica, clorita y cuarzo. Además de la metarenisca se mencionan escasos niveles de metaconglomerado de color gris oscuro formados por cuarzo y fragmentos de filita, metalimolita y cuarcita en una matriz arcillosa - micácea, ligeramente orientada. Las rocas restantes son metalimolita y filita verdes claras, rojizas en superficies meteorizadas.

Según LOZANO & MUSSARI (2008) los principales tipos de roca volcánicas máficas (lava, toba, brecha volcánica) y rocas psamíticas, con metamorfismo de bajo grado, se presentan ligeramente foliadas. Tanto la lava como la brecha volcánica tienen color fresco azulado a violáceo. La metatoba tiene un color fresco gris oscuro y en ocasiones. La brecha es masiva y está intercalada con la lava. Las rocas volcánicas son de composición basáltica, con plagioclasa tipo labradorita, usualmente con distintos grados de sericitización. El clinopiroxeno está total o parcialmente alterado a clorita. Hay cantidades menores de minerales secundarios y de alteración, hematita, calcita, leucoxeno y cuarzo en vetillas. Las rocas sedimentarias son mayoritariamente areniscas de grano fino a medio, con un color gris claro. Algunas rocas presentan un moderado pleglamiento. La petrografía detallada -muestra por muestra- puede consultarse en LOZANO & MUSSARI (2008) y su reevaluación en GRANDE (2013a).

En contacto tectónico con el Complejo San Quintín, se encuentra el Metagabro de la Zurda (ver sección 3.4), una unidad también de metamorfismo de bajo grado metamórfico (facies de esquito verde - clorita), y ambas a su vez yuxtapuestas tectónicamente con las rocas de facies de la granulita del Complejo de Yumare.

Metamorfismo: La unidad alcanzó la facies del esquisto verde (clorita) (BELLIZZIA et al. 1976,

LOZANO & MUSSARI 2008, GRANDE 2013a).

Localidad tipo: Abarca solamente la mitad sur del cerro San Quintín, a unos 10 km al Norte de Yumare, estado Yaracuy. Hoja 6447, escala 1:100.000, Cartografía Nacional.

Espesor: No se ha indicado.

Extensión geográfica: Aflora en un solo cuerpo de dirección este-oeste de unos 5 km de longitud, por unos 1,5 km de ancho (BELLIZZIA et al. 1976, LOZANO & MUSSARI 2008) (Fig. 3.5).

Contactos: Son de falla con rocas del Complejo de Yumare y el Metagabro de La Zurda

(LOZANO & MUSSARI 2008, URBANI et al. 2012, GRANDE 2013a).

440

Fósiles: No se han reportado. Edad: BELLIZZIA et al. (1976) interpretan una edad Cretácica con base a su presunta posición

estratigráfica entre el Esquisto de Aroa (Jurásico - Cretácico) y la Formación Cerro Misión (Eoceno), además por su relación cercana con el Complejo de Yumare señalan que no debe descartarse que la edad sea pre-Mesozoico.

Dado que los contactos de la unidad son de falla, las inferencias con base a "posiciones estratigráficas” no son adecuadas. Pero si bien no se dispone de información geocronológica específica para la unidad, a título provisional concordamos con una edad Cretácico Temprano, como fuera sugerido por BELLIZZIA et al. (1976), luego aceptado por STEPHAN (1982: 212) con base a semejanzas con algunas unidades volcano-sedimentarias de la faja Caucagua-El Tinaco, y su metamorfismo de bajo grado (clorita).

Correlación: BELLIZZIA et al. (1976), BELLIZZIA et al. (1986) y STEPHAN (1982: 212) realizan

comparaciones litológicas entre San Quintín y otras unidades de la Cordillera de la Costa, como la Filita de Las Placitas de la faja Caucagua-El Tinaco. Sin embargo con el nivel actual del conocimiento de las unidades San Quintín y Las Placitas, estas correlaciones deben tomarse con mucha reserva.

Origen y evolución: BELLIZZIA et al. (1976) y BELLIZZIA et al. (1986) interpreta a esta unidad

como la cobertura sedimentaria del Complejo de Yumare. No existen estudios geocronológicos ni geoquímicos específicos, que permitan conocer la

edad, ni inferir los ambientes tectónicos de la cristalización de las rocas volcánicas. Pero por la presencia de lavas, piroclásticas, epiclásticas, sedimentarias, probablemente represente una cuenca volcano-sedimentaria asociada al arco del Caribe. Mientras que el Metagabro de La Zurda representaría las raíces plutónicas del arco.

Pertenece a: Terreno San Quintín

3.11. SIQUISIQUE, OFIOLITA DE (nueva entrada) Válido Cretácico Tardío Estados Lara y Falcón Referencia original: A. Bellizzia, D. Rodríguez G. y M. Graterol, 1972: 182. Consideraciones históricas: El concepto de ofiolita aplicado a estos cuerpos de rocas ígneas

fue introducido por SCHILLING J. & E. NIGGLI (1957). El nombre de “Ofiolitas de Siquisique - Río Tocuyo” fue introducido por BELLIZZIA et al. (1972). Luego BELLIZZIA (1986) propone el cambio a Ofiolita de Siquisique, pero quedó como una denominación informal ya que no fue incluida en la tercera edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela de 1997. CORONEL & KIEWIET DE JONGE (1957) y CSV (1965) presentan una detallada cartografía del cuerpo de Los Algodones, de muy fácil acceso ubicado entre Siquisique y Baragua, y con menos detalle el cuerpo mayor localizado en los alrededores de Las Tinajitas-Chorrerones-Topeye. NATERA (1957) cartografía otros cuerpos menores en los alrededores de Puente Limón y Mapararí. STEPHAN (1982) también estudia la zona de Los Algodones, pero con mayor énfasis en las unidades sedimentarias asociadas tectónicamente a la Ofiolita. BARTOK et al. (1985) presentan el

441

hallazgo de amonites del Jurásico Medio en intersticios de bloques sueltos de lavas almohadilladas, extendiéndose la idea errónea que la Ofiolita es de esta edad. GIUNTA et al. (2002: 25) analizan geoquímicamente muestras de basalto y gabro. KERR et al. (2009) realizan estudios geoquímicos y geocronológicos Ar-Ar. MUÑOZ & RODRÍGUEZ (2009) y REATEGUI (2011) realizan la cartografía geológica del cuerpo mayor de la ofiolita, desde la quebrada Yurí, uno de los afluentes de la quebrada La Torta, siguiendo hacia el este, hacia los poblados de Macuere y alcanzando la terminación del cuerpo ígneo en la quebrada Maroroy. BAUMGARTNER et al. (2013) estudian los radiolarios contenidos en muestras de chert negro intercalados con las volcánicas.

Localidad tipo: La localidad tipo implícita en las publicaciones es el cuerpo de Los Algodones,

ubicada a media distancia entre Siquisique y Baragua. Siendo el cuerpo más estudiado por su fácil ubicación y excelentes afloramientos. Pero el nombre proviene de la cercana población de Siquisique, capital del municipio Urdaneta, estado Lara.

Descripción litológica: En la cartografía geológica se han separado dos subunidades, una de

rocas plutónicas y otra de rocas volcánicas-hipoabisales. En la subunidad de rocas plutónicas predominan distintos tipos de gabro, adicionalmente se localizaron unas pocas rocas ultramáficas. En la subunidad de rocas volcánicas se han identificado tanto variedades de basalto como de diabasa.

Las rocas plutónicas se pueden agrupar en: 1) Rocas gabroides (gabro ± prehnitizado, gabro olivinífero ± serpentinizado ± prehnitizado, gabro piroxénico, melano gabro olivinífero ± serpentinizado, gabronorita ± serpentinizada, norita hornblendo-piroxénica, troctolita). 2) Ultramáficas (harzburgita ± serpentinizada, wherlita ± serpentinizada, lherzolita ± serpentinizada, peridotita piroxénica, dunita serpentinizada y hornblendita). De las rocas ultramáficas sólo dos provienen de afloramientos y las demás proceden de bloques sueltos en las laderas. No fue posible cartografiar separadamente zonas de rocas ultramáficas.

El gabro presenta colores de meteorización gris verdosos, mientras que los colores frescos dependen de la variedad de gabro y en particular de su índice de color, variando desde leucogabro hasta melanogabro. Usualmente los afloramientos están muy meteorizados, y los bloques más frescos se encuentran sueltos en las quebradas o residuales de la meteorización. Todas las muestras son holocristalinas, faneríticas con texturas a veces orientada, sugiriendo el deposito de minerales por diferenciación gravitatoria en la cámara magmática, lo cual concuerda con texturas cumulus observadas al microscopio. Los tamaños de los cristales tienen una distribución seriada. Ocasionalmente la plagioclasa manifiesta texturas zonadas y el piroxeno es poiquilítico. En el campo los afloramientos se muestran cruzados por numerosas bandas oscuras y de grano fino que corresponden a zonas cizallamiento. Al ser analizadas petrográficamente estas bandas cizalladas se clasifican como ultracataclasitas.

Las rocas volcánicas-hipoabisales predominan las variedades de basalto (basalto, basalto amigdaloide, basalto prehnitizado y basalto carbonatizado), seguido de diabasa a veces no separable en campo, con la excepción de una granulometría ligeramente más gruesa en la diabasa, pero fundamentalmente diferenciable en el laboratorio a través del estudio de las secciones finas, por la presencia de textura ofítica.

En el campo estas rocas se muestran con un color verde oscuro, con meteorización que produce suelos de colores rojizos. Hay dos variedades granulométricas, las de grano muy fino casi afaníticas corresponden a basalto, mientras que otras más raras con cristales >0,5 mm resultaron ser diabasas por su textura ofítica, solo reconocida al microscopio. El basalto es una roca masiva

442

que aparece tanto homogénea, como en brechas, mientras que en algunos afloramientos presentan estructuras almohadilladas no mayores de 0,5 m en su máxima dimensión. El basalto puede tener cristales de tamaños variables desde seriados a porfiríticos. La textura más frecuente es la afieltrada, raras veces subofítica y una sola muestra presentó textura amigdaloide. Poseen cantidades variables de una matriz muy fina no identificable y alterada, que pudiera interpretarse que haya correspondido a vidrio. La diabasa tiene características petrográficas iguales al basalto, la diferencia estriba en ser de un tamaño de grano mayor (>0,5 mm) y estar asociados la plagioclasa y el clinopiroxeno en la textura ofítica.

También se identificaron tobas piroxénica de grano fino a gruesa. En la quebrada El Guaparo se localizaron capas de chert negro intercaladas con la secuencia basáltica. Este chert fue estudiado por BAUMGARTNER et al. (2013) de donde pudieron extraer radiolarios del Cretácico Tardío.

En las rocas ígneas por lo general se observa una alta concentración de calcita, que es producto

del proceso de carbonatización, en donde las plagioclasas liberan calcio que permite formar calcita, transformándose a plagioclasas más sódicas.

Casi todas las muestras estudiadas presentan trituración y fracturamiento de los cristales, por lo cual dentro de la clasificación de rocas trituradas no foliadas con cohesión primaria de ROBERTSON (1999), mayoritariamente corresponden a protocataclasitas, con algunas pocas cataclasitas.

Metamorfismo: Por la conspicua presencia de prehnita (CSV 1965, MUÑOZ & RODRÍGUEZ

2009, REATEGUI 2011) puede indicar que las rocas fueron afectadas por un metamorfismo de muy bajo grado, correspondiente a la facies de la prehnita – pumpellita, aun cuando esa mineralogía también puede deberse a actividad hidrotermal.

Extensión geográfica: De oeste a este, el primer cuerpo se localiza en los alrededores del

poblado de Los Algodones (Fig. 3.6), el segundo y de mayor extensión aflora en la margen izquierda de la cuenca de la quebrada La Torta, continuando hacia los poblados de Chorrerones, Macuere y Maroroy (Fig. 2.4.4). Otros cuerpos menores aparecen cerca del límite entre los estados Lara y Falcón, cerca de Puente Limón y al sur de la población de Mapararí, en el sector de Las Llanadas (Figs. 2.4.5 y 2.4.6).

Contactos: En una quebrada de Los Algodones se pudo observarse el contacto entre gabro y

basalto, de manera que estando en el gabro, a partir de cierto punto y por un recorrido de unos 30 m del cauce, aparecen diques de espesores decimétricos de basalto, para luego continuar con el basalto masivo, y los contactos precisos entre ambas litología son abruptos.

Los contactos de la ofiolita tanto con las formaciones Matatere y “La Luna" y con el Complejo Estructural Los Algodones son de falla. Con la única excepción de la Quebrada Agua Linda en Macuere, donde la Formación Matatere descansa inconforme sobre el basalto (REÁTEGUI 2010, ICHASO 2011). A lo largo de la extensión oeste-este de la Ofiolita, desde Los Algodones hasta cerca de Mapararí (estado Falcón), sucesivamente la unidad esta cubierta inconformemente por las formaciones neógenas Castillo, Capadare y Casupal.

Correlación: A partir de estudios geoquímicos NEIL et al. (2013) lo correlaciona con la

formación volcánica Sans Souci de la isla de Trinidad, y las volcánicas de El Copey, en las cercanías de Carúpano, estado Sucre.

Fósiles: BAUMGARTNER et al. (2013) lograron extraer radiolarios mal preservados de capas de

chert negro intercaladas en lavas almohadilladas. Estos proporcionan una edad Cretácico medio

443

Edad: Esta unidad tradicionalmente se consideró del Jurásico, debido al hallazgo de amonites

intersticiales en bloques sueltos de lava almohadillada (BARTOK et al. 1984). Con base al trabajo de campo realizado y a la consulta del trabajo original de RENZ (1949), se deduce que los bloques donde se localizaron los amonites corresponden a olistolitos procedentes de la Formación Matatere, en consecuencia esa edad no es extrapolable a la Ofiolita.

KERR et al. (2008) a partir de análisis Ar-Ar en muestras de basalto y gabro determina una edad de 90-95 Ma. Esta edad es concordante con la edad paleontológica del Cretácico medio obtenida por BAUMGARTNER et al. (2013).

Origen y ambiente: En el trabajo de NEIL et al. (2013), basado en la geoquímica de muestras de

las unidades de Siquisique, Sans Souci (Trinidad) y El Copey (Paria), encontraron una notable similitud entre ellas, en consecuencia los autores concluyen que puedan haberse originado por un mismo evento magmático en el margen meridional suramericano del rift proto-Caribe. Este magmatismo probablemente correspondió a la fusión de la parte más superior de la Astenósfera, o quizás y más probablemente en una montaña submarina formada en las etapas tempranas del "rifting" proto-Caribe. Muchos de los magmas modernos ubicados fuera-del-eje de las dorsales oceánicas son mezclas de manto MORB empobrecido y otras fuentes más enriquecidas. Resultados similares de fusión parcial se encuentran en Sans Souci, El Copey y Siquisique.

La separación geográfica y fragmentación de estas unidades se debe al fuerte fallamiento transcurrente dextral ocurrido en el norte de Suramérica desde el Mioceno hasta hoy día.

Pertenece a: Napa Siquisique.

3.12. YUMARE, COMPLEJO Válido Neoproterozoico Estados Yaracuy y Falcón Referencia original: A. BELLIZZIA & D. RODRÍGUEZ G., 1976: 3347. Consideraciones históricas: BELLIZZIA et al. (1976: 3347) utilizan el nombre de Complejo de

Yumare para describir un conjunto de rocas metamórficas de muy alto grado, bien expuestas en el macizo de San Quintín y cerros adyacentes, estado Yaracuy. La ubicación de rocas metamórficas en los cerros del norte de Yumare, aparece publicada por primera vez en el mapa geológico de LIDDLE (1928), luego fueron reconocidos por KUGLER (1949), pero son NATERA (1957) y BELLIZZIA & RODRÍGUEZ (1966, 1976) quienes lo cartografían. BELLIZZIA et al. (1976) a referirse a la campaña de cartografía geológica del estado Yaracuy, señala que “uno de los hechos más resaltantes de esta investigación es el descubrimiento de un complejo de rocas de alto metamorfismo constituido por anortosita, granulita, gneis y anfibolita”. En el año 2006 el grupo de trabajo UCV-FUNVISIS, inicia un nuevo levantamiento geológico a escala 1:25.000, de los cerros de Tarana, San Quintín, La Zurda y Salsipuedes, con estudios petrográficos. El trabajo es publicado por LOZANO & MUSSARI (2008), con una actualización petrográfica por GRANDE (2013a). La mayor dificultad encontrada en el campo fue la alta meteorización y la escasez de afloramientos, a excepción de unas pocas quebradas, de manera que usualmente no se observan bien los contactos entre los distintos tipos de rocas (URBANI et al. (2008).

444

Localidad tipo: No esta expresamente indicada, pero los autores originales indican que hay

buenos afloramientos en los cerros de San Quintín y La Zurda, todos ellos ubicados a unos 10 km al Norte de la población de Yumare, de donde toma su nombre. Estado Yaracuy. Hoja 6447, Aroa, Dirección de Cartografía Nacional.

Descripción litológica: BELLIZZIA et al. (1976) interpretan los cerros del norte de Yumare

como bloques fallados, donde rocas del basamento pre-Mesozoico se han puesto en contacto con rocas de diferente petrogénesis. Señalan que la unidad está constituida por rocas gnéisicas semejantes a las del Complejo de Yaritagua, así como anortosita, granulita, anfibolita y piroxenita.

Utilizando los trabajos de LOZANO & MUSSARI (2008) y GRANDE (2013a), se conoce que el Complejo contiene charnockitas máficas (enderbita), intermedias (mangerita) y félsicas (charnockita s.s.), que junto con la anortosita y el granofiro, integran la asociación ígnea anortosita-mangerita-charnockita-granito (AMCG).

La descripción de cada cerro sigue en forma separada: San Quintín: En la mitad septentrional del cerro aflora el Complejo Yumare, integrado casi totalmente por rocas anortosíticas, habiéndose hallado una sola muestra de ortopiroxenita; ambos tipos de rocas tienen evidencias de textura de adcumulado. Las rocas presentan distintos grados de cizallamiento, pudiendo en algunos casos encontrarse verdaderos gneises anortosíticos, con un alto grado de estiramiento de los granos y estructuras fláser. Debido a la intensa meteorización, muchas veces las únicas rocas frescas que se pudieron colectar corresponden a bloques sueltos, remanentes de la meteorización pero de ubicación original muy cercana y sin afloramientos visibles. En una localidad se observa un dique de basalto toleítico que intruye la anortosita. La Zurda: Aquí afloran rocas charnockíticas con una composición mineralógica muy variable, de manera que en el triángulo APQ caen en los campos de cuarzo-gabro, gabro, cuarzo-monzonita y cuarzo-sienita. Se encontraron unas pocas muestras de anortosita. También aflora granofiro, que es un tipo de roca muy conspicuo con grandes cristales de cuarzo de color gris azulado.

La anortosita aflora en la mitad septentrional del cerro San Quintín, y algunas pocas muestras se observaron en La Zurda. Estas últimas son similares a las de San Quintín, excepto por ser mucho menos ricas en minerales máficos y en ellas se observa mejor la textura de adcumulado. Este tipo litológico se encuentra muy meteorizado, tiene un color fresco blanco a crema, en ocasiones, posee pequeños lentecitos verdes, el color de meteorización es marrón oscuro a ocre blancuzco. Su tamaño de grano promedio es de 1-2 cm y en algunos sectores presenta textura gnéisica debido a textura milonítica o blastomilonítica. En afloramiento se puede apreciar plagioclasa, piroxeno o anfíbol, segregaciones primarias de ilmenita y vetas de cuarzo.

Rocas charnockíticas: Afloran en el cerro La Zurda y pueden agruparse en tres grandes categorías: Las charnockitas máficas o enderbita (cuarzo-gabro y gabro charnockítico), intermedias o mangerita (cuarzo-monzonita charnockítica) y félsicas o charnockita (cuarzo-sienita charnockítica). El mineral indicativo de su carácter charnockítico, el hipersteno, se ha preservado sólo ocasionalmente, estando casi siempre oxidado y pseudomorfizado por hematita (GRANDE 2013c). Son frecuentes en estas rocas las texturas mesopertíticas y antipertíticas. En el campo todas las charnockitas fueron clasificadas como gabro.

Granofiro: Se presenta intercalado con las rocas charnockíticas en el cerro La Zurda. En muestras de mano se observa un tamaño de grano de 1-3 cm y exhibe una característica textura gráfica. Se distingue el feldespato alcalino de color blanco crema, el cuarzo azulado y algunos minerales máficos oxidados.

445

Metamorfismo: Según GRANDE (2013a) las rocas exhiben minerales remanentes de un metamorfismo de alto grado, como clino y ortopiroxeno, que se han preservado muy localmente y en escasa cantidad. La presencia de algunas texturas de alto grado, como texturas antipertítica y mesopertítica, así como zircones redondeados con morfología de pelota de fútbol atestiguan un metamorfismo en la facies de la granulita. Hay cambios retrógrados, pero es difícil discernir si son debidos a la superimposición de un metamorfismo regional de bajo grado durante el Mesozoico tardío - Paleógeno sobre la mineralogía original de alto grado, o si es más bien debida a alteración hidrotermal favorecida por el fallamiento que ha afectado estas rocas a lo largo de su historia. Consideramos que esta última hipótesis es la preferencial debido al hecho que las rocas atestiguan un alto grado de cataclasis, pero carecen de estructuras penetrativas. Los minerales de baja temperatura sustituyen a los piroxenos originales, a veces completamente, pero no dan indicios de un nuevo evento metamórfico de bajo grado, ni del desarrollo de una foliación.

Extensión geográfica: La distribución regional de este complejo se restringe a los macizos de

San Quintín y La Zurda al norte de poblado de Yumare, en el flanco Sur de la serranía El Charal - Cerro Misión - Agua Linda. Esta región constituye el extremo noroccidental de las rocas ígneo-metamórficas de la Cordillera de la Costa.

Contactos: El Complejo Yumare está en contacto de falla con el Complejo San Quintín, la

"Formación La Luna" y el Metagabro de La Zurda, y está cubierto inconformemente por las formaciones Capadare y Casupal (Fig. 3.5).

Edad: Por la presencia de granulita y anortosita ilmenítica, los autores del nombre consideraron

a estas rocas como remanentes de un bloque fallado del Escudo de Guayana, por lo tanto interpretan una edad Precámbrica. URBANI et al. (2013) obtienen la edad de una muestra de gabro-cuarcífero charnockítico colectado en el cerro la Zurda. Por el método de U-Pb en cristales de zircón, analizados por LA-ICP-MA obtienen un intervalo de edades de 1.150-873 Ma donde no es posible obtener una edad concordia, pero utilizando el algoritmo "Zircon-tuff" se obtiene una edad de 919 +5/-8 Ma (Neoproterozoico) que puede interpretarse como la mejor aproximación para la edad de la cristalización de la roca.

Correlación: BECK (1985, 1986) lo incluye en su Napa de Caucagua – El Tinaco, mientras que

BELLIZZIA (1986) lo incluye en su Napa Caucagua – El Tinaco – Siquisique – Yumare. Según URBANI (2013) este complejo es la única unidad constituyente de su Terreno Yumare,

separado a los demás terrenos de la Cordillera de la Costa por sus características únicas. Origen y evolución: BELLIZZIA (1986) indica que probablemente forma parte de un fragmento

cortical profundo, probablemente de edad Precámbrica. Este Complejo con su anortosita rica en óxidos de Fe-Ti, contiene todos los elementos de una

asociación metaplutónica de anortosita-mangerita-charnockita-granito (AMCG) desmembrada, originada durante la orogénesis grenvilliana propiamente dicha o ciclos menores asociados.

Importancia económica: En el cerro San Quintín se ha reportado la presencia de anortosita con

ilmenita. RODRÍGUEZ (1978) y RODRÍGUEZ & AÑEZ (1978) luego de realizar estudios y perforaciones consideran el depósito como de interés comercial, si bien nunca llegó a ser explotado.

Pertenece a: Terreno Yumare (URBANI 2013)

446

Capítulo 4. HISTORIA GEOLÓGICA

4.1. Introducción

Debido a la diversidad de provincias geológicas expuestas en la zona de estudio, la historia geológica es compleja y hay que plantearla en forma separada en cada una de ellas, para finalmente analizar el proceso de su amalgamiento, hasta alcanzar la configuración actual.

Estos grupos de unidades son los siguientes: Cobertura del Cuaternario

Unidades post-napas Cuenca de Falcón Molasas

Unidades del ciclo Caribe Unidades subducidas Unidades volcano-sedimentarias de antepaís-antearco Ígneas del arco Proto-Caribe

Unidades de la placa Suramericana Margen pasivo Cretácico

Unidades previas al ciclo Caribe Supercontinentes Rodinia y Pangea En la Tabla 4.1 se presenta un esquema donde las unidades geológicas aparecen clasificadas

según diversos criterios, ya sea pertenecientes a dominios continentales u oceánicos, separación de las unidades alóctonas y autóctonas, metamorfismo, ambiente depositacional de las unidades sedimentarias, o de ambiente tectónico en caso de rocas ígneas y metamórficas.

4.2. Unidades continentales del ámbito “Rodinia” El ciclo de la orogénesis Grenvilliana ocurrido hace 1 Ga y permitió el ensamblaje final del

supercontinente Rodinia. Los complejos El Guayabo y Yumare están bien datados y corresponden a rocas con

metamorfismo de alto grado (facies de la granulita) y formados en dicho ciclo Grenvilliano (o Putumayo).

El Complejo El Guayabo contiene rocas metasedimentarias -incluyendo evaporitas- y metaígneas (ver sección 2.8.1). En consecuencia pudo haberse depositado en ambientes extensionales de rift o retro-arco, con magmatismo concomitante. Por su parte el Complejo Yumare contiene todos los elementos metaplutónicos de la asociación Anortosita-Manguerita-Charnockita-Granito, si bien desmembrados entre los cerros de San Quintín y La Zurda.

Fig. 4.1. Esquema de la interacción entre las placas Suramericana, Caribe y proto-Caribe.

El círculo muestra aproximadamente la ubicación del área de estudio. Adaptado de PINDELL (1999)

447

Tabla 4.1. Síntesis de las unidades geológicas en función de su edad, ambiente y lugar de formación. Dominios Continentales Oceánicos

Naturaleza Post napas

Autóc-tono

andino Alóctono Caribe

Cuenca / ubicación Falcón Norte de Suramérica Pangea Rodinia Proto-Caribe Antearco / antepaís 1 Arco 1

Sub-duc-ción 2

Metamor-fismo No EVc EVb-

EVg G AE, A EVc No No EVc E, EA

Am

bien

te

Rel

leno

de

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de

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ucci

ón

Neógeno

Ojo de Agua,

Capadare Castillo, Casupal

Paleógeno Mata-tere

Cretácico Tardío La

Luna

"La Luna"

Barqui-simeto

Siqui-sique Aroa

Cretácico Temprano

Aguar-diente

Apón Mamey

San Quin-

tín

La Zurda

J. Titon.

Bobare

Carorita

J. Tempr.

Serpen-tinita

?

Cara-yaca

Paleozoico superior Nirgua 3

Paleozoico inferior Grani-

toides 4

Neoprote-rozoico

El Gua-yabo

Yuma-re

San Julián

Abreviaturas: No: No metamórfico o en facies pre-esquisto verde. EVc: Esquisto verde (clorita). EVb: Esquisto verde (biotita). EVg: Esquisto verde (granate). AE: Anfibolita epidótica. A: Anfibolita. G: Granulita. E: Eclogita. EA: Esquisto azul. J. Titon.: Jurásico, Titoniense. J. Tempr.: Jurásico Temprano. 1: Referido al arco Caribe. 2: Subducción

probablemente del arco magmático del oeste de la placa suramericana. 3: Probablemente con dos posibilidades: Jurásico Temprano o Pérmico. 4: Intrusivos en San Julián.

448

Los metasedimentos del Complejo San Julián parecen haberse depositado originalmente en cuencas retro-arco ensiálicas de carácter extensional sobre un basamento granítico (Augengneis de Peña de Mora del Paleoproterozoico), y posteriormente fueron intruidos por granitoides en el Paleozoico inferior.

4.3. Unidades continentales del ámbito "Pangea"

Una de las unidades, el Complejo Nirgua, puede ser considerada como parte del dominio del

supercontinente Pangea, ya que a falta de una geocronología adecuada, por sus evaporitas se ha interpretado como posiblemente formado, ya sea durante el cierre de una cuenca oceánica en el Pérmico que precisamente permitió el ensamblaje final de Pangea, o en el Jurásico durante el rifting que inició su fragmentación entre Gondwana y Laurasia, creando la cuenta oceánica intermedia.

4.4. Unidades del margen pasivo suramericano en el Cretácico

Dentro de las unidades sedimentarias depositadas en el margen pasivo del noroccidente de la

placa Suramericana, hay dos grupos: 1) Unidades que permanecieron en el dominio de la placa suramericana, como las formaciones

Aguardiente, Apón y La Luna, hoy día aflorantes en los Andes de Mérida y Perijá. 2) Unidades que luego fueron involucradas en el apilamiento de las napas de Lara, formando

parte de los terrenos alóctonos o para-autóctonos del dominio Caribe. Este grupo presenta un metamorfismo de muy bajo grado en facies pre-esquisto verde. Aquí se encuentran las formaciones del Grupo Lara (Carorita, Bobare y Barquisimeto), así como una “Formación La Luna”, que a largo del presente trabajo la indicamos entre comillas, por tener semejanza con la Formación La Luna sensu stricto, pero afectada por metamorfismo de muy bajo grado (ver secciones 2.5 y 2.6).

La Fig. 4.2 muestra un mapa paleogeográfico para el Cretácico Temprano, donde se indica la ubicación aproximada de los lugares de sedimentación de las unidades consideradas. Las formaciones La Luna y Barquisimeto se depositaron en condiciones equivalentes a la Formación Carorita de la Fig. 4.2, pero en el Cretácico Tardío.

Fm. Apón

proto-Caribe

Formaciones Carorita y

Bobare

Fm. Aguardiente

Fig. 4.2. Mapa paleogeográfico para el Cretácico Temprano,

indicando los lugares aproximados donde se depositaron las formaciones

Aguardiente y Apón (Adaptado de PINDELL 1999).

449

4.5. Unidades del ciclo Caribe 4.5.1. Unidades subducidas

De la zona de estudio la única unidad que fue subducida es el Complejo Carayaca, que

corresponde a un melange de subducción, donde se mezclan elementos continentales e ígneos máficos, que al ser subducidos a profundidades cercanas a 75 km (SISSON et al. 1997) generaron eclogitas. No se tienen evidencias certeras de su edad, pero por su correlación con rocas semejantes de la Isla de Margarita, se interpreta del Jurásico Tardío – Cretácico Temprano. Donde el proceso de subducción probablemente ocurrió en una región equivalente al actual Ecuador o Perú (ver flechas en la Fig. 4.3), para luego a través de transferencia entre placas, migrar hacia el norte hasta exhumarse en la posición actual.

Fig. 4.3. Modelos para explicar el lugar de origen del Complejo Carayaca (ver flecha) en los modelos de MARESCH et al. (2009)(A) y WRIGHT & WILD (2011)(B).

4.5.2. Unidades volcano-sedimentarias de antepaís-antearco En este grupo consideramos aquellas unidades depositadas en las cuencas frente al arco

Caribe: 1) Complejo San Quintín: probablemente en cuencas dentro del mismo prisma de acreción. 2) Esquisto de Aroa: En el extremo occidental del océano proto-Caribe pero cercano al arco. 3) Turbiditas de la Formación Matatere I, II y III: En la cuenca ubicada entre los terrenos del

borde delantero del arco Caribe y la placa Suramericana. La Fig. 4.4 muestra mapas paleogeográficos en tres momentos de tiempo distintos, donde se pudieron depositar las tres subunidades de la Formación Matatere.

A B

450

Fig. 4.4a. Mapa paleogeográfico para el Paleoceno tardío, indicando los lugares

aproximados donde se depositó la Formación Matatere I. Adaptado de PINDELL (1999).

Fig. 4.4b. Mapa paleogeográfico para el Eoceno temprano, indicando los lugares

aproximados donde se depositó la Formación Matatere II. Adaptado de PINDELL (1999).

451

Fig. 4.4c. Mapa paleogeográfico para el Eoceno medio, indicando los lugares aproximados

donde se depositó la Formación Matatere III. Adaptado de PINDELL (1999).

4.5.3. Ígneas del arco

Dentro de este grupo solo parece corresponder el Metagabro de La Zurda, aflorante en la región de Yumare, con la presencia de gabro hornbléndico que es característico de raíces volcánicas en arcos de islas oceánicas.

4.5.4. Proto-Caribe Las unidades relacionadas con la corteza oceánica del proto-Caribe son las lonjas de

serpentinita que afloran en el extremo oriental del área de estudio, así como la Ofiolita de Siquisique, que incluye la secuencia de gabro, diabasa, basalto (incluyendo almohadillados y con chert negro intercalado). La Ofiolita es de edad Cretácico Tardío, es decir correspondiente a un magmatismo bastante posterior al inicio del rifting que separó a Norte de Sur América.

452

4.6. Yuxtaposición de terrenos previo al apilamiento de las napas Las unidades metamórficas pre-paleógenas como San Julián, Yumare, El Guayabo, Nirgua y

Carayaca, probablemente proceden del borde occidental de la placa Suramericana (Fig. 4.5A y B), siendo transferidas hacia el norte con el desplazamiento de la placa Caribe, estando para el Cretácico Tardío en la posición aproximada indicada en la Fig. 4.5C (estrella púrpura). Allí estas unidades se encuentran en gran cercanía geográfica, tanto con las rocas relacionadas con los procesos del arco Caribe, la corteza oceánica proto-Caribe y las unidades sedimentarias depositadas en el margen pasivo Suramericano.

Fig. 4.5. Modelo esquemático de la evolución de Caribe según WRIGHT & WILD (2011). Barras rojas: Arco activo. Barras azules: Arco inactivo. MOCC: Meseta ("plateau") oceánica

Caribe-Colombia. GA: Gran arco Caribe. SA: Suramérica. AEC: Arco Ecuador-Colombia. AP: Arco peruano. APC: Arco post colisional. ACA: Arco centro americano.

453

4.8. Apilamiento de las napas

A fines del Cretácico e inicio del Paleoceno debido a la colisión de la placa Caribe con el banco de Bahamas, ésta empieza a migrar hacia el este (Fig. 4D), generando una rama del arco Caribe con rumbo casi norte - sur denominado Arco de Aves por WRIGTH & WILD (2011) (Fig. 4.5C y D). A partir de la parte tardía del Eoceno medio, los terrenos frontales de la placa Caribe empiezan a colisionar en forma oblicua con la placa Suramericana, iniciando el apilamiento de napas en el occidente de Venezuela por el evento compresivo con vergencia al sureste.

El concepto de Napas de Lara fue introducido en los trabajos de STEPHAN (1982, 1985) y

seguidores, en realidad corresponde al mismo evento que en forma diacrónica de oeste a este, fue apilando distintos terrenos en el norte de Suramérica, comenzando en la zona del actual estado Lara, pero continuando en la Cordillera de la Costa, las penínsulas de Araya y Paria y la cordillera del norte de Trinidad. En este trabajo denominaremos como napas de Lara, solamente aquellas que involucran a las unidades Matatere, Barquisimeto, Bobare, Carorita, Siquisique y "La Luna", y denominaremos napas de la Cordillera de la Costa, a aquellas con las unidades de Mamey, Aroa, Nirgua, San Julián, El Guayabo, San Quintín y Yumare (Fig. 4.6).

Fig. 4.6. Esquema del apilamiento de napas en forma diacrónica de oeste a este para la zona

de estudio. Clave de colores: Amarillo: Unidades autóctonas, depositadas en el margen pasivo Cretácico en el norte de la placa Suramericana. Verde: Unidades alóctonas, formadas en el

margen pasivo Cretácico y posteriormente involucradas en las napas. Azul: Unidades alóctonas de dominio oceánico. Rosado: Unidades alóctonas de origen continental de edad pre-cretácica. Abreviaturas: Mat.: Formación Matatere. B-A: Formación Barquisimeto – subunidad Atarigua.

B-SP: Formación Barquisimeto – subunidad San Pablo. La frontera entre las napas y el autóctono corresponde a la denominada Sutura peri-Caribe.

Otras unidades de

la Cordillera

de la Costa

Oeste (Lara occidental) Este (Yaracuy noroccidental) Eoceno medio, superior Oligoceno temprano, inferior I II III IV

Napas de Lara Napas de la Cordillera de la Costa

454

A continuación se presentan diversas ilustraciones que sintetizan la estratigrafía y estructura de las unidades que constituyen las napas de Lara: La Fig. 4.7 muestra una columna conceptual donde se indica la secuencia de las unidades autóctonas de los Andes de Mérida, sobrepasadas por las napas de Lara, para ser posteriormente cubiertas por las unidades neógenas de la cuenca de Falcón. Mientras que en la Fig. 4.8 se presentan columnas litoestratigráficas de las unidades apiladas en el bloque más occidental de las napas de Lara (grupo I de la Fig. 4.6). La Fig. 4.9 muestra los detalles de las unidades apiladas en el siguiente bloque de napas (grupo II de la Fig. 4.6), entre la Serranía de Matatere y Barquisimeto.

Fig. 4.7. Columna estratigráfica generalizada para el norte de los Andes de Mérida, Lara occidental y Falcón centro-occidental. Adaptado de PINDELL (1999).

Post-napas Alóctono (Napas de Lara) Autóctono

455

Fig. 4.8. Columnas simplificadas de la sección Siquisique - Bucarito - Curazaito, estado Lara. Modificado de STEPHAN

(1985) para la transversal Siquisique - Curazaito. Las fallas inversas representadas corresponden a las originarias

del proceso de apilamiento de las napas de Lara, a su vez indicadas esquemáticamente en la Fig. 4.6 (I).

En la Fig. 4.8 se muestran las tres lonjas principales imbricadas en la parte occidental de la

provincia de las napas. Estas las hemos denominado como: Napa Siquisique que incluye la intercalación de la Ofiolita de Siquisique de origen proto-Caribe, con la "Formación La Luna", el Complejo Estructural Los Algodones, donde este último constituye una gran suela de corrimiento que incluye rocas de diversas edades y naturaleza, todo en contacto con la Formación Matatere III. La Napa San Pablo con la Formación Barquisimeto subunidad San Pablo cubierta discordantemente por la Formación Matatere III. La Napa Atarigua con la Formación Matatere II discordante sobre la subunidad Atarigua de la Formación Barquisimeto. Para finalmente alcanzar a través de la sutura peri-Caribe a las unidades autóctonas andinas, con una zona estrecha donde se mezclan las unidades anteriores con las formaciones Aguardiente y Apón en condiciones para-autóctonas.

D

C

B

AA

A BC

456

Fig. 4.9. Columnas litoestratigráficas de la sección Serranía de Matatere - Barquisimeto. Tomado de MACSOTAY et al. (1987).

Las fallas inversas representadas corresponden a las originarias del proceso de apilamiento de las napas de Lara.

457

4.9. Cobertura post-napas A continuación del evento compresivo de emplazamiento de napas, el borde frontal de la placa

Caribe continúa migrando hacia el este. De esta manera la región del estado Falcón y norte del estado Lara, entró en una etapa de extensión con adelgazamiento cortical, que generó la cuenca neógena falconiana o Canal Falconiano (Fig. 4.10). Con esto se produce una transgresión donde los sedimentos neógenos cubren discordante o inconformemente a las unidades paleógenas y más viejas. Para la zona de estudio, estas unidades de cobertura varían en edad desde la parte tardía del Oligoceno hasta el Mioceno medio.

Fig. 4.10. Secciones esquemáticas norte-sur donde se visualiza la apertura y relleno d ela cuenca falconiana. Arriba: Oligoceno medio. Abajo: Mioceno temprano, superior. Tomado de BAQUERO

et al. (2009)

4.10. Desde la inversión de la cuenca de Falcón al Holoceno Posteriormente al evento distensivo anterior, y fundamentalmente por la expulsión hacia el

norte del bloque de Maracaibo, la cuenca falconiana es invertida lo que produce su levantamiento y plegamiento. Esta nueva etapa compresiva genera una serie de pliegues anticlinales y sinclinales con rumbo generalizado noreste-suroeste, así como nuevas fallas de corrimiento con vergencia sur-sureste, que colocan a unidades eocenas como la Formación Matatere, sobre la Formación Castillo del Oligo-Mioceno.

En tiempos más recientes como el Mioceno tardío-Plioceno al producirse el levantamiento de las montañas se las serranías falconianas, Bobare y Aroa, en su entorno se depositan gruesos espesores de unidades molásicas como las formaciones Ojo de Agua, Cueparo, Guaidima y Maporita, muy conspicuas en la parte norte de la actual serranía de Aroa.

La fig. 4.11 resume los distintos eventos que afectaron la zona de estudio a partir del Cretácico.

458

Fig. 4.11. Resumen de eventos cretácicos-cenozoicos.

Para las unidades pre-cretácicas ver Tabla 4.1

Sedimentación de las unidades originadas en el margen pasivo de norte de Suramérica: Aguardiente, Apón, La Luna, Carorita, Bobare, Barquisimeto.

Magmatismo en el proto-Caribe: Siquisique. Depósito de unidades en el antearco Caribe:

Aroa.

Sedimentación de turbiditas en la cuenca entre el frente de los terrenos del Arco Caribe y Suramérica: Matatere

Evento compresivo. Emplazamiento de las napas de Lara y de la Cordillera de la Costa

Evento distensivo. Generación de la cuenca de Falcón. Transgresión y relleno de la cuenca: Castillo, Casupal, Capadare.

Evento compresivo. Inversión de la cuenca de Falcón (levantamiento, plegamiento, erosión). El efecto compresivo continúa hasta nuestros días como se visualiza por el cierre de las cuencas cuaternarias de Carora, Santa Inés y Yumare-Aroa.

Falla de Oca-Ancón. Depósitos molásicos alrededor de las serranías de

Bobare y Aroa: Ojo de Agua, Cueparo, Guaidima, Maporita.

459

5. AGRADECIMIENTOS

Esta monografía es el resultado de un proyecto de geología regional activo en los últimos ocho años, y llevado a cabo con el concurso de 15 tesistas de pregrado y dos de maestría de la Escuela de Geología de la Universidad Central de Venezuela, donde cada uno tuvo asignado una sub-área diferente, ya sea geográfica o temática, dentro de los 10.000 km2 de extensión.

Se agradece a FONACIT por el financiamiento aportado a la Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS), a través de los proyectos “GEODINOS” e “Investigaciones geológicas en las regiones de rocas ígneas y metamórficas del norte de Venezuela”.

Se agradece a la Universidad Central de Venezuela por el uso de su infraestructura analítica y la colaboración de sus profesores. Una mención especial para David Mendi por su apoyo en el campo y laboratorio, quien estuvo a nuestro lado desde las primeras visitas a la región en 2004 y en las discusiones necesarias para ir concretando y conceptualizando el trabajo a realizar. A los profesores Ruthman Hurtado, Lenín González, Ricardo Alezones, Sebastián Grande y Rafael Falcón, ya sea por el acompañamiento en las actividades de campo, como por las numerosas consultas e ideas compartidas.

A mis tesistas que fueron en verdadero motor de las actividades, con quienes compartimos y aprendimos juntos en el campo y en el laboratorio:

- Fernando Lozano y Arturo Mussari, por la cartografía geológica y petrología de la difícil región de Yumare.

- Graziana Valletta y Gladis J. Martínez, con su excepcional trabajo petrográfico sobre la Formación Matatere.

- Mariela Noguera, tesista de maestría de la Universidad de Georgia y su tutor Jim Wright, por la geocronología de zircones detríticos.

- Pedro Muñoz, Hildemaro Rodríguez y Walter Reátegui, por la cartografía geológica de la Ofiolita de Siquisique entre Guacamuco, Tinajitas, Macuere y Puente Limón.

- Karla Tirado y Saraí Pernía, por el estudio de la extensa Formación Capadare. - Alí Gómez, Daniel Ricci, Andrés Sánchez, Andrei Ichaso, Fernando Nevado y Raúl

Coello, quienes realizaron la integración primaria de las hojas geológicas a escala 1:25.000 con aproximadamente 1.670 km2 cada uno, con control de campo y estudios petrográficos.

- Sebastián Grande con su tesis de maestría sobre las rocas de alto grado metamórfico de las localidades de Yumare y El Guayabo.

Al personal de FUNVISIS, desde Nuris Orihuela que ocupó la presidencia luego de la tragedia de Vargas de diciembre 1999, cuando invitó al autor a iniciar dentro de la Fundación un programa de geología regional con integración de cartografía geológica y estudios petrológicos complementarios. A los presidentes sucesivos Gustavo Malavé, Francisco Garcés, Guy Vernaez, Víctor Cano y la actual presidenta Aura Fernández, quienes han mostrado el mayor interés y apoyo por la marcha de las investigaciones. A los jefes del departamento de Ciencias de la Tierra, José Antonio Rodríguez y Luz María Rodríguez. A todo el personal administrativo, secretarial y de servicio, muy en especial a Marina Peña y Samuel Parrondo por la paciente ejecución de muchas de las ilustraciones y tablas que acompañan esta obra. Una mención muy especial va dirigida a Alí Gómez quien trabajo como tesista en el proyecto, y ya incorporado como personal de la Fundación, desde mediados de 2012 realizó la integración del Sistema de Información Geográfico (SIG) y luego continuó con la edición final de todas las hojas del "Atlas geológico de la región septentrional de los estados Lara y Yaracuy", que constituye el Volumen 2 de esta obra.

460

A Marvin Baquero de INTEVEP, Uwe Martens y James Pindell de Tectonic Analysis Ltd., así como a James Wright y Patxi Viscarret (Univ. of Georgia) por el apoyo en los análisis geocronológicos.

A Gustavo G. Coronel y E. J. Coen. Kiewiet de Jonge por la información sobre las exploraciones geológicas de la Compañía Shell de Venezuela en la región larense en los años 1950´s.

Un gran agradecimiento va dirigido a la población de la región estudiada, muy especial a los habitantes de los más remotos caseríos como Macuere, Tinajitas, Corobore, Yabito, Bucarito, Pozo Salado, Curazaito, Sanchón y tantos otros, donde siempre estuvieron prestos en colaborar en las labores de campo, e inesperadamente obsequiarnos las tradicionales arepas. En Siquisique, a Emiliano y Petra Cordero, y al conocido ´Chumingo´ quien sin importar la hora en que llegáramos, siempre estuvo presto para prepararnos una reparadora cena. En Aroa, al médico Luís Aular y al personal de la Posada Turística Minas de Aroa.

Finalmente dedico este trabajo a mi esposa Isabel e hijos Susana y Bernardo, por el apoyo y amor recibido.

461

Capítulo 6. Bibliografía

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