FLANCO NORANDINO VENEZOLANO: CARACTERÍSTICAS ESTRATIGRÁFICAS Y PALEOGEOGRÁFICAS
FLANCO NORANDINO VENEZOLANO: CARACTERÍSTICAS ESTRATIGRÁFICAS Y PALEOGEOGRÁFICAS (PARTE II).
OMAR ANTONIO GUERRERO
UNIVERSIDAD DE LOS ANDES, MERIDA - VENEZUELA
En la cordillera andina de Venezuela, afloran
terrenos cuyas edades abarcan desde el Precámbrico al Cenozoico. Una síntesis
cartográfica rápida y muy general de la distribución de los eratemas (Fig.
I.3.1) muestra como los terrenos más antiguos (orógeno Hercínico) se encuentran
en las zonas centrales más elevadas, los terrenos mesozoicos prolongan por el N
y S a aquellos y los cenozoicos ocupan los flancos de la cadena Andina.
EL BASAMENTO
Las rocas del basamento son en
gran parte las rocas madre de los depósitos Meso-Cenozoicos y pertenecen a los
ciclos Precámbrico y Paleozoico (Fig. I.3.2). En los Andes se
reconocen durante el Paleozoico dos eventos orogénicos; uno denominado
Caparoensis, ocurrido a finales del Cámbrico y comienzos del Ordovícico y otro
llamado Herciniano ocurrido a finales del Pérmico y comienzos del Triásico.
Fig. I.3.1: Síntesis cartográfica general de la distribución de los eratemas en los Andes de Mérida. Gran parte del Paleozoico corresponde a la Asociación Tostós en la zona de Mesa Bolívar (Modificado de Bellizia, 1976).
Las rocas del Precámbrico y
Paleozoico forman parte de tres bloques cuya estratigrafía es muy diferente:
autóctono, alóctono y supraterreno (Bellizia y Pimentel, 1994). El bloque autóctono
denominado de Caparo está ubicado en el FSA y está formado por rocas
metamórficas del Precámbrico Superior y del Ordovícico y Silúrico. La
Asociación Bella Vista del Precámbrico está constituida por esquistos y
pizarras con intrusiones graníticas. Las rocas del Ordovícico y Silúrico
comprenden las formaciones Caparo y El Horno respectivamente, que consisten en
limolitas fosilíferas.
Este bloque tectono- estratigráfico, formó parte de una gran cuenca
sedimentaria formada en la periferia del Escudo Precámbrico de Guayana.
Fig. I.3.2: Cuadro
cronoestratigráfico del basamento y de la supersecuencia A jurásica de los
Andes venezolanos (Basado en Higgs et
al., 1995).
El bloque
alóctono de Mérida, situado en la región central
y en el FNA está articulado por los grandes núcleos antiguos ígneo-metamórficos
de edad Precámbrico del Complejo Iglesias (Fig. I.2.2A) cuya unidad
más característica es la Asociación Sierra Nevada, compuesta por gneises,
micaesquistos, mármoles y cuarcitas, afectados por un metamorfismo de facies
anfibolita-almandino.
La sedimentación y el evento tectono-termal
del Paleozoico Inferior estuvo caracterizado en la región central andina por la
ausencia de sedimentos del Cámbrico, marcando un gran hiato. Los periodos del
Ordovícico y Silúrico están representados por intrusiones graníticas, así como por
levantamientos -principalmente hacia el SO de los Andes- que no se manifestaron
hacia su parte central (Testamarck et al.,
1991). Este evento estuvo relacionado con la orogénesis Caparoensis, que
produjo un largo hiato durante el Devónico y el Mississipiense, antes del nuevo
ciclo sedimentario del Paleozoico Superior.
Durante el Carbonífero Superior (Pennsylvaniense)
y el Pérmico ocurrió una transgresión que cubrió la región central andina y dio
origen a la sedimentación de la Asociación Mucuchachí, Río Momboy y Los Torres.
Para este periodo, se establece la cobertera sedimentaria del supraterreno. En la cordillera de
Mérida, la cobertera (supraterreno) esta formada por depósitos continentales
(Formación Sabaneta) y marino someros (Formación Palmarito), del Paleozoico
Superior (Pennsylvaniense Superior–Pérmico). Estos depósitos sedimentarios son
transgresivos sobre los anteriores en ambas provincias geológicas (bloque de
Mérida y bloque Caparo). Por esto, la historia geológica de la cordillera de
Mérida es diferente hasta el inicio del depósito de las formaciones Sabaneta y Palmarito.
El alto estructural denominado Arco de Mérida es un
contrafuerte tectónico de edad Pennsylvaniense que corre en la dirección NO-SE,
perpendicular a la cordillera. El arco, de naturaleza metamórfica, no sólo
afectó a la sedimentación del Paleozoico Superior, sino que controló la paleogeografia
posterior desde el Mesozoico hasta el Paleógeno (Lugo, 1984). Durante la orogénesis
Hercínica en el Permo-Triásico, todas las formaciones paleozoicas en la región
central andina fueron plegadas y levantadas por efectos de una intensa tectónica
compresiva con magmatismo calco-alcalino asociado, ocasionando un metamorfismo
regional y una intensa deformación.
LA
SUCESIÓN PRE-OROGÉNICA
Los terrenos pre-orogénicos en el FNA
que se iniciaron con la sedimentación post-hercínica, han sido divididos en
cinco supersecuencias denominadas con
las letras A-E (Parnaud et al., 1995).
Las supersecuencias cuyo origen es tectónico, están separadas por discordancias
y reflejan la dinámica en la evolución de la cuenca desde el Jurásico (Fig. I.3.3).
Las cinco
supersecuencias cuyo origen es tectónico, tienen en su interior otras
secuencias menores (Fig. I.3.4) cuya génesis reflejan otros procesos globales
como los eustáticos y otros tectónicos propios de la evolución estructural de
cada bloque. Un hecho a tener en cuenta es que las secuencias cretácicas y
paleocenas son mixtas (carbonáticas y siliciclásticas), mientras que aquellas
depositadas a partir del Eoceno son todas siliciclásticas. El significado
estructural de cada supersecuencia y sus características litoestratigráficas
más notorias se exponen a continuación.
La etapa extensional del Jurásico (supersecuencia A)
Esta etapa se caracteriza por los
depósitos de la Formación La Quinta (Fig. I.2.2). Son capas rojas continentales
que rellenan fosas tectónicas orientadas de NO-SE, que se originaron durante el
episodio de rifting que afectó a este
margen de la placa durante el Jurásico (Fig. I.3.3A). Según González de Juana
et al., (1980) el ámbito del FNA, era en aquellos tiempos un bloque elevado que
constituía un pilar tectónico (horst)
que contribuía con sedimentos a las fosas adyacentes.
El margen pasivo del Cretácico (supersecuencia B) Su intervalo de
depósito abarca desde el Cretácico Inferior al Superior y corresponde al
desarrollo de un margen pasivo (Fig. I.3.3B y C).
Durante el Cretácico continua la disgregación de la Pangea que propicia el
desarrollo de una megacuenca que se extendió a lo largo del cratón sudamericano
desde el NE de Venezuela hasta quizás el N de Argentina. A principios del
Cretácico el escudo de Guayana fue inundado por el mar y el arco de Mérida
condicionó el avance transgresivo durante su inicio en la región andina,
depositándose las secuencias cretácicas mas completas en mares
epicontinentales. Los depósitos que componen las secuencias muestran un esquema
relativamente simple, con cinturones de facies orientados NE-SO y que son más
profundas hacia el NO. Esta transgresión y las sucesivas se correlacionan con
los cambios eustáticos globales que dejaron registro en la zona de varias
secuencias (Fig. I.3.4) depositadas en
plataformas mixtas (carbonáticas y siliciclásticas).
Fig. I.3.3.- 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 Parnaud et al.
(1995)
Durante la secuencia
Neocomiense-Barremiense comenzó la transgresión cretácica que hizo que se
rellenaran los surcos de Uribante, Barquisimeto y Machiques, con una secuencia
fluvial conocida como Formación Río Negro (González de Juana et al., 1980), mientras que el arco de
Mérida continuaba expuesto sobre el nivel del mar y sometido a erosión (Renz,
1977). Durante la secuencia Aptiense continuó la transgresión cretácica sobre
el borde NO de los Andes, inundando grandes extensiones del arco de Mérida, de
la cuenca de Barinas y de la plataforma de Maracaibo; la sedimentación fue casi
exclusivamente calcárea y está representada por la Formación Apón (Fig.I.3.5).
La secuencia Albiense-Cenomaniense
inferior, refleja un flujo importante de arenas que se produjo hacia el N y
cuyos depósitos se interdígitan con lutitas y calizas, produciendo una
secuencia de areniscas cuarzosas, lutitas y calizas grises de las formaciones
Peñas Altas (estado Trujillo) y Aguardiente (estado Mérida) (González de Juana et al., 1980) (Fig. I.3.6). Durante el
Albiense la transgresión siguió avanzando hacia el S hasta invadir la cuenca de
Barinas y rebasar finalmente las mayores alturas del arco de Mérida. Es al
final del Albiense cuando se deposita un intervalo de calizas fosilíferas de
ambiente nerítico-costero sobre los Andes y la plataforma de la cuenca de
Maracaibo (Formación Maraca).
Durante la secuencia Cenomaniense
superior-Campaniense se desarrollaron en este ámbito ambientes pelágicos,
neríticos y costeros (Zambrano et al.,
1971; Schlumberger, 1997) con una polaridad bien definida. Los ambientes
pelágicos se extendieron por gran parte del occidente de Venezuela, el flanco
NO de los Andes y la depresión de Barquisimeto; en ellos se depositaron lutitas
negras calcáreas ricas en materia orgánica y calizas marinas de fondos
euxínicos, correspondientes a la Formación La Luna (Fig. I.3.7). Esta unidad
forma la roca madre de la mayoría de los hidrocarburos venezolanos. Por otra
parte, en la base de la formación hay varios niveles volcánicos que sugieren,
según Parnaud, et al. (1995), la
presencia de un arco volcánico al O que implica el inicio de la subducción de
la placa Pacífica. Los ambientes neríticos se situaban al SE de los pelágicos,
en los flancos SE de los Andes y en la cuenca de Barinas. Las secuencias
sedimentarias acumuladas en esta provincia se caracterizan por capas de arenas,
con glauconita y fosfatos, y la ausencia de ambientes euxínicos (Miembro Tres
Esquinas de la Formación La Luna, Ghosh, 1984; Galea, 1989, Boesi et al., 1993),
indicando un periodo de sedimentación reducida, o probable ausencia de
sedimentación. Los ambientes costeros, que dejaron una gruesa secuencia de
areniscas, se situaron al S de los neríticos, marcando el máximo transgresivo
hacia el S.
Fig. I.3.6: Paleogeografía de la secuencia sedimentaria Albiense – Cenomaniense inferior de la supersecuencia B del margen pasivo. Misma leyenda que la Fig. I.3.5. (Modificado de Parnaud et al., 1995)
La
Transición de margen pasivo a activo (supersecuencia C del Cretácico
Superior–Paleoceno inferior)
Esta fase de transición tuvo lugar
por la colisión entre el arco volcánico Pacífico con la placa de Sur América.
Se creó una cuenca de antepaís con un depocentro profundo (foredeep) en el área de Perijá y un forebulge en la zona de Barinas (Figs I.3.3C y I.3.8). Sin embargo
hacia el N y NE persiste el margen pasivo hasta el emplazamiento de los
cabalgamientos y mantos de Lara, indicando un cierre en “tijera” para el margen pasivo. Esta
fase de transición se caracteriza por la regresión de finales del Cretácico que
deja tres secuencias (Fig. I.3.4).
Fig. I.3.7: Paleogeografía de la
secuencia sedimentaria del Cenomaniense – Campaniense. Las líneas discontinuas indican lutitas
marinas. Misma leyenda Fig. I.3.5. Modificado de Parnaud et al. (1995).
La base de la secuencia Campaniense
superior-Maastrichtiense es la Formación Colón que se extiende por toda la
cuenca N del occidente de Venezuela, la secuencia se caracteriza a techo por
intervalos arenosos depositada en aguas someras y que componen la Formación
Mito Juan. Con esta secuencia depositacional termina el relleno mesozoico de
las cuencas del occidente de Venezuela.
En las dos secuencias de depósito
que pertenecen al Maastrichtiense
Superior-Paleoceno, la orientación NE-SO del cinturón de facies del
Cretácico cambia en el Paleoceno, debido a que continúa la deformación en el SO
de los Andes. La sedimentación durante el Paleoceno se caracterizó por
acuñamientos hacia la parte occidental de la cuenca de Maracaibo, influenciada
por la paleogeografía del antepaís (Boesi et
al., 1992). Se formó un gran complejo deltaico progradante en la plataforma
de la cuenca de Maracaibo que alternó con planicies costeras y lacustres hasta
el Mioceno Inferior (Testamarck et al.,
1991). En la región ocupada por la cordillera andina, luego del retroceso de
los mares del Cretácico, emerge una nueva plataforma continental, donde se
instalaron ambientes pantanosos deltaicos, planicies costeras de aguas someras,
representados por el Grupo Orocué (formaciones Catatumbo, Barco y Los Cuervos).
Hacia el NE estos depósitos pasan
a los de plataforma interna de la Formación Guasare (Fig. I.3.4).
Fig. I. 3.8: Paleogeografía de la
secuencia sedimentaria del Cenomaniense superior – Maastrichtiense. Misma
leyenda de la Fig. I.3.5 (Modificado de Parnaud et al., 1995)
Cuenca de colisión (supersecuencia D del
Paleoceno superior al Eoceno medio)
Esta supersecuencia se depositó a
causa de la colisión entre las placas del Pacífico y Sur América. Los mantos de
Lara se emplazan desde el N de la cuenca del lago de Maracaibo a finales del
Paleoceno. Los mantos fueron girando gradualmente hacia el E generando cuencas
de antepais (Fig. I.3.10). La plataforma del Paleoceno superior estaba interrumpida
al NE por un alto estructural, donde actualmente se encuentra el lago de
Maracaibo (Fig. I.2.6B; I.3.3D), este alto es interpretado como un “forebulge” que migró hacia el SO y fue
el responsable de la discordancia entre la formaciones Guasare y Misoa en la
cuenca de Maracaibo. La
deformación por flexión se tradujo en una serie de transgresiones y regresiones
a nivel regional que produjeron una serie de ciclos regresivos y transgresivos
en el Eoceno (Fig. I.3.4): una secuencia del Paleoceno superior-Eoceno inferior
y dos secuencias del Eoceno medio. En la zona del FNA que nos ocupa, la
sedimentación se inicia con los depósitos de plataforma mareal de la Formación
Misoa (Eoceno inferior a medio). Esta unidad está recubierta en concordancia
por las arcillas -a veces areniscas- y calizas marinas poco profundas de la
Formación Caús (Eoceno medio); la Formación Paují (también del Eoceno medio) es
una potente secuencia de arcillas de batimetría más profunda.
Fig. I.3.9: Paleogeografía de la secuencia sedimentaria del Paleoceno-Eoceno inferior. Misma leyenda de la Fig.I.3.5. (Modificado de Parnaud et al., 1995)
Cuenca de
colisión (supersecuencia E del Eoceno superior al Mioceno inferior)
Esta supersecuencia se deposita en
la cuenca de antepais formada durante la colisión del arco de Panamá con la
placa de Sur América. El Eoceno superior es un periodo de importantes pulsaciones
orogénicas (epirogénesis Caribeana) que ocasionó extensas zonas de
levantamiento. Desde
el punto de vista paleogeográfico se forma un relieve positivo al E-NE que
separa la cuenca continental del lago Maracaibo de la cuenca marina situada más
al N (Fig. I.3.3E). Ese levantamiento provocó en gran parte del país una intensa erosión seguida por una sedimentación continental y
deltaica (Testamarck et al., 1991). Los levantamientos
iniciales de la sierra de Perijá y la cordillera oriental de Colombia, suministraron
los sedimentos al sistema fluvio-deltaico del O de la cuenca (Fig. I.3.10). En
la primera etapa la circulación marina sólo afectó por el E a la cuenca de
Apure-Barinas, y hasta el final del Oligoceno-principios del Mioceno no se
extendió esta influencia marina por la cuenca de Maracaibo. Se han reconocido
dos secuencias depositacionales (Fig. I.3.4): una inferior que apenas tiene
representación en la sierra de Perijá, y otra transgresiva que abarca desde el
Oligoceno superior al Mioceno inferior, siendo las formaciones León y Palmar
las más característica de esta última secuencia en el FNA según Zambrano et al. (1971) (Fig. I.3.11).
Existen evidencias sedimentológicas en la Formaciones León y Palmar de un
levantamiento temprano en los Andes venezolanos durante el Oligoceno–Mioceno
Temprano, que conformaría la existencia de una antigua cuenca confinada similar
a la de la cuenca de Maracaibo actual (Arminio y Allen, 1990; Higgs, 1993).
LA
SUCESIÓN SINOROGÉNICA
Cuenca de
colisión (supersecuencia F del Mioceno inferior al Pleistoceno)
La sucesión sinorogénica comienza
con la supersecuencia F de Parnaud, et al.
(1995) que está relacionada con la cuenca de antepais generada durante la
colisión del arco de Panamá con la placa de Sur América. La fase tectónica
compresiva a gran escala se inició en el Mioceno medio y es culminante en el
Plio-Pleistoceno. Resultado de esta fase de deformación es el aislamiento de la
cuenca de Maracaibo y la de Barinas-Apure (Fig. I.3.12). El levantamiento tan
rápido de los Andes está registrado por las discordancias angulares que se
detectan por sísmica en sus flancos, y la sedimentación molásica existente en
los márgenes, que se articula en dos secuencias depositacionales. Ambas
secuencias en el FNA componen el Grupo Guayabo formado por las formaciones
Palmar, Isnotú y Betijoque (Fig. I.3.4), que se depositaron en el surco
subsidente (foredeep) recién creado.
Fig. I.3.10: Paleogeografía de la
secuencia sedimentaria del Eoceno medio. Las líneas punteadas representan areniscas
continentales. Misma leyenda de la Fig. I.3.5 (Modificada de Parnaud et al. 1995)
El Grupo
Guayabo
Resumiendo las ideas expuestas en
los párrafos anteriores. Durante el Cenozoico del FNA hay tres grandes
supersecuencias (en el sentido de Parnaud et
al., 1995) que están separadas por discontinuidades. La primera (supersecuencia D) marca la transición entre
las sucesiones cretácicas y las del Paleógeno. Estas últimas, están compuestas
por areniscas y lutitas con carbones en proporciones menores, que parecen
representar el inicio de la regresión de los ambientes marinos previos. Las
secuencias paleógenas aparentemente constituyen el último episodio importante
de sedimentación en ambientes marinos y de transición en esta faja montañosa. A
techo de esta secuencia y separándola de la inmediatamente superior se ha
detectado regionalmente un hiato temporal que abarca desde el Paleoceno
superior al Eoceno medio. La segunda supersecuencia (E) pertenece al Eoceno
medio y superior, y también está limitada a techo por otra discontinuidad. Las rocas post-eocenas de la tercera
supersecuencia (F) se restringen a una espesa sucesión molásica que bordean
ambos flancos, N y S, de los Andes y que constituye el Grupo Guayabo (Fig.
I.3.4). Los ambientes sedimentarios que dominaron el FNA,
fueron mayoritariamente continentales, por lo que sus depósitos tienen gran variabilidad
lateral de facies. Este hecho, unido a la intensa deformación del Flanco,
dificulta por una parte el reconocimiento de esas unidades y sus componentes, así como su correlación con las existentes en el FSA y Cuenca de Maracaibo.
Por otra parte las correlaciones entre los bloques estructurales son bastante
dudosas y con frecuencia contradictorias debido a la ausencia de fósiles
diagnósticos que afiancen las superficies isócronas en el Flanco.
Fig. I.3.11:
Paleogeografía de la secuencia de depósito Oligoceno – Mioceno medio. Se
muestra la extensión y relación entre las formaciones León y Palmar (modificado
de Zambrano et al., 1971).
En el FNA, entre las
regiones de Trujillo y Mérida, es donde las formaciones que componen el Grupo
alcanzan su mejor desarrollo. Siguiendo las ideas de Zambrano et al. (1971), González de Juana et al. (1980), Müller et al.
(1987) y Higgs et al., (1995), la articulación de formaciones en el FNA y regiones
adyacentes es la siguiente: El contacto del Grupo Guayabo con la Formación León, del Oligoceno, en la cuenca del río Chama es concordante, pero hacia
Trujillo, la Formación Palmar, yace discordante sobre la Formación Paují del
Eoceno Medio.
Fig. I.3.12:
Paleogeografía de la secuencia de depósito Mioceno superior - Plioceno. Se
muestra la extensión y relación entre las formaciones León y Palmar (modificado
de Zambrano et al., 1971).
El techo del Grupo
Guayabo en el FNA es una discordancia que lo separa de la Formación Carvajal
del Cuaternario. En Mérida, el registro sedimentario de esta secuencia se
limita a la Formación Mucujún, que abarca desde Oligoceno medio-superior al
Mioceno inferior, y que es equivalente a las formaciones León y Palmar. En el
FSA las unidades equivalentes al Grupo Guayabo son las formaciones Parángula y
Río Yuca, pertenecientes al Mioceno inferior-medio la primera y al Mioceno
superior la segunda. Existe pues una laguna estratigráfica de carácter regional
que separa las dos últimas megasecuencias cenozoicas, que tiene distinta
amplitud temporal. En la cuenca de Maracaibo abarca desde el Eoceno medio hasta
la base del Mioceno; Hacia las zonas más meridionales, hacia el FNA el hiato
está más restringido, limitándose al Oligoceno inferior-medio.
El Grupo Guayabo fue definido por
Notestein et al. (1944) y fue dividido por Sutton (1946) en las formaciones
Palmar, Isnotú y Betijoque. La edad del grupo, Mioceno temprano-Plioceno, está
basada en la escasa fauna que encierran sus sedimentos y en las relaciones
estratigráficas con otras formaciones. La F. Palmar es del Mioceno temprano, la
F. Isnotú corresponde al Mioceno medio y la F. Betijoque al Mioceno
tardío-Plioceno (González de Juana et al.,
1980; Lorente, 1986; Pitelli, 1990; Rull, 1997).
Trump & Salvador (1964) señalan
que el Grupo Guayabo representa la sedimentación continental marginal a la
cordillera en proceso de levantamiento, y los ambientes de depósitos fueron
continentales y costeros. Las direcciones de paleocorrientes y las relaciones
de facies en el Grupo, requieren de una provincia distributiva occidental (Van
Houten & James, 1984), y el dispositivo sedimentario era una llanura
aluvial inclinada hacia el E, en un delta lobulado, que progradaba hacia el
mar, donde el rango mareal era menor de 0,5 m. El episodio de máxima
progradación (Formación Betijoque) refleja un aumento en la sedimentación y el
aumento en la tasa del levantamiento de la provincia distributiva.
Una característica importante del Grupo
Guayabo, es el aumento de la granulometría de los sedimentos hacia la parte
superior de cada una de las formaciones. Las areniscas de grano fino están bien
calibradas y presentan frecuentes laminaciones y estratificaciones cruzadas.
Las arenas de grano medio a grueso tienen abundantes estratificaciones cruzadas
y pequeños horizontes conglomeráticos de guijarros. Las bioturbaciones son
frecuentes también en muchas areniscas que no presentan estratificación. Un 25%
de las areniscas del Grupo Guayabo, son litarenitas ftaníticas; algunos
conglomerados de guijarros contienen hasta 80% de ftanita; los feldespatos
potásicos y las plagioclasas se presentan en un porcentaje bajo (6,5% y 7%);
son frecuentes los granos de zircón y turmalina y los fragmentos de rocas
metamórficas constituyen hasta el 10%. Las lutitas son de color marrón aunque
también se presentan variedades con diversos colores; están bioturbadas, son
carbonáceas y contienen delgadas capas de lignito. Los minerales de arcilla más
importantes son: montmorillonita, illita y caolinita
Formación Palmar
Esta formación, cuyo nombre se debe
a Sutton (1946), agrupa a todas las areniscas y lutitas intercaladas que
componen las secuencias del Mioceno inferior del FNA, desde Trujillo, Mérida y
Táchira hasta la frontera colombiana, donde es
posible su diferenciación con la Formación Isnotú suprayacente; donde su
diferenciación no es posible, se aplica el nombre de Grupo Guayabo a la sección
completa. Esta unidad estratigráficamente es la más inferior del Grupo Guayabo,
y está concordante y en transición sobre la Formación León del Oligoceno. Esta
concordancia es general en todo el FNA salvo al NE del mismo, donde suprayace
discordante a unidades más antiguas (Formación Paují, Eoceno), Fig. I.3.4. Finalmente,
la
Formación Palmar en la zona de El Vigía, descansa en discordancia (¿SB-28.4?),
sobre los depósitos infrayacentes del Oligoceno (Arminio y Allen, 1990). El muro de la Formación.
Palmar es equivalente a la Formación La Rosa y a la parte superior de la Formación
Lagunillas y el Grupo El Fausto (Fig. I.3.4). Por otra parte, en la ciudad de
Mérida (región central de los Andes) aflora una secuencia continental, de 610 m
espesor denominada Formación Mucujún, de edad Mioceno-Plioceno que es
equivalente lateral de la Formación Palmar (Ghosh & Odreman, 1987).
Las areniscas que componen la unidad
son mayoritariamente de grano fino, aunque también las hay de grano grueso y
localmente conglomeráticas; composicionalmente son muy cuarzosas y micáceas y
los colores que presentan son blancos y grises. Las lutitas son en general muy
arenosas, carbonosas y están moteadas, sus colores varían desde el rojo hasta
el verde oscuro y negro. Poseen restos de plantas bioturbaciones por crustáceos
y tienen intercaladas capas delgadas de lignitos (Trump & Salvador, 1964;
González de Juana et al., 1980;
Pitelli, 1990 y Testamarck et al., 1991).
Hacia la parte superior de la unidad, los paquetes de areniscas son más
frecuentes, de grano más gruesos (incluso conglomeráticas) y con fragmentos de
chert (MARAVEN, 1991). En la localidad tipo se han descrito dos tramos (Mora et al., 2005): uno inferior de facies
heterolíticas con predominio de lutitas y niveles carbonosos -muy abundantes en
la base-, y otro superior compuesto por facies de areniscas bioturbadas, con
estratificaciones cruzadas, laminaciones horizontales y restos de plantas.
Aunque las facies del dispositivo
sedimentario son bastante constantes a lo largo de todo el FNA, parece que hay
un afinamiento en el grano de las areniscas en dirección al NE.
El espesor de la unidad también es
variable de unas zonas a otras, mostrando la geometría en cuña de la unidad. En
la localidad tipo el espesor es de 570m en los estados de Mérida de Táchira se alcanzan potencias de hasta 790
m y 1300 m respectivamente, mientras que en el sondeo de Guaruries -al NE de El
Vigía- se ha medido 1460 m de espesor (ver el apartado correspondiente). En
resumen, la Formación Palmar se acuña progresivamente hacia el NE, del flanco
norandino hasta desaparecer al NO de Trujillo, donde la unidad presenta un
carácter más lutítico.
La edad de la F. Palmar se enmarca
entre el Mioceno Temprano a Medio sobre la base de foraminíferos, tales como: Siphogenerina, Ammobaculites,
Haplophramoides, Trochamina, Quinqueloculina, Nodosaria, Textularia y Spiroplectammina, Cassidulina chipolensis
Cushman y Ponton., (Sutton, 1946; Trump & Salvador, 1964; Pitelli, 1990).
También soporta esa asignación temporal las zonas de palinomorfos de Verrutricolporites y Psiladiporites-Echitricolporites
(Lorente, 1986).
El ambiente sedimentario en el que
se depositó la unidad corresponde a ambientes de transición y lagunares
costeros. En el límite Oligoceno (Formación León)/ Mioceno (Formación Palmar)
el conjunto faunístico no es muy diversificado y abundante, caracterizándose
por ambientes de marismas y llanuras costeras con presencia de Chilogembelina sp., Jenkinsina samelli,
Haplophragmoides sp y foraminíferos betónicos calcíticos. El paquete de
transición entre las formaciones León y Palmar en la zona de El Vigía que tiene
características de llanura deltaica lacustre con influencia marina ha sido
denominado informalmente Miembro Caracol de la F. León (Arminio y Allen, 1990; Rull, 1992; Higgs & Mederos, 1992). La presencia de fragmentos de rocas
dentro de las lutitas ha sido interpretado como depósitos que han sido
erosionados y resedimentados como resultado de las primeras pulsaciones del
levantamiento andino. En el
techo la Formación Palmar aumenta la influencia marina como muestran las especies
Ammobaculites sp., Haplophragmoides sp.
Ammomarginulina sp., Buliminellita sp. Ammonia gr. Ammotium sp.,
Globigerinoides sp., y restos biogénicos, foraminíferos bentónicos
arenáceos y calcáreos (MARAVEN, 1990)
La
Formación Isnotú
El término Formación Isnotú fue
empleado originalmente por Sutton (1946), para denominar los 1.100 m de
depósitos lutíticos abigarrados del Mioceno Medio expuestos a lo largo del FNA
y cuya localidad tipo esta situada en el pueblo de Isnotú (carretera
Motatán-Betijoque en el estado de Trujillo). La Formación Isnotú es una
secuencia de lutitas predominantes (65%), bioturbadas y abigarradas en rojo,
púrpura, amarillo y localmente carbonáceas, que tienen intercaladas areniscas en
estratos de 2 a 3 m, de espesor. Estas últimas son de colores ocres, rojos y
blancos, de grano grueso a fino, con intraclastos de arcilla, cuarzosas y
micáceas, con estratificación cruzada, restos de plantas y trazas de hierro
(Ramírez y Campos, 1972; González de Juana et
al., 1980; Castro et al., 2005).
En aquellos sectores del FNA donde esta formación tiene características
litológicas diferentes algunos autores han propuesto cambiar su nombre, p.ej. Arminio
y Allen (1990) han denominado en el sector El Vigía, como Formación Chama
(informal) de edad Oligoceno–Mioceno a aquellos niveles que son aproximadamente
sincrónicos con la F. Isnotú. Actualmente, se acepta el término Formación Isnotú para
designar a aquellos depósitos lutíticos abigarrados del Mioceno Medio-Superior
(CVET, 1997).
La Formación Isnotú en la localidad
tipo es discordante sobre los depósitos eocenos (González de Juana et al., 1980). En las regiones centro y sur del FNA, la
unidad es concordante y transicional sobre la Formación Palmar (Mioceno
Temprano), y difiere de esta última, por
su color y mayor contenido de areniscas y lutitas. La Formación Isnotú
Infrayace concordante y transicionalmente a la Formación Betijoque (Mioceno
Tardío – Plioceno), que se diferencia por su abundancia de conglomerados,
areniscas pardas y ausencia de colores abigarrados. En el subsuelo de la Cuenca
de Maracaibo se ha aplicado el nombre de Formación Isnotú a los sedimentos
suprayacentes de la Formación Lagunillas (CVET, 1997).
La Formación Isnotú contiene restos indeterminados
de plantas y carece
casi totalmente de fauna fósil, por lo que su edad (Mioceno medio a tardío) ha sido
asignada en base a su posición estratigráfica, datos de foraminíferos (Miliammina
spp. y Miliammina fusca,
Hedbergella spp según MARAVEN, 1990) y de polen (Bombacadicites
ciriloensis, Foveotriletes ornatos,
Nijssenosporites fossulatus, Polypodiaceoisporites
pseudopsilatus y Polypodiaceoisporites pseudopsilatus,
Polypodiisporites usmensis y Retitricolporites irregulariss, según Guerrero
et al.,2006).
La Formación Isnotú se caracteriza
por tener en toda su extensión depósitos continentales, se inicia y culmina con
depósitos de ambientes aluviales controlados tanto por variaciones climáticas como
por movimientos tectónicos del levantamiento
andino del Mioceno tardío (Fiorillo, 1976), entre los que se intercalan
en la parte media de la unidad sedimentos de ambientes pantanosos
costero–llanura de inundación deltaica (MARAVEN 1990); también han sido
descritos en la región de Trujillo depósitos de ríos meandriformes a muro de la
Formación (Higgs et al., 1995; MARAVEN, 1993).
La
Formación Betijoque
El término Formación Betijoque fue
propuesta por Garner (1926), en Betijoque (estado de Trujillo), pero fue Liddle
(1946) el que lo aplicó para los depósitos que representan la sedimentación del
Mioceno superior-Plioceno en los Andes de Mérida (Fig. I.2.5), acepción que
actualmente tiene aceptación general (Miller et al., 1963; CVET, 1997). La F. Betijoque representa el techo del
Grupo Guayabo, su muro es concordante y transicional con la Formación Isnotú,
aunque en algunas áreas está discordante sobre unidades más antiguas; el techo
de Betijoque está extensamente truncado por las gravas de la Formación Carvajal
(Pleistoceno), o con sedimentos más recientes, conformando una discordancia
angular. La Formación se articula en dos miembros: el inferior, menos
conglomerático se denominado Vichú, mientras que el superior, se caracteriza
por contener más conglomerados en capas macizas y se conoce con el nombre de
Sanalejos (Mencher et al.,1953;
González
de Juana et al., 1980).
La Formación está integrada por por
tres tipos de facies interdigitadas conglomerados, areniscas y lutitas, que
representan las molasas andinas (Sutton, 1946; Ramírez y Campos, 1972; Jiménez y Guerrero, 2005). Los
conglomerados forman 25% de la unidad y son clasto y matriz soportados que se
presentan en capas masivas de hasta 12 metros de espesor; en la mitad superior
los conglomerados tienen peor calibrado, están menos cementados y sus clastos
son de mayor tamaño. Las facies arenosas son de grano medio, mal escogidas, con
estratificaciones horizontales y cruzadas que pasan a techo, a areniscas
cuarzo–micáceas de grano más fino con clastos aislados y laminaciones de
ripples; la forma de estos cuerpos arenosos, es generalmente lenticular
amalgamados. La mayor parte de la unidad consiste de arcillas macizas de color
gris verdoso oscuro que pasan localmente a pardo y negro, generalmente
arenosas, y localmente carbonáceas y con restos de plantas. La distribución de facies a lo largo del FNA presenta
variaciones; en la región de El Vigía–Estanques (sur del FNA) esta compuesta
por areniscas, conglomerados y lutitas, haciéndose progresivamente
más conglomerática en dirección NE, hasta convertirse en facies totalmente
conglomeráticas en la región de Betijoque –Isnotú (estado Trujillo, norte del
FNA, Fig. I.3.18).
Asimismo, parece que su disposición estructural varía en sentido perpendicular
al FNA indicando la posible presencia de discordancias sintectónicas. En
efecto, entre los poblados de Betijoque y Agua Viva los paquetes de
conglomerados forman grandes cuestas de buzamiento escarpados, cuya inclinación
decrece progresivamente hacia el NE, hasta comportarse casi horizontal en la zona de Sabana de Mendoza–Agua Viva
(estado de Trujillo).
El espesor máximo de la unidad es de
4.365 m (CVET, 1997) que corresponde a los espesores sumados de los Miembros
Vichú (2.100 m.) y Sanalejos (2.225 m.).
Sin embargo la unidad sufre fuertes variaciones de los espesores, La Formación
Betijoque en el Valle de Monay, estado Trujillo tiene 2000 m., (Salvador, 1961),
adelgazándose hacia el S de los Andes, hasta 650 m. (Ramírez y Campos, 1972).
Sin embargo, Zambrano et al. (1971)
sugieren que los 5.000 m, que rellenan la antefosa de los Andes corresponden en
gran parte a la Formación Betijoque.
La edad de la Formación Betijoque es
considerada como Mioceno tardío-Plioceno en base de correlación regional y
apoyada por la determinación de flora: Blechum
betijoquensis, Ficus betijoquensis, y
Entrada boweni, así como los datos de polen: Bombacacidites ciriloensis y Polypodiaceoisporites
pseudopsilatus (Guerrero et al.,
2006).
La Formación Betijoque constituye una rápida
sedimentación continental compuesta por sistemas de abanicos aluviales
coalescentes de cuencas intermontanas cuyos desarrollos están asociados al
levantamiento andino; sus litofacies tienen una marcada heterogeneidad interna
que varían desde depósitos de coladas hasta canales fluviales arenosos de carga
mixta y de alta sinuosidad, cuyas direcciones preferenciales eran hacia el E y
NE, y depósitos lutíticos de llanuras de inundación (CVET, 1997; Taheri et al.,1991;
Aquino,1992).
Evolución
paleogeográfica del Grupo Guayabo
A manera de conclusión, la paleogeografía de la cuenca
de Maracaibo durante el Cenozoico se puede resumir en la Fig. I.3.11;
Fig.I.3.12; En ella se observa que la sedimentación del inicio del Terciario, fue
continental con invasiones marinas que permitieron el depósito y preservación
de sedimentos hacia el SO y NE de la cuenca de Maracaibo, donde hubo creación
de espacios por tectónica extensional (Pestman et al., 1996); mientras que, la región central fue sometida a
exposición por la formación de altos estructurales que generaron importantes
discordancias regionales.
El ciclo del Terciario Superior (Neógeno) se inicia
con el levantamiento progresivo de los Andes de Mérida, de la Sierra de Perijá
y de la serranía de Trujillo la individualización definitiva de la cuenca de
Maracaibo. La última invasión marina a la cuenca de Maracaibo tuvo lugar en el
Mioceno inferior a medio, proveniente del N–NE. Se depositó una secuencia marina,
de aguas más profunda en la base y más somera, salobre a continental, en el techo (formaciones La Rosa y
Lagunillas del Mioceno temprano y medio
respectivamente).
Hacia el borde S de la cuenca de
Maracaibo y a lo largo del FNA, desde el estado Táchira hasta el estado
Trujillo, se depositan las lutitas y areniscas de la Formación Palmar, en
ambientes marinos someros a lagunares salobres (Fig. I.3.19a). Se estima que
durante la ocurrencia del depósito sedimentario de la parte superior de la Formación
Palmar, los “protoandes” de Mérida experimentaron un brusco levantamiento. Este
proceso continuó hasta la actualidad, depositando en la zonas subsidentes (foredeep) de los flancos, sedimentos
continentales producto del desmantelamiento de las partes centrales de los
Andes de Mérida, de esta manera se depositan las secuencias terrígenas de las
formaciones Isnotú y Betijoque en el FNA, formación La Copé en la depresión del
Táchira, Grupo Guayabo (Colombia) y las formaciones Parángula y Río Yuca en la
antefosa suroriental de la Cuenca de Barinas–Apure.
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