EL FLANCO NORANDINO VENEZOLANO: RASGOS FÍSICO - GEOGRÁFICOS Y TECTONO-ESTRUCTURALES REGIONALES
EL FLANCO NORANDINO VENEZOLANO: RASGOS FÍSICO - GEOGRÁFICOS Y TECTONO-ESTRUCTURALES REGIONALES (PARTE I)
OMAR ANTONIO GUERRERO
UNIVERSIDAD DE LOS ANDES. MERIDA - VENEZUELA
ESCUELA DE INGENERÍA GEOLÓGICA
RASGOS FISICO - GEOGRAFICOS
Los Andes de Mérida es la gran
cordillera del occidente de Venezuela que se extiende desde la depresión del Táchira
(cuya capital es San Cristóbal) al SO, hasta el NE del surco de Barquisimeto en
el estado Lara (Fig. I.1.1). La cadena montañosa
es un macizo bien individualizado, de orientación N45°-50°E y constituido por
bloques amalgamados de más de 400 Km de largo por 100 Km de ancho. El punto más
alto es el pico Bolívar (5.007 m de altura sobre el nivel del mar) ubicado en
la sierra Nevada de Mérida. La cresta de esta sierra forma la divisoria de agua
entre la cuenca hidrográfica del río Orinoco (Apure–Barinas) al SE y la cuenca
de Maracaibo al NO (Fig. I.1.2). Ambas cuencas limitan a los Andes definiendo
sus dos flancos. El Flanco Nor-andino (FNA) es la vertiente que mira a la
cuenca de Maracaibo y ocupa el N de los estados de Táchira, Mérida, Trujillo y
parte de Lara; el Flanco Sud-andino (FSA) es la vertiente que da a la cuenca de
Barinas-Apure.
Los Andes se componen de dos
unidades orográficas bien distintas: una zona montañosa y una depresión interna
(Fig.I.1.2C). La zona de montañas es la cordillera de Mérida que nace en el
páramo del Tamá (zona limítrofe con Colombia) y comprende dos ramales: el sistema
montañoso del N (macizo de Tovar y la sierra de La Culata), y las montañas del S
que comprenden la sierra Nevada de Mérida y la sierra de Santo Domingo. Ambos
conjuntos orográficos se fusionan en el páramo de Mucuchíes, conformando el
llamado nudo de Mucuchíes (Fig.I.1.3); allí se inicia la cordillera de Trujillo
que separa las cuencas hidrográficas del río Motatán al NO y la del río Santo
Domingo al SE. La depresión interna corresponde con la cuenca de Maracaibo que
tiene 60.000 Km2 –situada entre la cordillera de Mérida al S-SO y la
sierra de Perijá al O– y cuyo interior
está ocupado por un gran lago conectado con el mar Caribe.
Fig.
I.1.1: Fisiografía de Venezuela
La zona estudiada está situada en el
FNA hacia el margen SO de la cuenca de Maracaibo, entre las coordenadas geográficas
8°30´ y 9°30´ de latitud N y 72°00´ y 70°30´ de longitud O. Los desniveles
topográficos en el FNA varían desde 4.100 m de altura en el nudo de Mucuchíes
hasta el nivel del mar en la orilla del lago de Maracaibo. Clásicamente se contemplan
tres provincias de acuerdo con la altitud (Fig. I.1.1), cuyos aspectos
morfo-climáticos son bien
Fig. I.1.2: Esquemas que muestran la situación geográfica del
Occidente de Venezuela (A y B). En (C) se observa la localización de los
sistemas orográficos andinos y las depresiones de Maracaibo y Barinas-Apure. En
(D) se muestra la vertiente del Flanco Nor-andino con la topografía resumida,
los ríos y las ciudades citadas en el texto.
distintos: a) la llanura
aluvial–lacustre andina delimitada entre el nivel del mar y la cota de 250 m de
altitud; b) el piedemonte situado entre las cotas de 250 a 1.000 m; y c) la montaña
que comprende todo el territorio situado por encima de los 1.000 m de altura; a
partir de los 3.000 m la montaña alta se denomina páramo que está caracterizado
por la ausencia de vegetación (sólo hay plantas endémicas como el Frailejón –spelletia-, Fig. I.1.4).
Fig. I.1.3. Panorámica de la cuenca
alta del Río Chama en la Sierra de La
Culata, sector denominado Nudo de Mucuchies. Se aprecian el núcleo de granitos,
gneises y esquistos moscovíticos, biotíticos y granatíferos del Precámbrico y la acumulación de conos de gelifractos
coalescentes producto de las cambios térmicos bruscos.
Fig. I.1.4: Vegetación endémica de los paramos andino denominada frailejón (espelletia),
asentada sobre un pergelisol. La planta ocupa un estrato entre los 3.000 a 4500 m de altitud y alcanza una envergadura
de 50 cm. Zona del pico El Águila (4.100 msnm).
El clima en el FNA es muy variado:
entre tropical lluvioso de bosque, tropical lluvioso de sabana y tropical
templado. Las precipitaciones se distribuyen durante el año en dos períodos que
cubren los meses de mayo a junio y de septiembre a octubre, que alternan con
los períodos secos de diciembre a mayo y de julio a agosto. La bimodalidad
temporal de las precipitaciones es debida a la topografía, la latitud y los
vientos alisios del NE que convergen hacia la cuenca de Maracaibo. Por otra
parte, el clima y la vegetación también difieren según las provincias señaladas
por la altitud.
En la llanura aluvial y lacustre el
clima es tropical lluvioso de bosque con medias anuales de 1.800 mm de
precipitación y 28°C de temperatura; allí abunda la vegetación de selva higrófila
megatérmica. En la zona de transición y
en el piedemonte, el clima es tropical lluvioso de sabana y semiárido, con
temporadas de sequía bien marcadas entre los meses de marzo y abril. Las medias
anuales de la precipitación y temperatura son de 900 mm y 30°C, y la vegetación
que allí vive es del tipo selva tropófila de pisos macrotérmicos o de temperaturas
altas. El clima de montaña es tropical templado, mesotérmico, con promedios de
precipitación anual entre 800 mm y 2.100 mm, y temperatura media anual que
alcanza los 17°C; la vegetación allí es de selva higrófila o nublada, muy
exuberante (Fig.I.1.5). Sólo se alcanzan temperaturas cercanas a los 0º C en
las zonas de páramo o montaña alta (Fig. I.1.3; Fig.I.1.4).
En algunas zonas del FNA (p. ej. en
las regiones de Agua Viva y Betijoque) el clima está muy influenciado por el
efecto barrera (Fhöen) que impide el paso de los vientos húmedos y genera zonas
áridas o semiáridas a sotavento de los relieves (Fig.I.1.6). Esto influye en el
aporte hídrico que no es uniforme a lo largo del FNA, en este sentido hay que
hacer notar que el incremento de los caudales de los ríos aumenta hacia el S.
Los ríos más importantes de la red
hidrográfica son el Chama y el Motatán. El río Chama nace en el páramo de Mucuchíes
y discurre por la depresión central de la Cordillera de NE a SO, girando hacia
el N a la altura de El Vigía para desembocar en el lago de Maracaibo. El
trazado del río Motatán –que también nace en el Páramo de Mucuchíes– es
diferente, discurre hacia el NE y gira hacia el N a la altura de Agua Viva para
desembocar también en el lago de Maracaibo (Fig. I.1.2D).
Fig.
I.1.5. Panorámica de la cuenca media del río Chama en la carretera que une a
Mérida con El Vigía, corresponde con la zona
de selva nublada tropical de montaña baja. Afloramiento perteneciente a
la Formación Palmar (Mioceno inferior).
A la región se accede por varias vías
asfaltadas, siendo las más importantes las carreteras Panamericana y Transandina,
que cruzan el área de NE a SO. La carretera Panamericana bordea la cordillera
de Mérida atravesando la zona de piedemonte del FNA, mientras que la carretera Transandina
es un eje que recorre la región central, conectando los centros poblados de las
zonas altas. Existen otras vías que cruzan el FNA de E a O, entre las que destacan:
la Variante, la autovía Estanques–El Vigía y Valera–Sabana Grande.
Fig.
I.1.6: Zona de Lagunillas de Mérida, en la Depresión Central de la Cordillera
Andina en la cuenca media del río Chama. Este sector tiene un modelado
semiárido porque esta protegido de los vientos húmedos alisios del NE, por la
sierra de La Culata.
El FNA es la zona donde mejor afloran
las secuencias sedimentarias del Neógeno de la cordillera de Mérida, concretamente
en los sectores de Estanques–El Vigía, Mesa Bolívar en la cuenca del río Chama
y los sectores de Agua Viva–Motatán y Betijoque–Valera, en la cuenca del río
Motatán.
I.2. MARCO GEOLÓGICO GENERAL
El NO de América del Sur está
situado, desde el punto de vista geodinámico global, entre las placas de Norte
América, Nazca, Cocos y Caribe, por lo que la evolución de esta región –a lo
largo de los tiempos geológicos– ha sido solidaria con los procesos que afectaron
a esas placas y en especial con los movimientos relativos entre ellas.
A finales del Paleozoico, durante el
Permo-Trías, la región estuvo afectada por la orogénesis Hercínica, desarrollándose
una fase comprensiva SE-NO que comprendió una fase tectono-metamórfica con magmatismo
asociado; a este plutonismo corresponden los batolitos del N de la cordillera.
En este margen N de la placa, los territorios de Colombia,
Venezuela y Trinidad-Tobago se individualizaron durante el Triásico y el Jurásico
separándose del resto de Pangea. La causa fue un evento distensivo de rifting que organizó el O de Venezuela
en un sistema de horsts y graben orientados según la dirección NE-SO.
La tectónica compresiva NO-SE que
sufrió el occidente de América del Sur a partir del Cretácico Superior fue
debida a la subducción de la placa Pacífica bajo ésta. El Arco del Caribe se
desplazó hacia el E en el transcurso del Cretácico Superior–Paleoceno,
provocando la colisión y obducción desde el Ecuador hasta Trinidad–Tobago. Al N
colisionaron las placas de América del Sur y del Caribe durante el Cretácico
Superior-Eoceno, desplazándose el Alóctono caribeño hacia el SE o SSE,
cabalgando al margen de América del Sur (Fig. I.2.1). Durante el
Paleoceno-Eoceno se produjo la acreción del Alóctono Caribe; este evento de
arco de colisión diacrónico rompe el margen pasivo del Mesozoico y los mantos
centrales de la placa del Caribe cabalgan la placa Sudamericana (Dewey &
Pindell, 1986).
El levantamiento principal del
margen NO de América del Sur ocurrió en el Neógeno por la colisión entre el Arco
de Panamá y la placa de Sudamérica. Aunque los primeros impulsos en la cadena
se iniciaron en el Eoceno superior, la etapa principal comienza al final del
Oligoceno, como respuesta a la aceleración de la velocidad de desplazamiento de
la placa Caribe que conllevó el cambio en la dirección de la convergencia entre
las placas del Caribe y Sudamérica, desde NE-SO a E-O (Pindell et al., 1995)
Durante el Mioceno–Plioceno es
cuando el levantamiento de la cordillera de los Andes alcanza su paroxismo. La
actividad tectónica compresiva continúa y se intensifica más si cabe en el
Plioceno. En el modelo de deformación juega un papel muy importante el
basamento a través del control de la cinemática de los cabalgamientos en los
que está involucrado, con vergencias hacia el NO. El modelo se completa con retro-cabalgamientos
asociados de la cuenca de antepaís que vergen al SE (Audemard, 1991). Así adquieren
los Andes de Mérida su morfología actual.
Fig. I.2.1: Relaciones tectónicas generalizadas en el N de América del Sur. Bloque de los Andes del N (BAN); bloque de Panamá (BP); bloque de Maracaibo-Santa Marta (BM); cuenca de Cariaco (CC); corrimiento frontal (CF); zona de fallas de Bocono (FB); zona de fallas de Bucaramanga (FBU); zona de fallas del Pilar (FEP); zona de fallas de Morón (FM); zona de fallas de Oca (FO); modificado de Kellogg et al., (1985).
MODELOS ESTRUCTURALES DE LOS ANDES
La cordillera de los Andes está
limitada al NO por la cuenca de Maracaibo, en cuyo borde SE se sitúa la cuenca
molásica andina de antepaís, con un foredeep
paralelo a la cordillera (SO-NE) cuyo relleno alcanza un espesor que supera
12 Km de sedimentos (Fig. I.2.2A). Por el E los Andes están limitados por la cuenca
de Barinas-Apure, que es la cuenca de antepaís molásica del SE que separa los
Andes del Escudo de Guayana.
Diversos modelos estructurales han
sido propuestos en los últimos años para explicar el levantamiento de los
Andes. El modelo estructural de la cadena consistente en una megaestructura
formada por movimientos verticales, fue defendido por González de Juana (1952);
Martín-Bellizia (1968) y Shagam (1972). Según estos autores, los movimientos
verticales produjeron el abombamiento y escalonamiento del basamento al
fragmentarse en bloques. Este modelo también contempla que los flancos de la
megaestructura se encuentran limitados por fallas inversas de alto ángulo.
Para explicar el desarrollo de la
cuenca flexural profunda a lo largo del FNA, algunos modelos proponen que la
corteza de la cuenca de Maracaibo tiene un componente de empuje de ángulo bajo
en el manto (underthrusts) (Kellogg
& Bonini, 1982) o subduce incipientemente por debajo de Sudamérica
(Colletta et al., 1997). Los modelos
de subducción continental con dirección SE no consideran los desgarres de
acomodación dentro del cinturón montañoso producidos por la falla de Boconó, ni
tampoco tiene en cuenta el papel que juega la falla de Valera en este conjunto
tectónico activo, debido a que la cuenca flexural norandina finaliza contra ésta.
Parece que el juego de los desgarres y el acortamiento de los Andes fueron
simultáneos y se iniciaron a partir del Mioceno superior; por eso, algunos
autores (Schubert, 1985; Monsalve, 1988; y Boesi et al., 1998) interpretaron la
estructura andina como un levantamiento transpresivo con zonas de cizalla como
la falla de Boconó y corrimientos imbricados hacia el exterior de ambos flancos
(Fig. 1.2.2A).
Actualmente el modelo más aceptado
está basado en la asimetría del campo gravitatorio y en las relaciones que
existen entre los Andes y la cuenca de Maracaibo, intentando integrar el modelo
evolutivo en el marco de la Tectónica de Placas. El modelo considera que la
estructura andina es una mega-estructura anticlinal sobre un sistema de rampas
y planos asociados genéticamente a una estructura monoclinal que cabalga los
Andes sobre la cuenca de Maracaibo (Fig. I.2.2A).
Los modelos tectónicos sobre la
vergencia de los Andes se apoyan esencialmente en los datos gravimétricos. El
mapa de la anomalía de Bouguer de Venezuela Occidental (Fig. I.2.2B), está
marcado según Hervoüet et al (2001)
por valores negativos elevados (-160 mgal), en el límite entre la cadena y la
antefosa occidental; estos valores sólo son explicables por el considerable espesor
de sedimentos en la cuenca antepais (12 Km). Sin embargo para De Toni &
Kellogg (1993) y Colletta et al.
(1997) esos valores se explicarían por la presencia de un cabalgamiento
cortical de 20 a 25 Km sobre el foredeep.
No obstante, estos últimos autores admiten por un lado, la existencia de una
estructura tipo anticlinal de rampa (fault
bend fold) deformada sobre una rampa cortical que buza 20º hacia el SE, y
por otro, la presencia de estructuras cabalgantes en duplex con vergencia al NO
que implican al basamento (Fig. I.2.3). Los niveles de despegue, durante la
deformación se situaron dentro de formaciones sedimentarias del Cretácico,
Eoceno y Neógeno.
Fig. I.2.2: (A) Corte
estructural NO-SE de la cuenca de Maracaibo, desde la Sierra de Perijá hasta la
cuenca Barinas–Apure pasando por los Andes Venezolanos, en el que se muestra la
situación estructural del Flanco Norandino (modificado de Schlumberger,1997).
(B) Estructura cortical del Cretácico. (C) Estructura cortical profunda actual
de los Andes de Mérida (modificados de Toni & Kellogg, 1993; Coletta et al, 1997).
Por otra parte, el modelo de
subducción continental con buzamiento hacia el NO de la placa de Sudamérica
(Audemard & Audemard, 2002) considera las diferencias reológicas entre la
corteza de la cuenca de Maracaibo y la placa sudamericana. La corteza de la
cuenca de Maracaibo ha tenido una historia termal y tectónica reciente, debido
al rifting continental del Jurásico;
mientras que la corteza Precámbrica del cratón de América del Sur es muy fría.
Por tal motivo, debería imponerse la flotabilidad de la corteza de Maracaibo
con respecto a las áreas cratónicas estables aledañas, previendo un hundimiento
bajo el cratón de Sudamérica. Además, la corteza continental adelgazada es más
débil que una corteza continental normal, siendo más susceptible de deformarse,
lo que hace más difícil la subducción (underthrusting)
El modelo de Audemard & Audemard
(2002) considera a los Andes como una cuña amalgamada de corteza frágil que
está parcialmente despegada de la corteza dúctil por un desprendimiento a
través de los Andes de Mérida (Fig. 1.2.4). Partiendo de esta premisa, las
cuñas corticales se construyen por despegues y pliegues entre grandes
corrimientos con buzamientos suaves al NO (underthrusting
de ángulo bajo o subducción incipiente) y un retrocabalgamiento cortical con
buzamiento SE, lo cual carga al Bloque de Maracaibo. Consecuentemente ambas
fosas flexurales adosadas a los flancos FNA y FSA pueden ser comparadas con una
cuenca de fore-arc, en el caso de la cuenca
de Maracaibo, y un foredeep en el de la
cuenca Barinas–Apure. Esto explicaría las diferencias de profundidad y tamaño entre
las secuencias sedimentarias de ambas cuencas. Simultáneamente, la cuña
cortical fue separada por dos sistemas de desgarres subaxiales que permitieron
el escape de la mitad occidental de la placa sudamericana y del bloque
triangular del Maracaibo hacia el NNE; al tiempo que la cuña se separaba en
láminas a lo largo del limite de la corteza frágil–dúctil.
Como ya ha sido citado, la cordillera
comenzó a levantarse en el Mioceno superior por la colisión entre el Arco de
Panamá y la placa Suramericana. También durante el Plio-Cuaternario otra fase
compresiva se sobreimpuso a la del Mioceno superior, produciendo la aceleración
en el levantamiento de la cadena, por la transpresión causada en la
convergencia oblicua entre los bloques continentales de Maracaibo y el escudo
de Guayana. Resultado de esa convergencia continental es el cabalgamiento
cortical que ocasionó el engrosamiento de la corteza (Fig. I.2.2C). Por otra parte,
esas dos fases compresivas NO-SE y consecutivas produjeron, según Colletta et al. (1997), la megaestructura andina,
al invertirse tectónicamente el graben
jurásico pre-existente; proceso por el que se expusieron y erosionaron las
rocas cristalinas y metamórficas del Precámbrico y Paleozoico en el interior de
la cadena. Por
último, la situación geotectónica actual de la cadena se debe a la compresión y
al acortamiento transversal de los Andes en la dirección NO-SE (Fig. I.2.2D),
mientras que la falla dextral de Boconó los desplaza lateralmente por la parte
axial de la cadena (Fig. I.2.5).
Fig. I.2.4: El modelo
de orógeno de flotación de los Andes de Mérida. El corte transversal es de NO (Bloque de Santa Marta) al SE (cuenca
de Barinas). El esquema inferior muestra las estructuras y unidades más
importantes, mientras que la superior muestra las grandes estructuras como
cabalgamientos, desgarres y zonas triangulares. Basado en Audemard &
Audemard, (2002).
Resumiendo, el FNA está
constituido por un frente de cabalgamientos de las rocas del basamento de los
Andes hacia la cuenca adyacente de Maracaibo, con vergencia NO, con retrocabalgamientos
con vergencia SE, organizados sobre planos en distintos niveles de la sucesión
del Cretácico Superior, Eoceno y Mioceno (Fig. I.2.2A y D).
EL BLOQUE DE MARACAIBO
Los sistemas montañosos del NO de Ecuador,
Colombia y Venezuela, revelan la existencia de un mosaico de bloques limitados
por zonas móviles que constituyen el Megabloque Nord-andino, de los que uno de sus
componentes es el bloque de Maracaibo–Santa Marta en el que está incluida la
cordillera de Mérida (Fig. I.2.1).
Durante el Neógeno, la colisión
entre el entre las placas del Arco de Panamá y de América del Sur,
provocó el cambio de movimiento relativo entre ellas, que de NE-SO pasó a ser
E-O. A partir de ese momento, la zona de colisión se convierte en un margen
transformante. Como consecuencia de ese cambio la placa de América del Sur se
rompió, individualizándose entre otros el Bloque cortical de Maracaibo. El margen transformante
posee grandes zonas de fallas transcurrentes (fallas de El Pilar, de Oca y de
Boconó), cuyos movimientos de desgarre se superponen a los cabalgamientos hacia
el NO o SE (Kellog et al., 1985;
Pindell & Erickson, 1995; Beltran, et
al., 1996).
Fig. I.2.5.
Contexto tectónico del NO de América del Sur según Dhont et al. (2005).
Las flechas grandes representan el movimiento relativo de las placas (en cm.
por año).
El bloque de Maracaibo tiene
geometría triangular y está limitado por los desgarres sinistros de Santa
Marta–Bucaramanga al O y de Oca al N, y la falla de desgarre dextrorso de Bocono
por el S. (Fig. I.2.1). Este último accidente tiene más de 500 Km de longitud y
corta a la cadena a lo largo de su parte axial siguiendo una trayectoria de
SO-NE, reuniéndose al NE con la falla de El Pilar. No hay acuerdo entre los
investigadores respecto a la edad de esta estructura; algunos piensan que es
del Mioceno superior (Audemard & Audemard, 2002), otros que es del Plioceno
(Dewey, 1972) o del Pleistoceno (Schubert y Vivas, 1993). El único dato
objetivo y cierto es que el desplazamiento medido en algunas estructuras y
depósitos cuaternarios afectados por la falla puede cuantificarse entre 3-14
mm/año (Audemard et al., 2000).
Las fallas que limitan el bloque
de Maracaibo, constituyen grandes fronteras morfológicas coincidentes con
conjuntos montañosos: el macizo de Santander al SO, el macizo de Santa Marta
(Colombia) y la Sierra de Perijá al NO y la Cordillera de Mérida al SE. Estas
unidades tienen entre ellas diferente relación y también es distinta la
evolución tectónica de cada una de ellas. Los primeros levantamientos de la
Sierra de Perijá y los Andes de Mérida fueron durante el Oligoceno-Mioceno
inferior, produciéndose las primeras molasas en esos tiempos, mientras que la
Cordillera oriental de Colombia se levanta durante el Mioceno medio siendo sus
primeros depósitos sinorogénicos diacrónicos, ligeramente más jóvenes, respecto
a los de las otras cordilleras (Pindell et
al., 1995).
CRONOLOGÍA DE LA DEFORMACIÓN
El modelo de Dewey & Pindell
(1986) fija seis etapas para la evolución tectónica del Bloque de Maracaibo
(Fig. I.2.6.). Desde el Cretácico al Paleoceno se emplazaron diacrónicamente
los mantos al N y NE del bloque de Maracaibo en el sentido SE (Fig. I.2.6A).
Debido al empuje de la placa del Caribe sobre este margen de América del Sur se
construyó la cuenca de Grenada y las Antillas Menores. En la cuenca de
Maracaibo el emplazamiento de los mantos y el desarrollo de un foredeep ocurrieron durante el intervalo
del Paleoceno al Eoceno inferior. También en aquellos tiempos se formó el
conjunto de fallas de desgarre (Boconó, Santa Marta y Oca) que se convirtieron
en cinturones móviles durante el Mioceno.
Fig. I.2.6: Esquemas de evolución
geotectónica de Venezuela durante el Meso-Cenozoico, mostrando las
supersecuencias estratigráficas (A-F). M, Machiques; U, Uribante; T, Trujillo;
L, lago de Maracaibo; CC, cordillera Central Colombiana; G, Guajira; P, Paraguaná.
Modificado de Pindell & Erickson, (1993).
Durante el Eoceno y Oligoceno los
depósitos turbidíticos fueron acrecionados y metamorfizados en los mantos de
Lara, debido al avance hacia el E de la placa del Caribe. El movimiento de esta
placa continúa emplazando progresivamente los mantos y complejos acrecionarios
dentro del margen N de Venezuela, acompañados por el cizallamiento dextrógiro
de los conjuntos rocosos dentro de los mantos (Fig. I.2.6B)
Fig. I.2.3: Interpretación
estructural del FNA según el perfil sísmico de Friatas. Las unidades del
Cretácico Superior y del Terciario están plegadas en el anticlinal de Friatas
por una serie de retrocabalgamientos. Basado en De Toni & Kellogg (1993)
El Mioceno inferior y superior se
caracterizan desde sus comienzos por la orogenia Andina, la cual movilizó
bloques de los terrenos cordilleranos hacia el O, conformando e
individualizando el Bloque de Maracaibo. Los límites transformantes entre las
placas del Caribe y Suramérica se convirtieron en convergentes y las Antillas
Holandesas, que originalmente formaron parte de la placa del Caribe, fueron
removilizadas hacia el N dentro de la porción más oceánica de la placa del
Caribe (Fig. I.2.6D y E). Finalmente, en el Holoceno el Arco de Panamá
colisionó con la cordillera occidental de Colombia lo largo de la sutura de
Atrato y continuó convergiendo hasta producir la topografía tan accidentada de
los Andes actuales (Fig. I.2.6.F).
Resumiendo, según los datos
expuestos acerca de la evolución de la deformación de la cadena andina y la
estructuración del bloque de Maracaibo, se puede distinguir tres etapas en la
estructuración de la cadena (Hervoüet et
al., 2001).
Los primeros efectos de la
comprensión en el Mioceno se manifestaron por la formación de un cabalgamiento
imbricado que involucra al basamento y que tienen como zona de despegue formaciones
lutíticas del Cretácico Superior (formaciones La Luna y Colón). El
desplazamiento se efectuó de SE al NO y delante de esta estructura cabalgante
se instaló la antefosa nordoccidental andina que se rellenó en el Neógeno con
materiales detríticos sinorogénicos derivados de la erosión de los relieves que
se estaban formando.
El juego antitético del
cabalgamiento cortical que se desplaza hacia el NO y los desgarres de Valera
aparentemente hacia el SE, activan el funcionamiento de fallas inversas
retrocabalgantes en el interior de la cuenca de antepais. Durante el depósito
de las rocas correspondientes al Mioceno superior–Cuaternario (Formación
Betijoque) la subsidencia se aceleró brutalmente y las unidades de la cuenca de
Maracaibo pueden despegarse y desplazarse hacia el SE relativamente.
Durante el Plio-Pleistoceno la
corteza se rompe en profundidad siguiendo un ángulo de 35º aproximadamente.
Toda la estructura anterior cabalga hacia la cuenca de antepais a través de la
falla inversa de Las Virtudes y Arapuey. Como algunos retrocabalgamientos
continúan funcionando se crea una zona triangular. El juego de la falla de Las
Virtudes es variable, siendo máximo en la región de ese nombre donde el
desplazamiento horizontal sobrepasa los 4 Km, disminuyendo hacia el SO y NE.
ESTRUCTURA DEL FLANCO NORANDINO
La estructuración del FNA tuvo su inicio hace 25 Ma,
con la reactivación de la falla de Bocono, que divide a los Andes en dos bloques
estructurales más o menos paralelos entre sí, estrechos y alargados, de 50 Km
de ancho respectivamente. Varios autores que se han ocupado del estudio de la
tectónica andina, coinciden en señalar una estructura en flor, con una conjunto
articulado de fallas que escaman progresivamente bloques del basamento y de la cobertera
a partir de la falla de Bocono. (Fig. I.2.2D y I.2.3). En este modelo
conceptual las fallas inversas de ángulo alto se disponen hacia el núcleo del
sistema andino subparalelas a la falla maestra, y las fallas inversas de ángulo
bajo en las zonas mas distantes de esta falla principal. Las fallas de ángulo
bajo NE-SO son longitudinales, tales como el corrimiento de Las Virtudes en la
parte NE del FNA y los corrimientos frontales de Onia en el bloque de El Vigía
(Fig. I.2.7), que en origen fueron probablemente fallas normales de crecimiento
ya existente durante el Cretácico y reactivadas durante la orogénesis Andina
del Terciario.
Los esfuerzos transpresivos de la falla de Bocono,
provocó el levantamiento del núcleo de la cadena, erosionando casi la totalidad
de los terrenos anteriores al Mioceno depositados en su parte central y
redepositándolos en las grandes fosas de subsidencia alargadas de los flancos FNA
y FSA.
El FNA fue dividido por MARAVEN (1991) de SO a NE en
cinco bloques estructurales con características litoestratigráficas propias (Fig.I.2.7):
Seboruco–Las Hernández, Zea–Río Mucujepe, La Azulita–Caja Seca, Caja
Seca–Motatán y Valera-Río Momboy. Cada uno de esos bloques limitan al S y en
profundidad con la falla de Boconó y están separados entre sí por fallas
transcurrentes NO-SE con movimientos generalmente sinistros.
Bloque
Seboruco-Las Hernández
Se encuentra en el extremo S del FNA y está limitado
por el O con una falla transcurrente dextrorsa con rumbo NO, localizada al
noroccidente del estado Táchira. Este bloque se extiende alrededor de 65 Km
hasta el contacto con el bloque contiguo de Zea–Mucujepe. Los depósitos del
Terciario y Cretácico tienen rumbo aproximado N45°E, interrumpidos por una
falla transcurrente dextrorsa con rumbo N30°O. Al S de este bloque las capas
del Cretácico Superior se encuentran falladas y/o volcadas, sobrecorridas por
unidades del Paleozoico, Jurásico y Cretácico Inferior.
Bloque
Zea-Río Mucujepe
Es un bloque estrecho, con cerca de 28 Km de longitud,
ubicado entre dos grupos de fallas transcurrentes sinistras orientadas N30° O:
al O las fallas de Zea y Río Escalante y
al E la del Río Mucujepe. En el extremo SE del bloque se extiende una zona de
flexión y el corrimiento de Mesa Bolívar, en el que el Paleozoico (Asociación
de Tostós, entiéndase el término Asociación (CVET, 1997) como la unidad
litodémica suite del NACS, 1983) cabalga sobre la Formación Palmar del
Terciario. El límite S está controlado por el sistema de fallas Chama-Mocotíes
conectado con la falla de Boconó. En general el bloque se caracteriza por esta
sometido a una fuerte compresión, con corrimientos yuxtapuestos y volcamientos
generalizados. El desplazamiento hacia el NO estimado por MARAVEN (1991) de
secciones completas de basamento y cobertera es del orden de 7-8 Km. En este
bloque estructural se ubican las sucesiones estratigráficas de Mesa Bolívar y
El Vigía
La línea sísmica FN-83C-33 (Fig. I.2.8) se extiende por
el flanco O del bloque, a lo largo de una estructura anticlinal orientada al NO
y desplazada por fallas N-S. La sísmica muestra una tendencia a la verticalidad
de las capas de las formaciones Palmar e Isnotú, cuyas rocas disminuyen
progresivamente su buzamiento hacia el NO; constituyen en el subsuelo
estructuras triangulares con escamas del basamento que vergen desde el núcleo andino
hacia la cuenca de Maracaibo a lo largo de todo el FNA (Fig. I.2.9A).
Bloque
La Azulita-Caja Seca
Tiene una extensión aproximada de 65 Km y está
limitado al O por la falla de Río Mucujepe y por el NE por la falla de Torondoy–Piñango.
El bloque se encuentra afectado al S por fallas secundarias de direcciones E-O
a NE. En este bloque estructural se encuentran dos de los principales
corrimientos en el sector N del FNA: uno que da origen al denominado Macizo La
Avispa y otro que corresponde con el extremo occidental del corrimiento de Las
Virtudes. Ambos cabalgamientos transportan escamas de varios kilómetros de
longitud de rocas precámbricas (Complejo Iglesias) y parte de la cobertera
cretácica y terciaria, con desplazamientos estimados del orden de 20 o 25 Km
hacia el SO (MARAVEN, 1991).
Fig. I.2.7:
Distribución de bloques estructurales en el FNA. (Modificado de MARAVEN, 1991)
Bloque
Caja Seca–Motatán
Tiene 70 Km de longitud y está enmarcado por el S por
la falla de Torondoy–Piñango, al E por la falla de Río Momboy y Valera–Agua
Viva y al O por la falla de El Batey. El núcleo de este bloque está controlado
por el sistema de corrimientos de Las Virtudes y Arapuey, que nace en la parte
NO del bloque y se prolonga hacia la zona de Escuque–Valera, donde es disectada
por las fallas de Valera–Río Momboy. En este bloque se estudió la sección de
Betijoque entre las poblaciones de Betijoque y Sabana de Mendoza.
Sobre la base de la interpretación de las líneas
sísmicas realizadas por MARAVEN (1991), en la parte NE de este bloque se han
detectado una serie de corrimientos secundarios a partir del corrimiento de Las
Virtudes que trasladan hacia el N escamas del basamento y bloques del Cretácico
y Terciario (Fig. I.2.9B). En superficie no se observan deformaciones importantes
que afecten a los depósitos del Neógeno. Un rasgo estructural importante es el
anticlinal de Boscán, ubicado al SO de esta región. Durante el Terciario
superior–Pleistoceno se produjo, en el extremo occidental del bloque, una
antefosa con fuerte subsidencia denominada Depresión de Bobure.
Bloque
Valera-Río Momboy
Es el bloque más norteño del FNA y está limitado por
el S y O por las fallas de Valera y Río Momboy respectivamente. La región está
dominada por afloramientos pertenecientes a la Formación Betijoque que presenta
suaves buzamientos (10° a 15°) al N, que en ocasiones son subhorizontales.
De manera general la estructura
del FNA está caracterizada por un sistema de fallas transversales, verticales y
subparalelas de dirección NO-SE. Todo el conjunto forma un dispositivo
estructural de horst y grabens
escalonados sobre el borde de la cadena en contacto con la antefosa, definiendo
varios bloques (Castrillo & Hervouet, 1996). Según las características de
la deformación Audemard & Audemard, (2002) dividen
el FNA en dos sectores: el segmento del SO o de El Vigía y el segmento de NE o
de Valera (Fig. I.2.9; Fig. I.2.10).
Sector de El Vigía
Este sector corresponde con el
bloque de Zea—Río Mucujepe ya descrito. Está vinculado a un gran
retrocabalgamiento despegado a partir de una formación del Cretácico superior
(Fig. I.2.9A). Los retrocabalgamientos con vergencia opuesta nacen en la
antefosa molásica andina noroccidental (cuenca de flexión rellena por
sedimentos que tiene más de 12 Km de espesor) y forman una zona triangular
convencional (estructura limitada por dos cabalgamientos con vergencia opuesta,
ligados al mismo nivel de despegue y que convergen hacia la superficie). La
secuencia sedimentaria terciaria (growth
wedge) en este sector buza hacia el NO con ángulos elevados y forma un
cinturón de facies de 10 Km de anchura adosado al FNA. La parte superior de la
secuencia comprende el Mioceno superior y Plio-Pleistoceno (Fig.I.2.3); sus
reflectores sísmicos convergen hacia fuera de la cuña, mostrando unos
dispositivos de solapamiento (onlap)
sobre el borde e indicando también la presencia de algunas discordancias
progresivas. Por debajo de esta cuña, y encima de los niveles más profundos
despegados del Cretácico Superior, hay otros dos niveles de despegue que según
los marcadores sísmicos corresponden uno a la secuencia del Eoceno y otro a la
del Mioceno inferior y medio. Por último, la zona triangular está compuesta por
Fig I.2.9:
Geometría del subsuelo en el sector de El Vigía al S del FNA (A) y en el área
de Arapuey-Torondoy al N del FNA (B), mostrando el complejo de corrimientos con
vergencia NO, las cuñas de crecimiento y las zonas triangulares (Audemard &
Audemard, 2002)
cuatro láminas cabalgantes del
basamento (cuña intracutánica) que tienen vergencia al NO (Fig. I.2.9A).
El bloque de El Vigía se
caracteriza por su complejidad, está limitado al S por un conjunto articulado
de corrimientos en el que destaca el corrimiento de Mesa Bolívar, que pone en
contacto rocas paleozoicas con terciarias y produce pliegues con vergencias
principales al NNE. El Granito de El Verdalito aflora al SE inconforme bajo las
rocas cretácicas. En la parte central y N del bloque se observa un conjunto de
fallas que disectan al bloque en el sentido E-O y SO-NE, individualizando
bloques con rocas cretácicas y terciarias. De manera general las secuencias
sedimentarias más antiguas afloran al S y hacia el núcleo de los Andes,
mientras que las rocas más recientes afloran hacia el N, hacia la cuenca de
Maracaibo. En este sector del SO del FNA (Fig. II.1.1) se estudiaron las
sucesiones estratigráficas de El Vigía y Mesa Bolívar. La primera a lo largo de
la autovía Rafael Caldera, desde el sector El Caracol hasta la ciudad de El
Vigía; la segunda desde el sector Bolero Alto hasta la población de La Palmita.
Sector de Valera
Este segmento NE del FNA corresponde
con los bloques Caja Seca-Motatán y Valera-Río Momboy (Fig. I.2.7). Está
definido por el cabalgamiento más grande de todo el FNA que verge hacia el NO y
que es conocido con el nombre de Las Virtudes (Audemard, 1991). Es una zona
estructuralmente muy compleja caracterizada por pliegues y fallas regionales.
Entre los pliegues destacan un conjunto de anticlinales como los de Escuque,
Campo Alegre, El Baño y Jalisco. Las fallas son las de Río Momboy y Motatán que
tienen dirección NE, pero que al llegar a la región de Valera se unen y toman
el rumbo NNO (Fig. I.2.9; Fig. I.2.10), conociéndose a partir de ahí con el
nombre de falla de Valera. Según Soulas et
al. (1985) la falla de Valera alcanza 240 Km de largo, con un componente
transcurrente dextrorso; al S de la ciudad de Valera su orientación es de N30º E
cambiando a N-S al norte de la misma.
Las consecuencias de esta complejidad
estructural es la distribución de unidades en este sector. Al SO de Valera hay
Miocenos discordantes sobre el Paleozoico, mientras que al O de la ciudad, en
ambos flancos del anticlinal fallado de Campo Alegre, el Mioceno se dispone
discordante sobre el Cretácico. Por último, al E de Valera las rocas miocenas
de la Formación Betijoque están en contacto mecánico con el Granito de Valera.
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