Modelo gravimétrico cortical 2D del perfil Sur Proyecto Giame
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UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA MODELO GRAVIMÉTRICO CORTICAL 2D DEL PERFIL SUR PROYECTO GIAME, UBICADO EN LA REGIÓN ANDINA DE VENEZUELA Por: Freddy Javier Rondón Mendoza. PROYECTO DE GRADO Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar como requisito parcial para optar al título de Ingeniero Geofísico Sartenejas, Junio de 2016 UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA MODELO GRAVIMÉTRICO CORTICAL 2D DEL PERFIL SUR PROYECTO GIAME, UBICADO EN LA REGIÓN ANDINA DE VENEZUELA Por: Freddy Javier Rondón Mendoza. Realizado con la asesoría de: Tutor Académico: MSc. Víctor Rocabado. Tutor Industrial: PhD. Javier Sánchez. PROYECTO DE GRADO Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar como requisito parcial para optar al título de Ingeniero Geofísico Sartenejas, Junio de 2016 UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA ACTA DE EVALUACIÓN DEL PROYECTO DE GRADO CÓDIGO DE LA ASIGNATURA: EP3312 FECHA: 04/04/2016 ESTUDIANTE: Freddy Javier Rondón Mendoza. CARNET: 07-41498 TÍTULO DEL TRABAJO: “MODELO TUTOR: Prof. MSc. Víctor Rocabado-USB. CO-TUTOR: PhD. Javier Sánchez-FUNVISIS. JURADO: Profesores. Corina Campos, Sirel Colón y Jesús Ávila. APROBADO: REPROBADO: OBSERVACIONES:_____________________________________________________________ ______________________________________________________________________________ ______________________________________________________________________________ El Jurado considera por unanimidad que el trabajo es EXCEPCIONALMENTE BUENO: SI: NO: En caso positivo, justificar razonadamente: __________________________ ______________________________________________________________________________ ______________________________________________________________________________ __________________________ Prof. Corina Campos Jurado-USB __________________________ Prof. Sirel Colón Jurado-USB ____________________________ Prof. Víctor Rocabado Tutor Académico-USB __________________________ PhD. Javier Sánchez Co-tutor-FUNVISIS _________________________ Prof. Jesús Ávila Jurado-USB RESUMEN En la presente investigación se generó un modelo gravimétrico cortical 2D de la región andina de Venezuela, con el objetivo de estimar la profundidad del basamento y el espesor de sedimentos de la zona de estudio, integrando información geofísica y geológica a través del perfil gravimétrico Sur adquirido por FUNVISIS en el marco del proyecto de investigación “Geociencia Integral de Los Andes de Mérida” (GIAME). Este perfil se encuentra en la región noroccidental de Venezuela, ubicado entre los (7°-12°) N y (70°-73°) O, posee una longitud aproximada de 400 km y una orientación NO-SE. Para la realización del modelo se estudiaron los trabajos realizados en el área, con la finalidad de extraer información de los principales rasgos geológicos ubicados a lo largo de la zona de estudio, además, se generaron mapas gravimétricos para estudiar la respuesta de las fuentes profundas con filtros gaussianos y se estimaron las profundidades de las interfaces con el espectro de frecuencias y la Deconvolución de Euler. Del estudio se determinó que los mínimos valores de gravedad del noroccidente de Venezuela están ubicados sobre la cordillera andina orientados en dirección NE-SO sobre la Falla de Boconó. También se observó, una fuerte tendencia asimétrica a lo largo de la cordillera de Los Andes, la cual se encuentra definida por estructuras de gran complejidad tectónica. Destaca además la presencia de un mínimo gravimétrico absoluto de dirección NE-SO sobre el flanco norte del sistema Andes de Mérida, que podría ser causado por la carga sedimentaria de la Cuenca del Lago de Maracaibo y/o el desplazamiento de la raíz cortical de Los Andes por eventos tectónicos, debido a la interacción de la Placa Caribe con el Bloque de Maracaibo. El modelo gravimétrico cortical generado posee un grado de correlación de 99% respecto a la anomalía medida y sugiere un sistema de compensación regional en el cual, la flexión de la Placa Suramericana es producida por la carga orogénica de Los Andes de Mérida y la Cuenca BarinasApure, mientras que la flexión del Bloque Maracaibo puede ser atribuido a la gran carga sedimentaria que soporta y a la subducción tipo A con la Placa Suramericana, en la cual el Bloque Maracaibo es la placa suprayacente. La discontinuidad de Mohorovicic para la Placa Suramericana está a una profundidad que varía entre 40-47 km en dirección NO, con respecto al Bloque Maracaibo el límite varia de 35-40 km a lo largo del perfil en dirección NO, indicando con ello, que la profundidad de la discontinuidad de Mohorovicic es mayor en la Placa Suramericana. La profundidad de la discontinuidad de Conrad está entre 18-22 km, el espesor cortical del basamento de la Cuenca del Lago de Maracaibo se encuentra entre 9-10 km mientras que el de la Cuenca Barinas-Apure se encuentra entre 4-5 km. Por último, se observa una subducción tipo B con buzamiento de 25° aproximadamente de la Placa Caribe debajo de la Placa Suramericana en dirección NE-SO. iv “A veces, la persona que nadie imagina capaz de nada.... es la que hace las cosas que nadie imagina”. Alan Turing v DEDICATORIA A Dios y la Virgen A mis padres María Susana y Freddy Alfonzo A mis hermanos Marlys y Emmanuel A tía Rufina y a Rosi Marian Paola A tía Dora y tío German A todos mis geoamigos A Yanetsy, mi ángel Y a aquella persona amante de las geociencias que es capaz de soportar las inclemencias del clima solo por descubrir…La verdad vi AGRADECIMIENTOS Cierto día, después de graduarme del liceo una compañera me comento que había quedado seleccionada para estudiar ingeniería Geofísica. Por esos azares del destino termine estudiando la misma carrera. Años después, solo me queda darte las gracias Universidad Simón Bolívar, mi amada USB, por brindarme lo mejor de ti y tus sagradas enseñanzas. Al Doctor Javier Sánchez, mis más sinceros agradecimientos. El concepto que inculcaste en mí, acerca de que las personas pueden hacer y lograr más de lo que quieren si se lo proponen y que todos tienen derecho a una segunda oportunidad de redimirse, hizo que quisiera dar más de mí en cada fase de este trabajo y a exigirme más día a día, trabajar contigo me llevo a descubrir que más que geofísica quiero hacer Geociencias. A mi tutor y profesor de gravimetría Víctor Rocabado, usted me abrió las puertas cuando buscaba con ansias un tema de tesis, brindándome así la oportunidad de formar parte de este gran proyecto como lo es GIAME, con lo cual pude pertenecer a un gran equipo de trabajo, aprender cosas nuevas y desarrollar mis aptitudes y capacidades. Gracias por la confianza brindada. Gracias a todos en FUNVISIS (José Cruces, Jesús Ávila, Sirel Colón, Yuniev Martínez y Gustavo Pacheco) por la oportunidad brindada, disposición a atenderme, por su apoyo y fe en este trabajo. A mis Leonas, compañeras de perfiles y hermanas de Carrera, Jhoelis Calderón y Lorena Cisneros, ustedes dos fueron los dos grandes pilares en los cuales me apoye día a día, noche tras noches, madrugada tras madrugada, para no rendirme cuando el trabajo se hacía muy pesado y fueron las que me levantaron del suelo cuando ya no podía más, gracias a ustedes este trabajo ha cobrado vida. Jhoelis tú fuiste mi primera geoamiga de carrera, tu y yo creamos ese término, tu siempre has sido un gran apoyo y el destino hizo que termináramos trabajando de nuevo juntos. Gracias por todo Jhoe. Lorena tu llegaste a mi vida universitaria cuando me encontraba como un lobo solitario, desde ese día hemos librado las peores y más difíciles batallas, en las buenas y en las malas, ambos hemos compartido tanto los sinsabores de la carrera universitaria como los grandes éxitos alcanzados. Gracias Lore1. A mis demás compañeros de Tesis del GIAME, (Abiel León, Samuel Canino, Edersón Villamizar y María Gracia Delgado) gracias solventar mis dudas, por los buenos momentos y por tender una mano. Gracias a todos los profesores de la carrera, Profesor Andrés Pilloud usted sembró en mí el amor por la Geofísica. Profesora Milagrosa Aldana usted me enseño que no siempre un rostro severo es sinónimo de maldad, gracias por ese sentido de vocación que tiene hacia la carrera. Profesor Rafael Falcón le agradezco las anécdotas en medio de las clases con las cuales aprendí, que a veces los grandes descubrimientos suelen ser producto de la casualidad. Profesor Evert Duran, gracias por mostrarme que en las geociencias siempre existe un porqué de las cosas, para aquella persona que quiera ir más allá. vii Profesor Omar Pérez, fue un placer haber trabajado con usted estos últimos años, más que un profesor se convirtió en un amigo. Profesor Oswaldo Guzmán, usted me enseño el sentido de la geohumildad y a no ser severos con las personas. Profesor Redezcal gracias por las enseñanzas en las salidas de campo. Estimados compañeros de carrera (Sadam Vieira, Paola Pastor, Clara Braña. Katherine Sánchez, Yimeidy González, Marian Parejo, Victoria Alegría, Romina Koch, Luis Gil, Juan Campos, María Terán, Luis Miguel Martínez, Zuralmy Camacho, Alejandro Marcano y Nicolás Gravís), hermanos del Tek (Francisco Grisantí, Jeannette Valiente y Zenahid Pinto), compañeros del centro de estudiante Rifting (Diana Rivera, Merlus Ruiz, Dianne Ballesteros, Victor (El Motta) Ríos, Gabriela García, Leidy Ángel, Tomas Galavís, Rubí Moran, Zoila Lira, Gianfranco Mastrorosa, Néstor Dianes y Gabriel Márquez (Woody)), Sary, Airam, María Gabriela y Andrea Ward, a todos ustedes muchachos mis más sinceros agradecimientos por las sonrisas, el apoyo, el tiempo compartido, el trabajo en equipo, con ustedes compartí algo más que las correderas con los trabajos a última hora, las salidas de campo y las horas nocturnas en la USB, compartí el aprendizaje de la vida. De todos ustedes me llevo algo en el corazón para siempre. María Tome, tú fuiste esa compañera del liceo que me dio a conocer el nombre de esta hermosa carrera, si la casualidad del destino no me hubiera llevado a tropezarme contigo ese día, yo no hubiera estudiado geofísica. Gracias por el apoyo brindado en los primeros años de carrera. Samuel Celis, Isabel Ciscar, Carianna Herrera, Clara Fraile, Betzabeth Araque, Julio Cárdenas y Génesis Casella. A Ustedes que vienen detrás de nosotros, les deseo el mayor de los éxitos, gracias por acompañarme en la USB en esta última etapa de la tesis, el camino es duro muchachos, pero, nunca pierdan la esperanza. Vanessa Rodríguez y Santiago Rodríguez, ustedes dos hicieron mis primeros años en la USB inolvidables, agradables y llenos de vida. Gracias por los buenos momentos. Madeleyn Rivas, gracias por buscar la manera de hacerme reír, gritar, cantar y olvidar mis problemas, tú me enseñaste que no todo en la vida es trabajo y que afuera hay un mundo por descubrir. Debo agradecer de todo corazón a los señores Roberto y María Amalia padres de Roberto de La Rosa, al señor Pedro padre de Lorena Cisneros, a la señora Roselis madre de Jhoelis Calderón, a los señores William y Blanca padres de William Vegas, a la señora Magaly madre de Jorge Lujan y la señora Maris Vargas por haberme recibido como si fuera un hijo más sin pedirme nada a cambio. Les estoy en deuda. A Eduardo Ojeda y Freddy Sequera por su amistad incondicional, por siempre estar ahí, por decirme que si se puede y alejarme de los problemas mundanos por momentos. Gracias. Carlos Piñero, hermano tu y yo desde el primer día hemos pasado por tantas cosas en la universidad, nos dijeron que hacían falta barrenderos y que dejáramos la carrera y mira. Ya tú eres ingeniero, tú me has enseñado que a la vida hay que hacerle frente con aptitud. viii William de ti aprendí que de la prisa solo queda el cansancio, que la vida hay que saberla llevar, gracias por mostrarme ese lado calmado y bueno de la vida, también tú has sido compañero de batallas. Señora Mirian, Carmencita y José Luis, gracias por hacer mi vida en la USB más llevadera. A mi gente de GPS y con los que he estado desde el principio de los tiempos, con los que más compartí. Roberto de la Rosa una vez me dijiste si estaba seguro de hacer los laboratorios de física contigo, que eran sitios que destruían amistades, yo te respondí que si nuestra amistad no sobrevivía a un laboratorio de física, no era amistad, cinco años después somos el claro ejemplo de que pese a las peleas, discusiones y el trabajo bajo presión esta amistad se ha prolongado. Jorge Lujan nadie entiende como seguimos siendo amigos con nuestras continuas discusiones y peleas sin sentido, la amistad se basa en decirse las cosas cara a cara y tú y yo siempre nos decimos las verdades más crudas, contigo he podido sentarme a discutir como geofísico acerca de este trabajo y gracias a esas discusiones nació este modelo, Mizael Bravo tu siempre estuviste al pendiente de este trabajo y siempre te mostraste dispuesto a tenderme una mano como lo hiciste a lo largo de toda la carrera, Yuleica Madriz tú me dijiste que nunca me rindiera, que pusiera todo de mí y que siguiera adelante, Julio Márquez con tus conocimientos de gravimetría como preparador fuiste de gran ayuda para entender los conocimientos básicos necesarios y siempre estuviste cuando te pedía un favor. Christian Quintero tu visión de los problemas de la vida y que todo tiene solución me ayudaron a ver los problemas que tuve en esta tesis desde otro ángulo, Ustedes seis siempre han confiado en que podía lograr este trabajo, gracias por el apoyo y las largas noches de reflexiones geohermanos. A mis padres, gracias por haberme dado cuanto podían y mucho más, por sus enseñanzas de vida, por los valores que en mi sembraron y por enseñarme que nada se logra en esta vida sin esfuerzo y sin sacrificios. Ustedes me han dado mucho más de lo que un hijo podría pedir, dios me premio con buenos ángeles de la guarda. A mis hermanos, gracias por su paciencia y soportar a veces mi mal genio. A mis familiares que siempre confiaron en que lo lograría (Abuela Teresa, Abuela Martina, Abuelo Cheo y Abuelo Esteban, tía Rufi, tía Dora, tío Germán, tía Josefina, tío Pablo, tía Alida, tía Nelly, tío Mauro, tío Claudio, Rosi Marian, Katherin Bricheld, Milagros Josephlyn y Carina Zerpa). Yanetsy tu siempre has confiado en mí, nunca me has pedido nada a cambio, siempre me has apoyado y nunca has dudado de que podría llegar lejos, por todo lo que has hecho por mí estos cinco años y pensar que soy inteligente, desde mi corazón. Gracias, ya falta poco para lograr el sueño. Te amo BB. Finalmente no me queda más que agradecer a las personas que el azar del destino hizo que se cruzaran en mi camino, que de alguna u otra forma intervinieron en la realización de este trabajo, gracias a todo lo aprendido mantengo lo que una vez dije de corazón, soy geofísico, nací geofísico y moriré geofísico con las botas bien puestas si Dios y la virgen así lo permiten. A todos. Gracias totales. ix ÍNDICE GENERAL ACTA DE EVALUACIÓN ............................................................................................................ iii RESUMEN ..................................................................................................................................... iv DEDICATORIA ............................................................................................................................. vi AGRADECIMIENTOS ................................................................................................................. vii ÍNDICE GENERAL ........................................................................................................................ x ÍNDICE DE TABLAS .................................................................................................................. xiv ÍNDICE DE FIGURAS ................................................................................................................. xv INTRODUCCION ........................................................................................................................... 1 CAPITULO I: MARCO GEOLÓGICO ........................................................................................ 18 1.1 Localización del área de estudio ............................................................................................................... 18 1.2 Geodinámica de la región andina de Venezuela ..................................................................................... 19 1.2 Evolución tectónica del Caribe ............................................................................................................... 22 1.21 La Placa Caribe ...................................................................................................................... 22 1.22 Origen de la Placa Caribe ...................................................................................................... 23 1.3 Bloque Andino de Venezuela.................................................................................................................. 26 1.3.1 Evolución de la región andina de Venezuela ....................................................................... 26 1.3.2 Bloque Maracaibo................................................................................................................. 33 1.3.3 Cuenca del Lago de Maracaibo ............................................................................................ 34 1.3.4 Cuenca Barinas-Apure.......................................................................................................... 34 1.3.5 Sierra de Perijá...................................................................................................................... 36 1.3.6 Andes Colombianos, Bloque Santa Marta y Cuenca Cesar-Rancherías .............................. 37 1.3.7 Sistemas de fallas ................................................................................................................. 39 1.3.8 Estratigrafía .......................................................................................................................... 41 x CAPÍTULO II: MARCO TEÓRICO ............................................................................................. 48 2.1 Fuerza gravitacional ................................................................................................................................. 48 2.2 Gravedad de la Tierra ............................................................................................................................... 48 2.2.1 Geoide y Elipsoide ............................................................................................................... 48 2.3 El método gravimétrico............................................................................................................................ 50 2.3.1 Medición de la gravedad....................................................................................................... 50 2.3.2 Anomalías de gravedad ........................................................................................................ 51 2.3.3 Correcciones gravimétricas .................................................................................................. 52 2.3.4 Determinación de densidades. .............................................................................................. 54 2.4 Separación Regional-Residual ................................................................................................................ 55 2.5 Análisis espectral de Fourier (FFT) ........................................................................................................ 55 2.6 Deconvolución de Euler........................................................................................................................... 55 2.7 Análisis estadístico y geoestadístico ....................................................................................................... 56 2.7.1 Media aritmética o media ..................................................................................................... 57 2.7.2 Mediana ................................................................................................................................ 57 2.7.3 Varianza ................................................................................................................................ 57 2.7.4 Error típico o desviación estándar ........................................................................................ 57 2.7.5 Medida de asimetría.............................................................................................................. 58 2.7.6 Diagrama de caja .................................................................................................................. 58 2.7.7 Histograma de frecuencias.................................................................................................... 58 2.7.8 Gráfico Q-Q .......................................................................................................................... 58 2.8 Análisis de coherencia.............................................................................................................................. 59 2.9 Análisis de correlación ............................................................................................................................. 59 2.10 Modelado gravimétrico ............................................................................................................................ 59 xi CAPÍTULO III: MARCO METODOLOGÍCO ............................................................................ 60 3.1 Integración de información de trabajos realizados en el área de estudio ............................................ 60 3.2 Programas empleados para tratamiento de datos, generación de mapas de estudio, gráficos, Sistema de Información Geográfico (SIG), geoestadística y modelo gravimétrico ................................................. 61 3.2 Sistema de Información Geográfico (SIG) ............................................................................................ 62 3.3 Datos gravimétricos.................................................................................................................................. 67 3.3.1 Origen de los datos ............................................................................................................... 67 3.4 Estimación de densidades ........................................................................................................................ 68 3.5 Análisis geoestadistico de los datos ........................................................................................................ 69 3.7 Generación de mapas de gravedad observada, alturas ortométricas, anomalía de aire libre y anomalía de Bouguer de la zona de estudio, basados en el análisis geoestadistico de los datos............................... 69 3.8 Discriminación de efectos regionales y residuales de los datos de anomalía de Bouguer mediante separación polinómica...................................................................................................................................... 69 3.9 Discriminación de efectos regionales y residuales de los datos de anomalía de Bouguer mediante el uso del análisis espectral de los datos ............................................................................................................. 70 3.10 Espectro de potencia generado a partir del análisis espectral de los datos gravimétricos ................ 70 3.11 Deconvolución de Euler........................................................................................................................... 70 3.12 Análisis comparativo espectral de datos gravimétricos terrestres vs datos gravimétricos satelitales...... 71 3.13 Modelo Gravimétrico Cortical 2D ......................................................................................................... 73 CAPÍTULO IV: RESULTADOS Y ANÁLISIS ........................................................................... 77 4.1 Análisis estadístico gravimétrico .............................................................................................................. 77 4.2 Mapas gravimétricos .................................................................................................................................. 79 4.2.1 Mapa de Estaciones gravimétricas ....................................................................................... 79 4.2.2 Mapa de alturas ortométricas ................................................................................................ 80 4.2.3 Mapa de gravedad observada ............................................................................................... 81 xii 4.2.4 Mapa de Anomalía de Aire Libre ......................................................................................... 82 4.2.5 Mapa de Anomalía de Bouguer ............................................................................................ 84 4.3 Anomalías de Bouguer Regional y Residual........................................................................................... 86 4.3.1 Separación polinómica ......................................................................................................... 86 4.3.2 Mapa de Anomalía de Bouguer regional .............................................................................. 89 4.3.3 Mapa de Anomalía de Bouguer residual .............................................................................. 90 4.3.4 Comparación de tendencias de perfiles entre Anomalía de Bouguer total, regional y residual. . 93 4.4 Análisis espectral de los datos gravimétricos .......................................................................................... 96 4.4.1 Análisis espectral total .......................................................................................................... 96 4.4.2 Análisis espectral seccionado ............................................................................................... 97 4.5 Deconvolución de Euler ............................................................................................................................ 99 4.6 Análisis comparativo espectral de datos gravimétricos terrestres vs satelitales................................. 103 4.6.1 Análisis de mapas gravimétricos terrestres y satelitales de Anomalía de Bouguer............ 103 4.6.2 Análisis diferencial de mapas gravimétricos terrestres y satelitales de Anomalía de Bouguer 110 4.6.3 Análisis de Correlación entre perfiles de Anomalía de Bouguer (AB) de Mapas gravimétricos terrestres y satelitales ................................................................................................................... 118 4.7 Modelo Gravimétrico Cortical 2D ......................................................................................................... 121 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES .......................................................................... 133 REFERENCIAS .......................................................................................................................... 136 xiii ÍNDICE DE TABLAS Tabla 2.1 Índice estructural para datos gravimétricos (Chenrai et al. (2010)) .............................................. 56 Tabla 3.1 Programas empleados en la realización del Modelado Gravimétrico .......................................... 61 Tabla 3.2 Densidades empleados en la realización del Modelado Gravimétrico ......................................... 68 Tabla 3.3 Parámetros empleados en la Deconvolución de Euler................................................................... 70 Tabla 4.1 Parámetros estadísticos .................................................................................................................... 77 Tabla 4.2 Polinomios empleados para la separación de componentes de la Anomalía de Bouguer (AB) por el método de regresión polinómica .................................................................................................................. 87 Tabla 4.3 Comparación de profundidades de interfaces sobre área de estudio............................................. 98 Tabla 4.4 Parámetros y soluciones de la Deconvolución de Euler. ............................................................... 99 Tabla 4.5 Análisis de Correlación entre perfiles de Anomalía de Bouguer ................................................ 118 Tabla 4.6 Tabla de densidades asignadas a los cuerpos geológicos del modelo......................................... 121 Tabla 4.7 Rango de profundidad de cuerpos sedimentarios de la Cuenca del Lago de Maracaibo .......... 125 Tabla 4.8 Rango de profundidad de cuerpos sedimentarios de la Cuenca Barinas-Apure ........................ 125 xiv ÍNDICE DE FIGURAS Figura 0.1 Perfiles de anomalías de Bouguer de dirección NO-SE sobre Los Andes de Mérida. (a) Ubicación de los perfiles sobre la zona de estudio, (b) Perfiles A-A’ y B-B’. (Adaptado de Hospers y Van Wijnen (1959); en Henneberg (1983)). ..............................................................................................................5 Figura 0.2 Modelado gravimétrico de un perfil NO-SE sobre Los Andes de Mérida, con curva de anomalía de Bouguer y modelo gravimétrico. (Adaptado de Folinsbee (1972)). ............................................................6 Figura 0.3 Modelo gravimétrico cortical del noroccidente de Venezuela con valores de densidad en gr/cm3, (Adaptado de Kellogg y Bonini (1982)). ............................................................................................................7 Figura 0.4 Modelo cortical del noroccidente de Venezuela en el cual se puede apreciar la interacción geodinámico entre la corteza continental y la corteza oceánica, así como la profundidad del límite de Mohorovicic, (Adaptado de Audemard (1991)). ...............................................................................................7 Figura 0.5 Imágenes Topográficas 2D de la estructura superior del manto al NO de Suramérica, (a) Perfiles topográficos de la variación asférica en la velocidad de la onda P, (b) Ubicación de los perfiles topográficos, (c) Modelo cortical de Van der Hilst y Mann (1994) donde se puede observar la interacción entre el Bloque Maracaibo, la Placa Caribe, la Placa Nazca y la Placa Suramericana. (Adaptado de Van der Hilst y Mann (1994))...................................................................................................................................................................8 Figura 0.6 Modelo gravimétrico de Los Andes de Mérida, (a) Curva de Gravedad observada vs medida, (b) Modelo cortical del Orógeno Andino. (Tomado de Escobar. y Rodríguez. (1995)).......................................9 Figura 0.7 Corte estructural NO-SE a través de la Cuenca del Lago de Maracaibo, desde Los Andes merideños hasta la Serranía de Perijá. (Tomado de Yoris y Ostos (1997))......................................................9 Figura 0.8 Modelos corticales evolutivos de Los Andes de Mérida desde el cretácico hasta el presente. (a) Andes Sur, (b) Andes Central. (Adaptado de (Colletta et al. 1997)). ............................................................ 10 Figura 0.9 Modelo de orógeno flotante de Los Andes de Mérida. (Adaptado de Audemard y Audemard (2002))................................................................................................................................................................ 11 Figura 0.10 Modelo de un transecto NO-SE a través de la Subplaca de Maracaibo. (Adaptado de Cediel et al. (2003))........................................................................................................................................................... 12 Figura 0.11 Modelo cortical basado en la teoría de flexión de placas. (a) Curva de Gravedad Observada vs Gravedad medida, (b) Modelo cortical. (Tomado de Henriques (2004))...................................................... 12 Figura 0.12 Modelo gravimétrico cortical de Los Andes de Mérida. (a) Curva de Anomalía de Bouguer Observada vs Calculada, (b) Modelo cortical. (Adaptado de Chacín et al. (2005)). .................................... 13 Figura 0.13 Estructura profunda de Los Andes de Mérida y de La Sierra de Perijá. (Adaptado de Duerto et al. (2006))........................................................................................................................................................... 13 xv Figura 0.14 Modelos gravimétricos de Los Andes de Mérida. (a) Perfil 1, (b) Perfil 2. (Adaptado de Arnaiz (2009))................................................................................................................................................................ 14 Figura 0.15 Modelo de Los Andes de Mérida, Basado en los trabajos de Colletta et al. (1997), Chacín et al. (2005), Duerto et al. (2006). (Adaptado de Monod et al. (2010)).................................................................. 14 Figura 0.16 Modelos gravimétricos 2D de Los Andes de Mérida. Modelo 1, (a) Curva de anomalía de Bouguer (AB), (b) Modelo Cortical vinculado a Chacín et al. (2005), (c) Modelo cortical de Chacín et al. (2005). Modelo 2, (d) Curva de anomalía de Bouguer AB, (e) Modelo Cortical vinculado a Colletta et al. (1997), (f) Modelo cortical de Colletta et al. (1997). (Adaptado de Verrocchi (2011)). .............................. 15 Figura 0.17 Modelos gravimétricos 2D de Los Andes de Mérida. Modelo 1, (a) Curva de anomalía de Bouguer (AB), (b) Modelo Cortical vinculado a vinculado a Cediel et al. (2003), (c) Modelo cortical de Cediel et al. (2003). Modelo 2, (d) Curva de anomalía de Bouguer (AB), (e) Modelo Cortical vinculado a Duerto et al. (2006), (f) Modelo cortical de Duerto et al. (2006). (Adaptado de Cedeño (2011))............... 16 Figura 0.18 Modelo gravimétrico cortical del NO de Suramérica Perfil BB´. (a) Curva de Anomalía de Bouguer Observada vs Calculada, (b) Modelo cortical. (Adaptado de Sanchez y Palma (2014))............. 17 Figura 1.1 Ubicación de la zona de estudio en el noroccidente de Venezuela con Raster (STRM 2015). (a) Ubicación del Perfil Sur con orientación NO-SE. (b) Ubicación regional de la zona de estudio. ......... 18 Figura 1.2 Mapa regional geodinámico del norte de Suramérica. (a) Configuración Geodinámica del norte de América del Sur (modificado de Backe et al, 2006 y compilado de Audemard et al. 2000; Corredor, 2003; Audemard et al, 2005. Dhont et al. 2005; Cortés y Angelier, 2005; Mann et al.2006; Castillo y Mann, 2006). (b) El Bloque de Maracaibo se compone de tres cadenas montañosas, la Sierra Nevada de Santa Marta (azul claro), La Sierra de Perijá (azul oscuro) y Los Andes (púrpura) de Venezuela, del NO a SE, respectivamente. Principales características tectónicas 1: falla de Oca; 2: falla de Ancón; 3: falla de El Pilar; 4: Falla de Boconó; 5: falla de Santa Marta-Bucaramanga; 6: sistema de fallas de Romeral; 7: sistema de fallas frontal del Este; 8: cinturón deformación del Caribe Sur; 9: fosa colombiana; 10: sistema de empuje de noroccidental; 11: sistema de empuje del sudeste; 12: falla de Valera; 13: falla Icotéa; 14: falla de Burro Negro; 15: falla Burbusay-El Empedrado; 16: falla Mene Grande; Tb: Bloque de Trujillo. (Esta figura conserva títulos en inglés para no modificar su resolución). (Adaptado de Monod et al. (2010)). ............. 19 Figura 1.3 Modelo geodinámico tectónico regional del occidente de Venezuela. Para el NO, se representa subducción tipo B de la Placa del Caribe bajo la Placa Suramericana. También se muestra la ruptura de la corteza gravedad modelado bajo Los Andes de Mérida. La curvatura hacia arriba de la corteza terrestre debajo de los Andes de Mérida podría ser una consecuencia del campo de esfuerzos de las celdas de convección presentes en la astenosfera. (Adaptado de Chacín et al. (2005))............................................... 20 xvi Figura 1.4 Evolución geodinámica de la región noroccidental de Suramérica. Etapas descritas: (a) PreJurásico, (b) Jurásico Tardío, (c) Cretácico, (d) Paleoceno, (e) Oligoceno, (f) Mioceno Medio, (g) Plioceno. (Adaptado de Arnaiz y Audemard (2014)). .................................................................................................... 21 Figura 1.5 Marco Tectónico de la región del Caribe, con conformación tectónica. (Esta figura conserva títulos en inglés para no modificar su resolución). (Tomado de (Henneberg 1983; Pindell et al. (2005)). 22 Figura 1.6 Reconstrucción de la evolución del Caribe. Modelo Pacífico (Alóctono). (Adaptado de Pindell y Kennan (2001)). ............................................................................................................................................. 24 Figura 1.7 Reconstrucción de la evolución del Caribe. Modelo In Situ. (Esta figura conserva títulos en inglés para no modificar su resolución). (Adaptado de Meschede y Frisch (1998)). ................................... 25 Figura 1.8 Zona noroccidental de Venezuela, con unidades geológicas (Hackley et al. (2006)), fallas cuaternarias (Audemard et al. (2000)) e imagen Raster (STRM 2015). (a) Región Andina de Venezuela, (b) Ubicación regional de la zona noroccidental de Venezuela. .......................................................................... 27 Figura 1.9 Fases de deformación y estilos estructurales de la región noroccidental de Venezuela (Análisis geológico integrado de las cuencas de Barinas y Maracaibo, INTEVET (1994)). (Adaptado de Campos (2014))................................................................................................................................................................ 29 Figura 1.10 Modelos esquemáticos (no a escala) que ilustran las diversas teorías propuestas para la evolución de Los Andes venezolanos. (a) González de Juana, (1990), Rod (1956), Stéphan (1985); (b) Duerto et al. (2006); (c) Kellogg y Bonini (1982);De Toni y Kellogg (1993), Sánchez et al. (1994), Colletta et al. (1997); (d) Chacín et al. (2005); (e) Audemard (1991), Yoris y Ostos (1997), Audemard y Audemard (2002), Cediel et al. (2003). (Adaptado de Monod et al. (2010)). ................................................................. 32 Figura 1.11 Geodinámica regional del Bloque Maracaibo. (a) Estructuras que conforman el Bloque Maracaibo (MA, Andes de Mérida; PR, Sierra de Perijá; SMM, Montañas de Santa Marta; NCA, Norte de Andes Colombianos; MBa, Cuenca del Lago de Maracaibo; BABa, Cuenca de Barinas-Apure; BF, Falla de Boconó; IF, Falla de Icotea; SMF, Falla de Santa Marta; O-AF, Falla de Oca-Ancón). Adaptado de Arnaiz y Audemard (2014). (b) Esquema del Bloque del sistema Maracaibo. (Adaptado de Van der Hilst y Mann (1994))..................................................................................................................................................... 33 Figura 1.12 Cuencas petrolíferas de la región noroccidental de Venezuela con Raster (STRM 2015). (a) Cuencas ubicadas dentro de la zona de estudio. (b) Ubicación Regional del área de estudio. .................... 35 Figura 1.13 Sección transversal de principales formaciones en el área de Guaraní, Sierra de Perijá. Línea sísmica tres. (Modificado de Sanchez et al. (2008)). ...................................................................................... 37 Figura 1.14 Mapa generalizado de la Sierra Nevada de Santa Marta y Serranía de Perijá diferenciando unidades pre-Cenozoicas por su edad y composición, y estructuras mayores. (Tomado de Bayona et al. (2007))................................................................................................................................................................ 38 xvii Figura 1.15 Sistema de fallas de la región noroccidental de Venezuela (Audemard et al. (2000)) con Raster (STRM 2015). (a) Sistema de fallas occidentales, (b) Ubicación regional de la zona de estudio............ 39 Figura 1.16 Mapa de formaciones ubicadas en La Sierra de Perijá y la Cuenca del Lago de Maracaibo, dentro de la zona de estudio. Unidades geológicas (Hackley et al. (2006)), fallas cuaternarias (Audemard et al. (2000)), imagen Raster (STRM 2015). (a) Unidades Geológicas, (b) Ubicación regional de la zona de estudio. .......................................................................................................................................................... 42 Figura 1.17 Esquema Cronoestratigráfico, de Unidades Geológicas ubicadas en La Sierra de Perijá y la Cuenca del Lago de Maracaibo. (Tomado de Intevep (2011)). ..................................................................... 42 Figura 1.18 Mapa de formaciones presentes en Los Andes de Mérida, Cuenca del Lago de Maracaibo y Cuenca Barinas-Apure ubicadas dentro de la zona de estudio. Unidades geológicas (Hackley et al. (2006)), fallas cuaternarias (Audemard et al. (2000)), imagen Raster (STRM 2015). (a) Unidades Geológicas, (b) Ubicación regional de la zona de estudio................................................................................................... 43 Figura 1.19 Esquema Cronoestratigráfico, de Unidades Geológicas, ubicadas en Los Andes de Mérida, Cuenca del Lago de Maracaibo y Cuenca Barinas-Apure. (Tomado de Intevep (2011))............................ 43 Figura 2.1 Relación espacial entre el geoide, elipsoide y la superficie terrestre. (Tomado de Hernández (2010))................................................................................................................................................................ 49 Figura 3.1 Mapa de perfiles integrados con imagen Raster (STRM 2015). (a) Perfiles integrados, (b) Ubicación regional del perfil de estudio. ......................................................................................................... 62 Figura 3.2 Mapa de perfiles gravimétricos con imagen Raster (STRM 2015). (a) Perfiles gravimétricos, (b) Ubicación regional del perfil de estudio. ................................................................................................... 63 Figura 3.3 Mapa de perfiles sísmicos I con imagen Raster (STRM 2015). (a) Perfiles sísmicos, (b) Ubicación regional del perfil de estudio. ......................................................................................................... 64 Figura 3.4 Mapa de perfiles sísmicos II con imagen Raster (STRM 2015). (a) Perfiles sísmicos, (b) Ubicación regional del perfil de estudio. ......................................................................................................... 64 Figura 3.5 Mapa de sismos ocurridos en Venezuela (FUNVISIS 2016), imagen Raster (STRM 2015). (a) Sismos ocurridos en el noroccidente de Venezuela sobre el área de estudio y agrupados por profundidad. (b) Ubicación regional del perfil de estudio. ................................................................................................... 65 Figura 3.6 Mapa geológico-estructural integrado de la zona de estudio, con información de las formaciones que afloran a lo largo del perfil del modelo gravimétrico (Hackley et al. (2006)), fallas cuaternarias (Audemard et al. (2000)), imagen Raster (STRM 2015) y delimitación del área de las cuencas noroccidentales de Venezuela. ......................................................................................................................... 66 xviii Figura 3.7 Mapa de Estaciones gravimétricas del proyecto GIAME empleadas en la generación de los mapas y el modelo gravimétrico con imagen Raster (STRM 2015), ubicadas sobre la zona de estudio. ............................................................................................................................................................................ 67 Figura 3.8 Mapa de área de estudio del modelo gravimétrico cortical 2D imagen Raster (STRM 2015). (a) Área extensiva del modelo, (b) Ubicación regional. ................................................................................. 73 Figura 3.9 Imagen del diseño del modelo gravimétrico realizado con el programa IGMAS. La imagen muestra los diversos elementos incorporados al modelo, perfiles de los trabajos previos realizados en la zona, los shapefiles de elementos geográficos, geológicos y geofísicos como sistemas de fallas (Líneas rojas), estaciones de gravimetría (Puntos rojos y azul claro), grábenes (Óvalos Morados), pliegues (Líneas azules), fronteras limítrofes (Líneas verdes oscuras), Topografía y Batimetría (Línea verde claro) y el cubo de Modelado en que se encuentran la sección de dos dimensiones sobre la que se diseñó el modelo gravimétrico integral. ........................................................................................................................................ 76 Figura 4.1 Gráficos estadísticos de los datos gravimétricos de anomalía de Bouguer (AB) empleados para generar el modelo y los mapas. (a) Histograma de frecuencia de los datos gravimétricos de AB, (b) Gráfico Q-Q normal de los datos gravimétricos de AB, (c) Diagrama de cajas y bigotes de los datos gravimétricos de AB. ................................................................................................................................................................ 78 Figura 4.2 Mapa de estaciones gravimétricas distribuidas a lo largo de la zona de estudio......................... 79 Figura 4.3 Mapa de Alturas Ortométricas de los datos gravimétricos de AB............................................... 80 Figura 4.4 Mapa de Gravedad Observada de los datos gravimétricos de AB. ............................................. 81 Figura 4.5 Mapa de anomalía de Aire Libre de los datos gravimétricos de AB. .......................................... 83 Figura 4.6 Mapa de Anomalía de Bouguer de los datos gravimétricos de AB............................................. 85 Figura 4.7 Curva de Correlación vs Grado de Polinomio. ............................................................................. 87 Figura 4.8 Mapas de las componentes regionales y residuales de Anomalía de Bouguer obtenidas por los métodos de regresión polinómica. (a) Polinomio Lineal, (b) Polinomio Bi-lineal, (c) Polinomio Cuadrático, (d) Polinomio Cubico........................................................................................................................................ 88 Figura 4.9 Mapa de Anomalía Regional de Bouguer de los datos gravimétricos de AB. ........................... 89 Figura 4.10 Mapa de Anomalía Residual de Bouguer de los datos gravimétricos de AB........................... 91 Figura 4.11 Comparación de mapas de anomalías de Bouguer (AB) versus curvas de anomalías de Bouguer (AB) ubicados a lo largo del perfil del modelado gravimétrico. (a) Mapa de AB Residual, (b) Mapa de AB Regional, (c) Mapa de AB, (d) Perfiles de AB. .............................................................................................. 95 Figura 4.12 Espectro radial de potencia del mapa de anomalía de Bouguer................................................. 96 Figura 4.13 Espectro radial de potencia de anomalía de Bouguer. (a) Flanco Norte, (b) Flanco Sur ......... 98 xix Figura 4.14 Mapas de profundidades de la Deconvolución de Euler. (a) Deconvolución de Euler SI=0/T=3/WS=20, (b) Deconvolución de Euler SI=0,4/T=3/WS=20, ....................................................... 102 Figura 4.15 Mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) GIAME. (a) Mapa de AB GIAME, (b) Perfil AB GIAME, (c) Histograma de AB GIAME. ..................................................................................................... 103 Figura 4.16 Mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) USB. (a) Mapa de AB USB, (b) Perfil AB USB, (c) Histograma de AB USB. ................................................................................................................................ 105 Figura 4.17 Mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) EIGEN 6C4. (a) Mapa de AB EIGEN 6C4, (b) Perfil AB EIGEN 6C4, (c) Histograma de AB EIGEN 6C4. ................................................................................ 106 Figura 4.18 Mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) WGM2012. (a) Mapa de AB WGM2012, (b) Perfil AB WGM2012, (c) Histograma de AB WGM2012. ................................................................................... 108 Figura 4.19 Mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) EGM2008. (a) Mapa de AB EGM2008, (b) Perfil AB EGM2008, (c) Histograma de AB EGM2008. ............................................................................................. 109 Figura 4.20 Mosaico de diferencia de anomalía de Bouguer (∆AB) GIAME vs USB. (a) Mapas de ∆AB, (b) Histograma de ∆AB, (c) Gráficos de análisis espectral de coherencia, (d) Perfil ∆AB....................... 111 Figura 4.21 Mosaico de diferencia de anomalía de Bouguer (∆AB) GIAME vs EIGEN 6C4. (a) Mapas de ∆AB, (b) Histograma de ∆AB, (c) Gráficos de análisis espectral de coherencia, (d) Perfil ∆AB. ........... 113 Figura 4.22 Mosaico de diferencia de anomalía de Bouguer (∆AB) GIAME vs WGM2012. (a) Mapas de ∆AB, (b) Histograma de ∆AB, (c) Gráficos de análisis espectral de coherencia, (d) Perfil ∆AB. ........... 115 Figura 4.23 Mosaico de diferencia de anomalía de Bouguer (∆AB) GIAME vs EGM2008. (a) Mapas de ∆AB, (b) Histograma de ∆AB, (c) Gráficos de análisis espectral de coherencia, (d) Perfil ∆AB. ........... 117 Figura 4.24 Correlación de perfiles de anomalía de Bouguer (AB) ubicados a lo largo del perfil del modelado gravimétrico. (a) GIAME vs USB, (b) GIAME vs EIGEN 6C4, (c) GIAME vs WGM2012, (d) GIAME vs EGM08......................................................................................................................................... 119 Figura 4.25 Comparación de tendencias de perfiles de Anomalía de Bouguer de Mapas gravimétricos terrestres y satelitales. (a) Mapa de ubicación del perfil del modelado gravimétrico, (b) Perfiles de correlación de AB, (c) Perfiles de diferencia de AB..................................................................................... 120 Figura 4.26 Mapas y curvas de anomalía de Bouguer (AB) generados a partir del Modelo gravimétrico cortical 2D del Perfil Sur del Proyecto GIAME. (a) AB observada, (b) AB calculada, (c) Diferencia entre AB observada y calculada, (d) Curvas de AB del modelo gravimétrico: AB observada, AB calculada y diferencia entre ellas........................................................................................................................................ 126 Figura 4.27 Modelo gravimétrico cortical 2D Perfil Sur Proyecto GIAME, ubicado en la región noroccidental del continente Suramericano, realizado con datos gravimétricos integrados (GIAMExx EGM2008). (a) Ubicación regional del modelo gravimétrico. (b) Curvas de Anomalía de Bouguer integrada (Observada vs obtenida del modelo y residual). (c) Modelo gravimétrico Cortical 2D. ........................... 127 Figura 4.28 Vista transversal 3D del Modelo gravimétrico cortical 2D Perfil Sur Proyecto GIAME ubicado en la región noroccidental del continente Suramericano, sobre el perfil gravimétrico integral (GIAMEEGM2008). (a) Modelo gravimétrico cortical 2D Perfil Sur Proyecto GIAME, (b) Ubicación regional. .......................................................................................................................................................................... 128 Figura 4.29 Modelo gravimétrico cortical 2D ubicado en la región noroccidental del continente Suramericano, realizado a lo largo del Perfil Sur del Proyecto GIAME. (a) Constrains empleados, (b) Densidades del modelo cortical...................................................................................................................... 129 Figura 4.30 Modelo gravimétrico cortical 2D del Perfil Sur del Proyecto GIAME ubicado en la región noroccidental de Venezuela, (a) Ubicación regional, (b) Curvas de Anomalía de Bouguer (Observada vs obtenida del modelo y residual). (c) Modelo gravimétrico Cortical 2D. ............................................... 130 Figura 4.31 Modelo gravimétrico cortical 2D del Perfil Sur del Proyecto GIAME ubicado en la región noroccidental de Venezuela, vista transversal 3D sobre el Perfil Sur del proyecto GIAME. (a) Modelo gravimétrico cortical 2D Perfil Sur Proyecto GIAME, (b) Ubicación regional. ................................... 131 Figura 4.32 Modelos gravimétricos corticales 2D obtenidos a lo largo del perfil de la zona de estudio. (a) Sección estructural Sierra de Perijá- Bloque Sta. Marta, (b) Sección estructural de la Cuenca del Lago de Maracaibo, (c) Sección estructural de Los Andes de Mérida, (d) Sección estructural de La Cuenca BarinasApure................................................................................................................................................................ 132 xxi 1 INTRODUCCION La gravimetría es la rama de la geofísica que se enfoca en el estudio de la distribución de masas en el interior de la tierra, la forma del geoide y el estudio del campo gravitacional externo de la misma. Entre sus aplicaciones se encuentra la prospección gravimétrica, la cual permite detectar las variaciones y contrastes verticales y laterales de gravedad, las cuales están asociadas a las diferencias de densidades de las unidades geológicas en el subsuelo, permitiendo inferir la composición del mismo. Esta información es de gran utilidad tanto en exploración minera y de hidrocarburos (esto debido a que estas grandes estructuras geológicas que resultan de pasados procesos geodinámicos, poseen en su interior recursos naturales como el agua, petróleo, minerales y otros), como para la investigación de fenómenos regionales como: la estructura interna de las placas tectónicas y sus límites, el levantamiento de cordilleras y distribución de masas en grandes cuencas sedimentarias en el continente y en los océanos. La ventaja de este método radica en que es un método pasivo, no costoso y de gran alcance que permite realizar la medición de las propiedades gravimétricas en cualquiera condición geológica. En la actualidad, mediante el uso de modernos procesos computacionales, es posible generar modelos tridimensionales, que expresan de manera cuantitativa, la geometría y las densidades de cuerpos terrestres, así como de estructuras de distintas dimensiones. Este proceso es muy importante ya que permite modelar las estructuras del subsuelo, y así, comprender de una manera más objetiva, la evolución tectónica de grandes formaciones geológicas de interés. Planteamiento del problema La Placa del Caribe define parte de la estructura geológica del norte del continente sudamericano, la cual va desde Colombia, cruzando el norte de Venezuela, hacia las Antillas Menores, con un movimiento hacia el este, con respecto a América del Sur (Pérez et al. 2001). Pérez et al. (2001), señala que el norte del continente Sudamericano, es una de la de las regiones tectónicas más activas del continente entero, debido a la convergencia entre las placas Caribe, Suramericana y Nazca. Además, indica que tales desplazamientos y régimen de esfuerzos generaron la Formación de diversas estructuras como la Sierra Nevada de Santa Marta (Colombia), La Sierra de Perijá y Los Andes de Mérida (Venezuela). Esta serie de procesos, generaron modificaciones en el campo gravimétrico regional, generando, una serie de anomalías gravimétricas, que pueden ser usadas para explicar y justificar la naturaleza de la Formación de las estructuras presentes. 2 Cabe destacar, que dentro de la región noroccidental de Venezuela, la evolución geodinámica no está bien definida, aun cuando existen evidencias de una gran serie de eventos que afectaron el borde noroccidental de la Placa Suramericana, presentes en cuencas, serranías y cordilleras tanto de Colombia como de Venezuela (Audemard 1993). Solo algunos trabajos científicos han presentado una explicación parcial de los eventos tectónicos ocurridos y de la descripción actual de Los Andes de Venezuela. Lugo et al. (1994), señala que durante el Ordovícico y Silúrico temprano se formó un arco volcánico, llamado hoy en día Arco del Caparo en el protomargen de Gondwana, luego, en el Devónico, se acrecionó el terreno de Mérida, deformando las rocas Paleozoicas del protomargen ya mencionado, posteriormente se formó un arco magmático hasta comienzos del Cretácico, en el basamento metamórfico de Mérida. Luego durante el Jurásico ocurrió un proceso extensional, finalmente el último período de deformación que fue el origen de Los Andes de Mérida actual ocurrió durante el Oligoceno tardío. Colletta et al. (1997), sugiere que Los Andes merideños son un cinturón orogénico transpresional intracratónico, en respuesta a la convergencia oblicua entre dos bloques litosféricos continentales con presencia de rocas cristalinas del Precámbrico. A pesar de todas estas explicaciones y teorías generadas en torno a la región noroccidental de Venezuela, ninguno ha llegado a un resultado específico, la historia de la evolución de Los Andes de Mérida y su relación con las estructuras circundantes, no ha sido aclarado aún. Cabe mencionar que la respuesta gravimétrica de la zona no guarda ninguna similitud con la obtenida para zonas de características similares. Justificación Tomando en cuenta estas condiciones, la Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS), ha incluido esta zona de estudio en el conjunto de proyectos que lleva a cabo a lo largo de todo el país, para poder complementar el conocimiento acerca de la evolución tectónica de Los Andes venezolanos, exactamente, dentro del marco del proyecto de investigación Geociencia Integral de Los Andes de Mérida (GIAME), el cual tiene entre sus objetivos estudiar la evolución geodinámica y tectónica de Los Andes venezolanos, además de las estructuras geológicas aledañas, e inclusive estimar la profundidad del basamento y el espesor de sedimentos de la región noroccidental de Venezuela, para así, tratar de definir las anomalías gravimétricas en una zona de tectónica bastante compleja, lo que resultará fundamental para la creación de un modelo de la corteza terrestre de la cordillera de Los Andes de Mérida que permitirá complementar la información estructural cortical de la zona y su relación con la raíz gravimétrica del orógeno, que además puede ser usada en planes de prevención de riesgo sísmico. 3 Para cumplir las metas de este proyecto, se realizaron diversos estudios geofísicos, entre ellos, el método gravimétrico. Luego de una primera etapa concerniente a la adquisición de datos gravimétricos, en las tres zonas (Andes Norte, Andes Central y Andes Sur) en que fue dividido el proyecto y en los cuatro perfiles que los atraviesa respectivamente (Perfil Norte, Perfil Burro Negro, Perfil Central y Perfil Sur), que permitió obtener una base de datos completa de la zona de estudio y de una primera etapa de procesamiento que permitió identificar estructuras a priori y profundidades de basamento de Los Andes de Mérida, se procedió a realizar modelados gravimétricos 2D de dichos perfiles. El siguiente trabajo, está orientado en la realización de un modelo gravimétrico cortical 2D del Perfil Sur perteneciente al proyecto GIAME, ubicado en la región andina de Venezuela, el cual se encuentra emplazado entre los estados Apure, Barinas, Mérida y Zulia, posee orientación NO-SE y presenta una longitud aproximada de 400 km. El mismo incluye un estudio gravimétrico para estimar la profundidad del basamento y el espesor de sedimentos de la región noroccidental de Venezuela, para así, tratar de definir las anomalías gravimétricas en una zona de tectónica bastante compleja, lo que resultará fundamental para la creación de un modelo de la corteza terrestre de la cordillera de Los Andes de Mérida. Esto permitirá complementar la información estructural cortical de la zona y su relación con la raíz gravimétrica del orógeno, y que además puede ser usada en planes de prevención de riesgo sísmico, así como también podría ser empleado como referencia para estudios e investigaciones posteriores La primera fase de la investigación se basó en la recopilación, estudio y análisis de trabajos previos de Los Andes merideños realizados por científicos, geólogos y geofísicos (Folinsbee 1972; Audemard 1991; Lugo et al. 1994; Escobar. y Rodríguez. 1995; Colletta et al. 1997; Yoris y Ostos 1997; Audemard y Audemard 2002; Cediel et al. 2003; Chacín et al. 2005; Duerto et al. 2006; Arnaiz 2009), con la finalidad de profundizar los conocimientos acerca de las formaciones presentes y los principales rasgos geológicos que enmarcan el Bloque Norandino, para comprender el origen de Los Andes merideños y los aspectos más importantes de su evolución geodinámica y tectónica, producto de las interrelaciones entre la Cuenca Barinas-Apure, Los Andes de Mérida, la Cuenca del Lago de Maracaibo, La Sierra de Perijá, la Cuenca Cesar-Rancherías y la Sierra Nevada de Santa Marta. La segunda fase de la investigación consistió en la revisión de los datos adquiridos durante la campaña de medición del Proyecto GIAME por medio de un estudio geoestadistico, para proceder a la elaboración de los modelos, se generaron mapas de anomalía de Bouguer, usando diferentes métodos de interpolación, en donde se establecieron las anomalías más significativas y se correlacionó con la geología presente en la zona discriminando los efectos regionales y residuales de los datos de anomalía de Bouguer mediante el uso de superficies polinómicas y el análisis espectral de los datos. 4 Posteriormente se realizó la separación de anomalía residual y regional para posteriormente, estimar las profundidades de las interfaces con la ayuda de análisis espectral y deconvolución de Euler. La tercera fase consistió en el modelado espectral de los datos gravimétricos, la integración de los datos en un sistema de información geográfico para proceder al desarrollo del modelado gravimétrico 2D. Posteriormente se realizó la interpretación y análisis integrado de los resultados derivados tanto del modelo como de los procedimientos previos para proceder a generar las conclusiones, tomando en cuenta los antecedentes de la investigación, los resultados obtenidos y la geología descrita anteriormente. Finalmente, se muestran resultados que proponen describir la configuración actual para un transepto sobre Los Andes venezolanos. Incluyendo el estudio gravimétrico con el que se estimó la profundidad del basamento y el espesor de sedimentos de la región noroccidental de Venezuela, además de un modelo de la corteza terrestre de la cordillera de Los Andes de Mérida que permitirá complementar la información estructural cortical de la zona y su relación con la raíz gravimétrica del orógeno. Además puede ser usada en planes de prevención de riesgo sísmico, así como también podría ser empleado como referencia para estudios e investigaciones posteriores, con la finalidad de aportar mayor información, de la evolución geodinámica de la región noroccidental de Venezuela. Objetivo general del proyecto Realizar un modelado gravimétrico 2D, a partir de datos potenciales, con la finalidad de estimar la profundidad del basamento y el espesor de sedimentos de la región andina de Venezuela. Objetivos Específicos Integrar información de estudios geológicos, cartográficos, estructurales y gravimétricos realizados anteriormente en el área de estudio. Generar e interpretar mapas de anomalía de Bouguer de la zona de estudio, usando diferentes métodos de interpolación basados en el análisis geoestadistico de los datos. Discriminar los efectos regionales y residuales de los datos de anomalía de Bouguer mediante el uso de superficies polinómicas y/o análisis espectral de los datos. Realizar el análisis espectral de los datos gravimétricos. Realizar el análisis de los datos mediante la deconvolución de Euler. Integrar los datos en un Sistema de Información Geográfica (SIG). Generar el modelo gravimétrico 2D de la zona de estudio, con la finalidad de aportar mayor información, de la evolución geodinámica de la región noroccidental de Venezuela. 5 Antecedentes La región andina de Venezuela, junto con sus cuencas adyacentes, conforman un sistema geodinámico muy complejo, cuyo origen y evolución tectónica ha sido motivo de discusión por la comunidad geocientífica durante años. Muchos investigadores han realizado geológicos y numerosas investigaciones previas en donde geofísicos del sistema geodinámico de Los presentan modelos Andes de Mérida y sus cuencas adyacentes. Al abordar los antecedentes para la presente investigación, se tomaron en cuenta todas estas publicaciones y trabajos especiales como base fundamental de este estudio; entre estos trabajos destacan Hospers y Van Wijnen (1959), quienes realizaron un perfil gravimétrico, obteniendo el primer modelo de corteza definido para una sola capa de densidad 2,67 gr/cm 3 , sobre un manto de densidad de 3,27 gr/cm 3 , con un espesor promedio entre 30 y 40 km. por debajo de Los Andes. Ellos establecieron perfiles para determinar la diferencia de gravedad y anomalías entre las cuencas de Maracaibo y Apure, incluyendo la Cordillera de Los Andes (Figura 0.1), en los cuales se identificó por primera vez que el mínimo gravimétrico no está ubicado debajo de la cadena montañosa, sino desplazado hacia el Noroeste. Figura 0.1 Perfiles de anomalías de Bouguer de dirección NO-SE sobre Los Andes de Mérida. (a) Ubicación de los perfiles sobre la zona de estudio, (b) Perfiles A-A’ y B-B’. (Adaptado de Hospers y Van Wijnen (1959); en Henneberg (1983)). 6 El trabajo de Folinsbee (1972), es resultado del análisis de datos geológicos y gravimétricos y expone la respuesta gravimétrica presente de la anomalía de Bouguer, con respecto a Los Andes venezolanos (Figura 0.2). Del modelo concluye que existe una zona de cizalla con buzamiento sureste en la litosfera bajo el límite cuenca-montaña y un componente de estrés compresivo perpendicular a esta zona. Ambos resultan en un levantamiento de la corteza bajo Los Andes de Mérida, y un movimiento descendente bajo la Cuenca del Lago de Maracaibo. Además basándose en consideraciones de tipo isostáticos, señala que el movimiento relativo de la Placa Caribe con respecto a la placa Suramérica es hacia el este. Figura 0.2 Modelado gravimétrico de un perfil NO-SE sobre Los Andes de Mérida, con curva de anomalía de Bouguer y modelo gravimétrico. (Adaptado de Folinsbee (1972)). 7 Kellogg y Bonini (1982), plantearon una estructuración general de cadenas montañosas de Colombia y Venezuela, relacionadas a la subducción de la Placa Caribe, proponen a Los Andes de Mérida como resultado de un pliegue flexural por falla con dirección NO, con un cabalgamiento del basamento ubicado en el flanco noroccidental de Los Andes de Mérida, sobre la Cuenca del Lago de Maracaibo, (Figura 0.3). Figura 0.3 Modelo gravimétrico cortical del noroccidente de Venezuela con valores de densidad en gr/cm3, (Adaptado de Kellogg y Bonini (1982)). Felipe Audemard (1991), utilizando datos de sísmica de reflexión, registros de pozos, reportes paleontológicos y datos de afloramiento, para plantear la evolución tectónica del occidente de Venezuela durante el Mesozoico-Cenozoico. Esto lo hace a partir de la subdivisión en secuencias limitadas por inconformidades, con la intención de establecer el marco cronoestratigráfico y evolutivo de la Cuenca del Lago de Maracaibo. Del trabajo de Audemard (1991) se desprende el siguiente modelo, (Figura 0.4). Figura 0.4 Modelo cortical del noroccidente de Venezuela en el cual se puede apreciar la interacción geodinámico entre la corteza continental y la corteza oceánica, así como la profundidad del límite de Mohorovicic, (Adaptado de Audemard (1991)). 8 Van der Hilst y Mann (1994), (Figura 0.5), lograron identificar por medio del uso de tomografía sísmica el slab de subducción de la Placa Caribe por debajo de la Placa Suramericana y el Bloque Maracaibo. A su vez observaron el Bloque de Maracaibo subduciendo por debajo de la Placa Suramericana y la Placa Nazca subduciendo por debajo de Suramérica. Figura 0.5 Imágenes Topográficas 2D de la estructura superior del manto al NO de Suramérica, (a) Perfiles topográficos de la variación asférica en la velocidad de la onda P, (b) Ubicación de los perfiles topográficos, (c) Modelo cortical de Van der Hilst y Mann (1994) donde se puede observar la interacción entre el Bloque Maracaibo, la Placa Caribe, la Placa Nazca y la Placa Suramericana. (Adaptado de Van der Hilst y Mann (1994)). 9 Escobar. y Rodríguez. (1995), describieron dos comportamientos a partir de su modelado (Figura 0.6). El primero justificaba el descentrado mínimo gravimétrico respecto a la topografía andina con la presencia de una raíz litosférica desplazada. El segundo sostenía la Formación de Los Andes sobre una superficie de despegue, justificando el mínimo gravimétrico con mayor espesor de sedimentos y con la existencia de subducción tipo A, bajo la antefosa del Lago de Maracaibo. Figura 0.6 Modelo gravimétrico de Los Andes de Mérida, (a) Curva de Gravedad observada vs medida, (b) Modelo cortical del Orógeno Andino. (Tomado de Escobar. y Rodríguez. (1995)). Yoris y Ostos (1997), realizan un modelo cortical de orógeno flotante, quedando así flanqueado por ambos lados con subducción del tipo A y del tipo B. El problema de esta aseveración, es que la misma no toma en cuenta, las componentes verticales y rotacionales de los bloques pequeños, que posiblemente acomodo la convergencia de las placas, (subducción del tipo A) dirigido al SE del Bloque de Maracaibo bajo Los Andes de Mérida (Figura 0.7). Figura 0.7 Corte estructural NO-SE a través de la Cuenca del Lago de Maracaibo, desde Los Andes merideños hasta la Serranía de Perijá. (Tomado de Yoris y Ostos (1997)). 10 Colletta et al. (1997), indica que las cuencas cenozoicas que rodean la cadena montañosa andina muestran diferentes niveles de la subsidencia durante el Neógeno, muchos mayores que las asociadas con la Cuenca Barinas-Apure. Expone además que por el sureste dirige una subducción de tipo A del Bloque Maracaibo bajo la Placa Suramericana en Los Andes venezolanos (Figura 0.8), creando una cuenca antepaís con un espesor máximo de 6 km de profundidad y solo 2 km de profundidad hacia la zona donde subduce, explicando con ello la diferencia entre el espesor de sedimento y la asimetría gravimétrica entre la Cuenca del Lago de Maracaibo y la Cuenca Barinas-Apure. Por otro lado, respecto al modelo del orógeno, Colletta et al. (1997) proponen un modelo de orógeno intracontinental con una subducción del tipo A, que involucra el manto litosférico del Bloque de Maracaibo, con un retrocorrimiento de vergencia este, antitético a la deformación principal de vergencia oeste. Cabe destacar que este modelo considera que la Falla de Boconó constituye el elemento primordial que ha controlado el Neógeno y por tanto, todas las estructuras observadas. Figura 0.8 Modelos corticales evolutivos de Los Andes de Mérida desde el cretácico hasta el presente. (a) Andes Sur, (b) Andes Central. (Adaptado de (Colletta et al. 1997)). 11 Audemard y Audemard (2002), señalan que el comportamiento de Los Andes de Mérida es el de una cuña de apilamiento de corteza frágil: el despegue parcial se produce desde la corteza dúctil: indican además que la cuña cortical se construye desde adentro (Figura 0.9), doblándose y corriéndose entre un corrimiento mayor que buza noroeste (Subducción incipiente tipo A). Ellos notaron que existe un retrocorrimiento cortical más pronunciado sureste que carga el Bloque de Maracaibo a la vez que estructuras preexistentes generan la deformación frágil del acuñamiento. Observaron a su vez que la estructura de la cadena varía en dirección al rumbo. Finalmente señalan que en el Bloque de Maracaibo existe un retrocorrimiento cortical más pronunciado con orientación sureste y que estructuras presentes ayudan a generar la deformación frágil de acuñamiento, por lo antes mencionado es extruido gracias a la acción de un sistema transcurrente subaxial que divide la cuña en dos. Figura 0.9 Modelo de orógeno flotante de Los Andes de Mérida. (Adaptado de Audemard y Audemard (2002)). Cediel et al. (2003), realizaron una síntesis e interpretación integrada de la conformación tectónica de todo el Bloque Norandino de Suramérica, (Los Andes de Ecuador, Colombia y Venezuela). Por medio de compilación de diversas observaciones de campo, fundamentadas en estudios geoquímicos, sísmicos, gravimétricos, magnéticos, topográficos y GPS, realizaron la reconstrucción tectónica basándose en la identificación y caracterización de unidades litotectónicas y morfoestructurales además de los bordes de placa y los sistemas de fallas, en los distintos dominios tectónicos de la región Norandina. 12 Uno de los modelos que plantearon se muestra en la Figura 0.10. Este modelo muestra la configuración del dominio tectónico de la Subplaca de Maracaibo a lo largo de un perfil NO-SE que se extiende desde el Cabalgamiento de Santa Marta, hasta el inicio de la Cuenca de BarinasApure. Se resalta la ubicación de una zona de transcurrencia sìnestral destral bajo la Sierra Nevada de Santa Marta a una profundidad aproximada de 30 km. Figura 0.10 Modelo de un transecto NO-SE a través de la Subplaca de Maracaibo. (Adaptado de Cediel et al. (2003)). Henriques (2004), por medio de una sección sísmica ya interpretada con gravimetría, sismología y geología de superficie, construyó y controló un modelo cortical (Figura 0.11), en donde observó, que la Cuenca Barinas-Apure, está regida por una compensación regional producida por la litosfera Suramericana, que está presenta con respecto a la carga tectónica de Los Andes de Mérida, además de la existencia de un corrimiento con un extensión de 10 km de profundidad. Figura 0.11 Modelo cortical basado en la teoría de flexión de placas. (a) Curva de Gravedad Observada vs Gravedad medida, (b) Modelo cortical. (Tomado de Henriques (2004)). 13 Chacín et al. (2005), utilizaron teoría de isostasia flexural, modelado numérico y datos geológicos y geofísicos, llegaron a la conclusión que la corteza bajo la Cuenca Barinas-Apure subduce bajo la corteza de Maracaibo, generando el levantamiento de Los Andes de Mérida (Figura 0.12). La polaridad de subducción de la corteza de Barinas bajo la corteza de Maracaibo fue interpretada como NO, además interpretarón estructuras importantes a nivel cortical debajo la zona de estudio. Figura 0.12 Modelo gravimétrico cortical de Los Andes de Mérida. (a) Curva de Anomalía de Bouguer Observada vs Calculada, (b) Modelo cortical. (Adaptado de Chacín et al. (2005)). Duerto et al. (2006), proponen un estilo de deformación emergente relacionado a la inversión de las características del rift Jurásico (Figura 0.13). Ellos generaron modelos a partir de interpretación de mapas geológicos, datos de sísmica de reflexión y pozos en el área del frente de montaña. Llegaron a la conclusión de que la geometría de cuña de la Cuenca del Lago de Maracaibo ubicada entre Los Andes de Mérida y la Serranía de Perijá con sedimentos del Cretácico se encuentra a una profundidad de 2-10 km. Figura 0.13 Estructura profunda de Los Andes de Mérida y de La Sierra de Perijá. (Adaptado de Duerto et al. (2006)). 14 Arnaiz (2009), determinó que en el noroccidente de Venezuela, el sistema de compensación no es de isostasia local y que la evidencia gravimétrica apunta hacia la existencia de compensación regional, la cual posiblemente se logra por la flexión de la Placa Suramericana y el Bloque de Maracaibo bajo la importante carga que representan Los Andes de Mérida (Figura 0.14). Además, asume que en el contacto entre la Placa Suramericana y el Bloque de Maracaibo, éste debería encontrase por encima de aquella, por ser menos denso y más joven. Figura 0.14 Modelos gravimétricos de Los Andes de Mérida. (a) Perfil 1, (b) Perfil 2. (Adaptado de Arnaiz (2009)). Monod et al. (2010), hizo un estudio comparativo de las teorías existentes alrededor de la Formación de Los Andes venezolanos. En su trabajo, postula que la interpretación de la estructura cortical varía si la cadena montañosa andina es simétrica o asimétrica. Si el orógeno es asimétrico, entonces podría haberse formado Los Andes venezolanos en respuesta a una subducción continental. De lo contrario, si la cadena montañosa es simétrica, podrían haberse formado como estructura de flor positiva o como resultado a una subducción de bajo ángulo (Figura 0.15). Figura 0.15 Modelo de Los Andes de Mérida, Basado en los trabajos de Colletta et al. (1997), Chacín et al. (2005), Duerto et al. (2006). (Adaptado de Monod et al. (2010)). 15 Verrocchi (2011), estableció que el mínimo en la anomalía gravimétrica que se tiene en el perfil realizado, se debe a los cambios laterales de densidad, de la Cuenca del Lago de Maracaibo a las rocas cristalinas del Precámbrico que afloran en Los Andes. Además que los valores de anomalía gravimétrica en el perfil, se van incrementando hacia la Cuenca Barinas-Apure, y son atribuidos a la compensación isostática en la región, además que se va acercando el basamento a la superficie a medida que se acerca al cratón de Guayana. En cuanto al comportamiento de la Corteza Cratónica Suramericana, se obtuvo en el modelo 1, que esta se inclina con un bajo ángulo (alrededor de 20° grados) y se puede indicar como subducción tipo A y en el Modelo 2 la placa del Bloque de Maracaibo subduce por debajo de Los Andes de Mérida (Figura 0.16). Figura 0.16 Modelos gravimétricos 2D de Los Andes de Mérida. Modelo 1, (a) Curva de anomalía de Bouguer (AB), (b) Modelo Cortical vinculado a Chacín et al. (2005), (c) Modelo cortical de Chacín et al. (2005). Modelo 2, (d) Curva de anomalía de Bouguer AB, (e) Modelo Cortical vinculado a Colletta et al. (1997), (f) Modelo cortical de Colletta et al. (1997). (Adaptado de Verrocchi (2011)). 16 Según Cedeño (2011), existe un sistema de compensación regional con un desplazamiento hacia el norte ocasionado por Los Andes de Mérida y en parte opacado por la presencia de la Cuenca del Lago de Maracaibo. Indica que esto afecta la anomalía gravimétrica y podría estar asociado a los efectos de las contribuciones de la cuenca y la raíz de la montaña (Figura 0.17). EI contacto entre las placas Caribe-Suramérica posee características que hacen suponer que existe un desplazamiento relativo entre ellas, que podría ser una subducción Tipo A. En la cual la corteza oceánica, con un espesor aproximado de 10 km, subduce bajo la corteza continental hasta una profundidad de 50 km bajo La Sierra de Perijá, con un ángulo de 20° con respecto a la horizontal. Figura 0.17 Modelos gravimétricos 2D de Los Andes de Mérida. Modelo 1, (a) Curva de anomalía de Bouguer (AB), (b) Modelo Cortical vinculado a vinculado a Cediel et al. (2003), (c) Modelo cortical de Cediel et al. (2003). Modelo 2, (d) Curva de anomalía de Bouguer (AB), (e) Modelo Cortical vinculado a Duerto et al. (2006), (f) Modelo cortical de Duerto et al. (2006). (Adaptado de Cedeño (2011)). 17 Sanchez y Palma (2014), llegaron a la conclusión de que el Slab de subducción del Caribe se extiende desde el norte de Colombia hacia la zona del nido Bucaramanga, que es un grupo sísmico ubicado debajo del borde sur del Bloque de Maracaibo. Aquí, la losa se inclina aproximadamente 15° y el ángulo de inclinación aumenta hasta 20° a profundidades superiores a los 100 km. (Figura 0.18). Además, los resultados sugieren que la densidad media de la corteza del Caribe es ligeramente inferior con respecto a los valores típicos de una corteza oceánica. Los resultados también confirman su espesor anómalo y heterogeneidad. Figura 0.18 Modelo gravimétrico cortical del NO de Suramérica Perfil BB´. (a) Curva de Anomalía de Bouguer Observada vs Calculada, (b) Modelo cortical. (Adaptado de Sanchez y Palma (2014)). CAPITULO I MARCO GEOLÓGICO 1.1 Localización del área de estudio El Perfil Sur del proyecto GIAME se encuentra ubicado entre los estados Apure, Barinas, Mérida y Zulia, posee orientación NO-SE y presenta una longitud aproximada de 400 km (Figura 0.1). El área de estudio se ubica dentro de una ventana ubicada entre los 7°-10° grados de longitud norte y entre los 70°-73° grados de longitud oeste (Figura 1.1). El perfil al SE atraviesa la Cuenca BarinasApure, la zona central por Los Andes de Mérida, y por el NO la Cuenca del Lago de Maracaibo. Figura 1.1 Ubicación de la zona de estudio en el noroccidente de Venezuela con Raster (STRM 2015). (a) Ubicación del Perfil Sur con orientación NO-SE. (b) Ubicación regional de la zona de estudio. 19 1.2 Geodinámica de la región andina de Venezuela La región andina de Venezuela se encuentra ubicada en la región noroccidental de Suramérica, en la zona de interacción entre la Placa del Caribe por el norte y por el sur por la Placa Suramericana (Figura 1.2). Figura 1.2 Mapa regional geodinámico del norte de Suramérica. (a) Configuración Geodinámica del norte de América del Sur (modificado de Backe et al, 2006 y compilado de Audemard et al. 2000; Corredor, 2003; Audemard et al, 2005. Dhont et al. 2005; Cortés y Angelier, 2005; Mann et al.2006; Castillo y Mann, 2006). (b) El Bloque de Maracaibo se compone de tres cadenas montañosas, la Sierra Nevada de Santa Marta (azul claro), La Sierra de Perijá (azul oscuro) y Los Andes (púrpura) de Venezuela, del NO a SE, respectivamente. Principales características tectónicas 1: falla de Oca; 2: falla de Ancón; 3: falla de El Pilar; 4: Falla de Boconó; 5: falla de Santa Marta-Bucaramanga; 6: sistema de fallas de Romeral; 7: sistema de fallas frontal del Este; 8: cinturón deformación del Caribe Sur; 9: fosa colombiana; 10: sistema de empuje de noroccidental; 11: sistema de empuje del sudeste; 12: falla de Valera; 13: falla Icotéa; 14: falla de Burro Negro; 15: falla Burbusay-El Empedrado; 16: falla Mene Grande; Tb: Bloque de Trujillo. (Esta figura conserva títulos en inglés para no modificar su resolución). (Adaptado de Monod et al. (2010)). 20 El norte de Los Andes Sudamericano se caracteriza por ser un pliegue de tendencia noreste y cinturón de empuje de poca profundidad cuya sismicidad se ubica entre 200 y 600 km de profundidad. Se caracteriza por tener un patrón complejo de deformación. La sismicidad y tectónica activas de Los Andes del norte se atribuyen a la compresión y empuje menores debido a la convergencia oblicua de la Placas de Nazca y el Caribe con América del Sur (Pennington 1981). Está conformada por elementos estructurales, tales como el sistema de Falla de Boconó y OcaAncón, La Sierra de Perijá, los grábenes de Apure y Mantecal, las cuencas Barinas-Apure y Maracaibo, el Arco de Mérida entre otros, los cuales han marcado su geografía actual. Cabe destacar, que dentro de la región noroccidental de Venezuela, la evolución geodinámica no está bien definida, solo algunos trabajos han presentado una explicación parcial de los eventos tectónicos ocurridos y de la descripción actual de Los Andes de Venezuela, (Figura 1.3). Lugo et al. (1987), señala que el último período de deformación que fue el origen de Los Andes de Mérida actual ocurrió durante el Mioceno. Schubert y Santamaria (1974), indican que Los Andes de Mérida son una cadena montañosa separada de la cordillera de Los Andes. En base a importantes cambios de rumbo y a la presencia de rocas cristalinas del Precámbrico, Colletta et al. (1997) sugiere que Los Andes merideños son un cinturón orogénico transpresional intracratónico, en respuesta a la convergencia oblicua entre dos bloques litosféricos continentales. Figura 1.3 Modelo geodinámico tectónico regional del occidente de Venezuela. Para el NO, se representa subducción tipo B de la Placa del Caribe bajo la Placa Suramericana. También se muestra la ruptura de la corteza gravedad modelado bajo Los Andes de Mérida. La curvatura hacia arriba de la corteza terrestre debajo de los Andes de Mérida podría ser una consecuencia del campo de esfuerzos de las celdas de convección presentes en la astenosfera. (Adaptado de Chacín et al. (2005)). 21 Según Audemard (1991), los estudios previos sobre la geodinámica de la región noroccidental de Venezuela y nororiental de Colombia se resumen (Figura 1.4), en cuanto a los procesos geodinámicos durante el Mesozoico-Cenozoico de la siguiente manera: a) Apertura de Pangea en el Jurásico que inicia la separación de las Américas y da lugar a los procesos que formaron los grábenes jurásicos. b) Desarrollo del margen pasivo a lo largo de todo el Cretácico. c) Inicio en el Mioceno medio del levantamiento de Los Andes de Mérida, de La Sierra de Perijá y de la Sierra de Santa Marta, por el choque del Arco de Panamá contra el noroccidente del continente suramericano. d) Separación en el Mioceno superior de la Cuenca Barinas-Apure y la Cuenca del Lago de Maracaibo por el levantamiento andino y el relleno de las mismas con material molásico. e) Inicio de la expulsión del Bloque de Maracaibo por la colisión del continuo levantamiento de Los Andes y Perijá por la interacción del Bloque de Maracaibo contra la placa Suramérica. Figura 1.4 Evolución geodinámica de la región noroccidental de Suramérica. Etapas descritas: (a) Pre-Jurásico, (b) Jurásico Tardío, (c) Cretácico, (d) Paleoceno, (e) Oligoceno, (f) Mioceno Medio, (g) Plioceno. (Adaptado de Arnaiz y Audemard (2014)). 22 1.2 Evolución tectónica del Caribe 1.21 La Placa Caribe La Placa del Caribe controla la configuración de la estructura geológica del norte del continente sudamericano, la cual va desde Colombia, cruzando el norte de Venezuela, hacia las Antillas Menores, con un movimiento hacia el este, con respecto a América del Sur (Pérez et al. 2001). Se localiza entre la longitudes de 60°y 90°W, y las latitudes 10°y 20°N (Granja 2005); limita por el oeste con la zona de subducción de Centroamérica y por el este con la zona de subducción de las Antillas Menores según Pindell et al. (2005) (Figura 1.5). Figura 1.5 Marco Tectónico de la región del Caribe, con conformación tectónica. (Esta figura conserva títulos en inglés para no modificar su resolución). (Tomado de (Henneberg 1983; Pindell et al. (2005)). Pérez y Aggarwal (1981), establecen que la Placa del Caribe se mueve hacia el este con respecto a América del Sur a una tasa de 20 ±2 mm/año, Audemard (1993) indica que el límite de placas no es del tipo dextral simple, sino que es una zona de deformación activa de 100 km de ancho, debido a la colisión entre placas. A pesar de ello, gran parte de este movimiento tiene lugar en los sistemas de Fallas de Boconó, Oca-Ancón, Santa Marta-Bucaramanga y San Sebastián-El Pilar, (Giraldo y Beltrán 1989; Audemard 1998; Audemard 1999). Tales desplazamientos y régimen de esfuerzos generaron la Formación de diversas estructuras como la Sierra Nevada de Santa Marta 23 (Colombia), La Sierra de Perijá y Los Andes de Mérida (Venezuela). Esta serie de procesos, generaron modificaciones en el campo gravimétrico regional, trayendo como consecuencia, una serie de anomalías gravimétricas, que pueden explicar y justificar la naturaleza de la Formación de las estructuras presentes. Según Pindell et al. (2005) los bordes norte, este y oeste de la Placa Caribe se encuentran razonablemente definidos por la sismicidad activa de la zona. Sin embargo, Bachmann (2001) menciona que, a pesar de que los límites norte y sur de la Placa Caribe no se encuentran muy bien definidos. Se sabe que su borde norte está dominado por desplazamiento transcurrente, a lo largo de un gran sistema de fallas: este borde se extiende desde el centro de Guatemala hasta el norte de las Antillas Menores. Solo los primeros resultados que se obtuvieron por medio de sísmica de refracción (Edgar et al. 1971), estimaron los espesores de la Placa Caribe, obteniendo que la misma a pesar de poseer naturaleza oceánica, era más espesa que una corteza oceánica normal alcanzando profundidades de 10 km al Moho, llegando incluso a los 20 km. 1.22 Origen de la Placa Caribe El origen de la Placa Caribe, se remonta a fínales del Jurásico tardío y el Cenomaniense temprano, Jacques (2004) indica que un modelo ampliamente aceptado es que la Placa Caribe se trasladó a su posición interamericana desde el Pacifico. Este modelo es la base de complejos modelos tectónicos para el desarrollo del margen de Venezuela de muchos autores. Meschede y Frisch (1998), proponen un origen de la placa distinto, según ellos la Placa del Caribe se formó como parte de la Placa Norte América, cuando se produjo la separación de Gondwana durante el Jurásico, posteriormente interactúa con un ambiente de tectónica convergente y rumbo deslizante en el entorno de las placas Norte América y Sur América. Según Bachmann (2001) dos modelos distintos han sido propuestos sobre cómo pudo haberse formado la Placa Caribe: el modelo Pacífico (alóctono) y el modelo in-situ. El estudio de Bachmann (2001), describe en detalle el modelo pacífico a través de las siguientes etapas (Figura 1.6). Jurásico medio /Jurásico tardío: Existe un proceso de separación entre Norteamérica y Suramérica, así como la separación de Pangea; luego, la Placa Caribe debe haberse formado dentro de la Placa Pacífica durante el Cretácico, como resultado de la presencia del punto caliente de Los Galápagos. 24 Cretácico temprano: El Bloque de Yucatán culmina su rotación entre Norte y Sur América al igual que culmina la apertura del Golfo de México. Se inicia en el Albiense la traslación relativa de la Placa Caribe con respeto a la Placa Suramericana Cretácico tardío: Se desarrollan los márgenes pasivos en la plataforma de Bahamas, Yucatán y el norte de Suramérica, mientras que la Cuenca Proto-Caribe se continúa ensanchando por la deriva entre Norteamérica y Suramérica (aunque la tasa de esta expansión empieza a decaer). Paleoceno: Se forman las cuencas de Yucatán y Granada debido a la expansión del Arco Caribe dentro del gran espacio existente. Eoceno: Como resultado del movimiento hacia el este de la placa en relación con las Américas, se han desarrollado sistemas de fallas transcurrentes tanto en el borde sur como norte de la placa y un proceso de orogénesis que persiste en la actualidad. Se emplazan las Napas de Lara y se inicia la subducción de bajo angulo de la Placa Caribe bajo Suramérica. Mioceno: La colisión Caribe-Suramérica llega a la altura de la Cuenca Oriental de Venezuela. Un cambio relativo en el movimiento de la placa da origen a un régimen transpresivo en el margen sureste de la misma. Figura 1.6 Reconstrucción de la evolución del Caribe. Modelo Pacífico (Alóctono). (Adaptado de Pindell y Kennan (2001)). 25 Meschede y Frisch (1998), definen el modelo in-situ en las siguientes etapas (Figura 1.7). Jurásico medio/Jurásico tardío: Existe un proceso de rifting, que determina la separación entre Norteamérica y Suramérica, así como la separación de Pangea; el centro de expansión que se forma entre Norte y Suramérica tenía una orientación ESE-ONO, el cual se extiende desde el océano Pemnímico hasta el Atlántico Central. Cretácico temprano: La dirección del centro de expansión cambia hacia el Atlántico Norte y desde el Protocaribe al Atlántico Sur. Cretácico medio/Cretácico tardío: Concluye la expansión del Golfo de México y cesa la expansión del Protocaribe. Durante esta etapa se propone un engrosamiento de la Placa Caribe debido al material basáltico producto de un evento de superpluma mantelar en un punto caliente de posición desconocida. Cenozoico: Se inicia el movimiento relativo de la Placa Caribe con respecto a Suramérica hasta su posición actual. Figura 1.7 Reconstrucción de la evolución del Caribe. Modelo In Situ. (Esta figura conserva títulos en inglés para no modificar su resolución). (Adaptado de Meschede y Frisch (1998)). Tales desplazamientos y el régimen de esfuerzo generaron las distintas estructuras que hoy se pueden apreciar, como la Sierra Nevada de Santa Marta y la Sierra Nevada del Cocuy (Colombia), y la Serranía de Perijá y Los Andes de Mérida (Venezuela). 26 1.3 Bloque Andino de Venezuela 1.3.1 Evolución de la región andina de Venezuela 1.3.1.1 Los Andes de Mérida Los Andes de Mérida conforman junto con sus cuencas adyacentes un sistema geodinámico cuyo origen y comportamiento ha llamado la atención de científicos desde hace varios años. Geólogos y geofísicos han tratado de explicar y modelar este sistema, (Hospers y Van Wijnen 1958; Folinsbee 1972; Schubert 1980; Stephan 1985; Audemard 1991; Colletta et al. 1997; Gutscher et al. 1999; Taboada et al. 2000; Audemard y Audemard 2002; Corredor 2003; Chacín 2003; Hackney et al. 2004; Chacín et al. 2005; Perez et al. 2011) entre otros. La cadena montañosa de Los Andes de Mérida se extiende unos 350 km desde la frontera colombo-venezolana hasta la ciudad de Barquisimeto, y posee una elevación máxima del orden de 5000 msnm; aparenta ser la prolongación noreste de la Cordillera Oriental de Los Andes colombianos, pero no existe una relación genética directa entre ambas (Audemard y Audemard (2002)). Los Andes venezolanos, están separados de la Cordillera Oriental de Colombia por la llamada Depresión del Táchira, la cual está fundamentalmente compuesta por sedimentos plegados y fallados del Cretácico y Terciario. Audemard y Audemard (2002) mencionan que la ausencia de esta relación genética, se debe a que el levantamiento de Los Andes de Mérida no está relacionado directamente a la interacción del cratón suramericano u otro arco o dominios oceánicos y que ambas cadenas se encuentran separadas por la terminación sur de la falla de Santa Marta-Bucaramanga y por el Macizo de Santander. Está limitada en ambos flancos por las cuencas de Maracaibo y Barinas–Apure (Figura 1.8 y Figura 1.12). La región noroccidental de Venezuela se caracteriza por poseer grandes sistemas de fallas rumbolaterales (Figura 1.8 y Figura 1.15), cuya evolución ha sido controlada por ellas, como lo son: el Sistema de Fallas Boconó, el Sistema de Fallas Central-Sur Andino, los Sistemas de Fallas de Pie de Monte andino, todas ellas con componentes verticales variables y asimétricos, como resultado del desplazamiento dextral de la Placa del Caribe en relación con América del Sur (Bermudez 2009). Los Andes de Mérida son un cinturón Mio-Plioceno cuya orientación SO–NE ha sido controlada por la ubicación de un sistema de grábenes Jurásicos que se invirtieron como parte de la deformación del Mio-Plioceno. El orógeno está compuesto por un núcleo cristalino de gneis Precámbrico y esquistos del Paleozoico al Mesozoico con rocas plutónicas intrusivas, cubierto por sedimentos clásticos del Jurásico y Cretácico, flanqueados por depósitos molásicos al norte y sur 27 de edad Eoceno, (Colletta et al. 1997). Limitados por corrimientos de convergencia predominante al sur que colocan las rocas del Jurásico por encima de las del Cretácico Temprano. Según Yoris y Ostos (1997), las rocas sedimentarias tanto en La Sierra de Perijá como en Los Andes incluyen secuencias de edad Carbonífero y Pérmico; las secuencias Jurásicas son generalmente de colores rojizos a violáceos; hoy en día se encuentran aflorando en Los Andes de Mérida y en La Sierra de Perijá como la Formación La Quinta (Figura 1.13). Figura 1.8 Zona noroccidental de Venezuela, con unidades geológicas (Hackley et al. (2006)), fallas cuaternarias (Audemard et al. (2000)) e imagen Raster (STRM 2015). (a) Región Andina de Venezuela, (b) Ubicación regional de la zona noroccidental de Venezuela. Ambos flancos posee una considerable red de drenajes, los cuales transportan gran cantidad de sedimentos (por ejemplo: los ríos Chama, Santo Domingo, Motatán, Mocotíes, Tucani), generando terrazas aluviales, situadas en la zona transversal de la cadena montañosa (Guzmán et al. 2013). A diferencia de la mayoría de Los Andes suramericanos, los de Mérida no son producto de orogénesis relacionada con subducción de tipo B convencional, éstos se elevan durante el Mioceno Medio, como consecuencia directa de la interacción entre la Placa Caribe y la Placa Suramericana. Audemard y Audemard (2002), consideran que la interacción con la Placa de Nazca y la Placa Caribe también contribuyen a la orogénesis de Los Andes de Mérida. Algunos autores sugieren 28 que la Formación de Los Andes ocurrió sobre una superficie de despegue, indicando que el valor mínimo se debe a una gran depositación de sedimentos y por la existencia de subducción de tipo A bajo el Lago de Maracaibo (Henriques 2004). En cuanto a la historia y desarrollo de Los Andes de Mérida Lugo et al. (1994), indica que durante el Ordovícico y Silúrico temprano se desarrolló un arco volcánico, conocido como Arco de Caparo, en el protomargen de Gondwana. Posteriormente, durante el Devónico, se acrecionó el terreno de Mérida (constituido de facies metamórficas de protolito sedimentario) deformando y metamorfizando las rocas sedimentarias Paleozoicas del protomargen de Gondwana. Luego se desarrolla un nuevo arco magmático, al menos hasta comienzos del Cretácico, en el basamento metamórfico de Mérida. Durante el Jurásico ocurre extensión, formándose grábenes de orientación NE-SO que fueron rellenados con capas rojas y basaltos. Esta extensión fue contemporánea con la apertura del Océano de Tethys y del Golfo de México. El último episodio de deformación, que da origen a Los Andes de Mérida actuales comenzó en el Oligoceno tardío, y aunque la mayor parte del acortamiento ocurrió durante el Mioceno, aún ocurre una significante deformación. Audemard y Audemard (2002) Sugieren que, entre todos los modelos propuestos, existen dos tendencias principales. La primera describe a Los Andes de Mérida como una cadena simétrica con respecto a una falla transcurrente dextral (Falla de Boconó) y limitada a ambos lados por fallas inversas responsables del crecimiento de la cadena. (González de Juana et al. 1980). La otra tendencia por otra parte los describe como una cadena asimétrica. A pesar de que la asimetría ha sido descrita por (Bucher 1952), no fue comprobada sino que hasta Hospers y Van Wijnen (1958) publicaron los resultados de sus estudios gravimétricos realizados a lo largo de la cadena. Según Macellari (1982) el corrimiento frontal del flanco noroccidental no posee un equivalente de la misma magnitud en el flanco suroriental de la cordillera. Indicando con ello, que las cuencas antepaís del cenozoico que rodea Los Andes de Mérida poseen niveles de subducción diferentes. Henriques (2004) y Chacín et al. (2005), determinaron que cabe la posibilidad de la presencia de una ruptura cortical bajo Los Andes de Mérida (Figura 0.11, Figura 0.12). Colletta et al. (1997), llegó a la conclusión de que Los Andes de Mérida posee una estructura de flor positiva con zonas triangulares del Neógeno en la superficie del basamento y una subducción incipiente tipo A (Figura 0.9), con distribución asimétrica de masas. Lo que ha desatado polémicas entre los científicos es la presencia de una cuña de escala cortical enraizada en el tope de un desprendimiento cortical cuyo buzamiento sugieren que se da en sentido NO o SE. 29 1.3.1.2 Tectónica asociada a Los Andes de Mérida Existen diversos modelos, que intentan explicar la configuración tectónica de Los Andes venezolanos (Figura 1.9). Duerto (1998), divide la historia de Los Andes a través de seis períodos. Apertura en el Jurásico, responsable de la Formación de grábenes y otras estructuras asociadas rellenadas con sedimentos continentales. Desarrollo del margen pasivo y subsidencia del Cretácico, con el desarrollo de una plataforma carbonática. Colisión de un arco de islas contra el borde occidental de Colombia desde el Cretácico tardío hasta el Paleoceno. Emplazamiento de las napas del caribe en el occidente de Colombia, y la Formación de la Cuenca Antepaís en Venezuela. Producción de un régimen transpresivo en el Eoceno Tardío y el Mioceno Medio. Levantamiento de la Serranía de Perijá y Los Andes de Mérida desde el Oligoceno al Plioceno. Figura 1.9 Fases de deformación y estilos estructurales de la región noroccidental de Venezuela (Análisis geológico integrado de las cuencas de Barinas y Maracaibo, INTEVET (1994)). (Adaptado de Campos (2014)). 30 1.3.1.3 Modelos tectónicos actuales de Los Andes de Mérida Desde la década de 1950, dos diferentes tipos de modelos tectónicos fueron propuestos para explicar el origen de Los Andes venezolanos, los modelos simétricos y los modelos asimétricos. Monod et al. (2010), hizo un estudio comparativo de las teorías existentes alrededor de la Formación de Los Andes venezolanos (Figura 1.10). En su trabajo postula que la interpretación de la estructura cortical varía si la cadena montañosa andina es simétrica o asimétrica. Si el orógeno es simétrico, la cadena montañosa podría haberse formado como una estructura de flor positiva o como resultado a una subducción de bajo ángulo. Si, por el contrario, el orógeno es asimétrico entonces Los Andes venezolanos podrían haberse formado en respuesta a una subducción continental ya sea en dirección Noroeste como en dirección Sureste. Modelos simétricos Los Andes venezolanos son considerados como una cadena simétrica con una falla rumbo deslizante principal ubicada en el centro y delimitado por fallas inversas en ambos lados del cinturón montañoso tal como lo plantean Audemard y Audemard (2002). Monod et al. (2010), plantea que la falla representa el límite de placas entre la Placa Suramericana y el Bloque de Maracaibo. Entonces Los Andes de Venezuela serían el resultado de la compresión entre dos placas y estaría integrada por dos cadenas separadas, divididas por la Falla de Boconó. Estructura de flor positiva Este modelo cortical sugiere que Los Andes se formaron como una estructura de flor positiva (Figura 1.10 (a), (González de Juana et al. (1980);Stephan (1985)). El crecimiento vertical de la cadena es ocasionado mediante el acortamiento por inversión de un Graben del Jurásico Superior de forma simétrica y por los movimientos transcurrentes a lo largo de la Falla de Boconó, viéndose delimitado por sistemas de fallas inversas en ambos flancos (Taboada et al. 2000). Los problemas que conlleva este modelo, es que según Stephan (1982), Colletta et al. (1997) y Audemard y Audemard (2002) Los Andes de Mérida comenzaron a levantarse en el Mioceno, con un impulso orogénico en el Plioceno, mientras que la Formación de la Falla de Boconó se estima que ocurrió a finales del Plioceno y principios del Pleistoceno (Tricart 1962). Otro problema es que el modelo de estructura de flor positiva no toma en cuenta la geometría de las estructuras a una profundidad mayor que la corteza superior. 31 Subducción de bajo ángulo Duerto et al. (2006), Plantea un modelo donde la Placa Oceánica del Caribe subduce por debajo del Bloque de Maracaibo (Van der Hilst y Mann, 1994; Pindell et al.2005), (Figura 1.10 (b)), esta subducción de bajo ángulo se extiende desde la costa de Santa Marta hasta Los Andes venezolanos, creando una amplia zona de cizallamiento entre la corteza superior y la corteza inferior, generando un levantamiento y acortamiento en la Placa de América del Sur. La orogénesis de Los Andes venezolanos se relaciona con la inversión del sistema de fallas normales heredadas de la fase extensional del Jurásico tardío. Sin embargo, este modelo podría ser descartado debido a que la extensión del Bloque de la Placa Caribe que subduce, hasta Los Andes de Mérida no está respaldada por los estudios de sismicidad de la zona (Dewey (1972), Perez et al. (1997)). Además, en este modelo no se explica el rol de las fallas de Boconó y Valera (Monod et al. (2010)). Modelos asimétricos Los modelos asimétricos se desarrollaron sobre la base de los primeros datos gravimétricos recolectados en la región por Hospers y Van Wijnen (1958). Ellos sugieren que la asimetría observada en el patrón de la gravedad es producida por un cabalgamiento de la parte sureste de la corteza sobre la parte noroeste como la Cuenca del Lago de Maracaibo. La tensión de compresión es, por tanto, asociada a esta hipótesis. Según Monod et al. (2010), el hecho de que los datos geocronológicos (Kohn et al. 1984; Bermudez 2009), muestran una exhumación diacrónico del Neógeno sobre Los Andes de Mérida a lo largo de la Falla de Boconó niega en cierto sentido cualquier modelo simétrico para la Formación de Los Andes de Mérida. Subducción continental en dirección SE Algunos autores proponen la hipótesis de una subducción continental del Bloque de Maracaibo por debajo del Escudo de Guayana (Kellogg y Bonini 1982; Colleta et al, 1997 (Quien toma en consideración la inversión de los grábenes en el Jurásico tardío)). El argumento principal para este modelo, (Figura 1.10 (c)), es el hundimiento del basamento en la Cuenca del Lago de Maracaibo, siendo éste más profundo comparado con la Cuenca Barinas-Apure. Para Monod et al. (2010), el problema principal de los modelos descritos anteriormente es que dan poca importancia a la Falla de Boconó, la cual es una estructura de acomodo importante en el movimiento NE del Bloque de Maracaibo. 32 Subducción continental en dirección NO Chacín et al. (2005), proponen un modelo en el que la estructura de Los Andes de Mérida resulta de una subducción incipiente en dirección NO, (Figura 1.10 (d)), Donde las cuencas de Maracaibo y de Barinas-Apure se formaron como cuencas de flexión debido a la carga producida por la cadena andina, siendo la Cuenca del Lago de Maracaibo más profunda debido a que sus dimensiones laterales son más pequeñas. La principal evidencia de una polaridad de subducción NO proviene de la consideración de la diferencia de espesores corticales entre la relativamente delgada corteza de la Cuenca del Lago de Maracaibo (29 km, Padrón e Izarra 1996), que experimentó rifting durante el Jurásico Tardío y el relativamente grueso Escudo de Guayana (46 km, Schmitz et al, 2002; 45 km, Schmitz et al, 2008). Orógeno Flotante Audemard y Audemard (2002), interpretaron el comportamiento geodinámico de la zona mediante un modelo geológico-mecánico, el cual postuló que el Bloque Triangular de Maracaibo era un orógeno flotante limitado por los sistemas de fallas Oca-Ancón, Bucaramanga-Sta. Marta y Boconó y que la estructuración de Los Andes de Mérida estaba relacionada con una subducción incipiente tipo A, además que existía una delaminación de la corteza de Maracaibo sobre el escudo sudamericano, donde la discontinuidad de Conrad actuaba como la principal superficie de despegue. (Figura 1.10 (e), Figura 1.10 Modelos esquemáticos (no a escala) que ilustran las diversas teorías propuestas para la evolución de Los Andes venezolanos. (a) González de Juana, (1990), Rod (1956), Stéphan (1985); (b) Duerto et al. (2006); (c) Kellogg y Bonini (1982);De Toni y Kellogg (1993), Sánchez et al. (1994), Colletta et al. (1997); (d) Chacín et al. (2005); (e) Audemard (1991), Yoris y Ostos (1997), Audemard y Audemard (2002), Cediel et al. (2003). (Adaptado de Monod et al. (2010)). 33 1.3.2 Bloque Maracaibo El Bloque de Maracaibo (Figura 1.11), es una fracción de corteza continental independiente de las estructuras geológicas de la zona, que se encuentra localizado en el noroccidente del territorio venezolano y está limitado por tres fallas importantes: La Falla de Boconó (de movimiento dextral) al este, La Falla de Oca-Ancón al norte y La Falla de Santa Marta (de movimiento sinestral) al oeste, en Colombia (Audemard y Audemard 2002). La excesiva profundidad de la Cuenca del Lago de Maracaibo (10 km) en comparación con la Cuenca de Barinas-Apure (5 km) es evidencia de que el bloque posee un espesor elástico considerablemente menor al de la Placa Suramericana (Arnaiz et al. 2011). Su Formación viene asociada con la interacción entre la Placa Caribe, la Suramericana y la de Nazca. Según Audemard y Audemard (2002) la expulsión de este Bloque como la del Bloque de Bonaire tiene su origen en la compresión generada por el Bloque de Panamá contra Suramérica. Para Audemard (1991) la separación entre la Cuenca del Lago de Maracaibo y la Cuenca Barinas-Apure se inicia en el Mioceno Medio con el cambio de la dirección de la compresión a lo largo del borde norte de la Placa Suramericana, produciéndose el levantamiento de Los Andes de Mérida. Figura 1.11 Geodinámica regional del Bloque Maracaibo. (a) Estructuras que conforman el Bloque Maracaibo (MA, Andes de Mérida; PR, Sierra de Perijá; SMM, Montañas de Santa Marta; NCA, Norte de Andes Colombianos; MBa, Cuenca del Lago de Maracaibo; BABa, Cuenca de Barinas-Apure; BF, Falla de Boconó; IF, Falla de Icotea; SMF, Falla de Santa Marta; O-AF, Falla de Oca-Ancón). Adaptado de Arnaiz y Audemard (2014). (b) Esquema del Bloque del sistema Maracaibo. (Adaptado de Van der Hilst y Mann (1994)). 34 1.3.3 Cuenca del Lago de Maracaibo La Cuenca del Lago de Maracaibo es una depresión topográfica de ~13.000 km2, limitada al este y al sur por Los Andes de Mérida de Venezuela y al oeste por La Sierra de Perijá de Venezuela y Colombia (Figura 1.12). Ambos bloques de montaña levantadas exponen el basamento del Paleozoico y carbonatos y rocas clásticas del Mesozoico y Cenozoico que se plegaron por empuje del acortamiento regional en el Paleógeno y Neógeno tardío (Duerto et al. 2006). Es la cuenca petrolífera más importante de Venezuela. La roca madre por excelencia es la Formación La Luna de edad Cretácico Tardío, cuyas facies se extendieron por toda Venezuela Occidental hasta Colombia (Yoris y Ostos 1997). Los datos sísmicos revelan la presencia de una o más zonas de triángulo en profundidad a lo largo tanto de Los Andes de Mérida como de La Sierra de Perijá que inhiben las características geometrías del empuje de cuña. La parte inferior de la cuña se define por fallas inversas imbricadas por inmersión debajo del bloque de montaña y que involucra el basamento del Paleozoico. La parte superior de la cuña se define por un empuje hacia la cuenca inmersión asociado con pliegues por propagación de falla en la superficie y una falla monoclinal superpuesta en el borde de la cuenca (Duerto et al. 2006). La evolución de la Cuenca del Lago de Maracaibo radica en tres fases importante, la primera, un rift relacionado con la separación de las américas, la segunda, la presencia de una subsidencia tipo “margen pasivo”, presentándose con mayor fuerza hacia los surcos de Uribante, Machiques, San Lázaro, Angaraveca y con un poco menos de intensidad hacia Barquisimeto y por último otra subsidencia de tipo “foreland” producto de la actual colisión Placa Caribe-Sur América (González de Juana et al. 1980). 1.3.4 Cuenca Barinas-Apure La Cuenca Barinas-Apure es una depresión localizada en el suroccidente del territorio venezolano (González de Juana et al. 1980) con un área aproximada de 92000 km2 y una profundidad máxima estimada de 5000 m (Chacín 2003). Se encuentra limitada al noroeste por Los Andes de Mérida: al norte por la prolongación occidental de la Serranía del Interior Central: al este y al noreste por el levantamiento de El Baúl (González de Juana et al. 1980) (Figura 1.12). La Cuenca Barinas-Apure se origina a raíz del levantamiento de Los Andes de Mérida, durante el Mioceno superior y es considerada como una cuenca de tipo antepaís. Su basamento se considera de edad paleozoica y autóctono, conformado por las rocas conocidas como Capas Rojas, que marcan la apertura de Gondwana y Laurentia (Schlumberger 1997). Dentro de la Cuenca Barinas-Apure se presenta una serie de estructuras tipo graben. Evidencia de la apertura del Protocaribe por la extensión asociada 35 a la separación de Las Américas. Dichos grábenes fueron rellenados durante el Jurásico por sedimentos continentales, calizas marinas, rocas volcánicas y sedimentos clásticos (Schlumberger 1997). Fueron propuestos como la continuación hacia el sur del Graben de Espino, hipótesis que nunca fue probada y que algunos geocientíficos debaten hoy en día, alegando que en su génesis los dos sistemas de grábenes son completamente independientes (Arnaiz 2009). El régimen extensional sufrido por la Cuenca Barinas-Apure en el Cretácico tardío y Eoceno medio a tardío es el responsable de la Formación del conjunto de fallas normales en toda la cuenca. Sin embargo, existieron eventos compresivos que dejaron evidencias en forma de pliegues, fallas inversas y en consecuencia altos estructurales que afectan mayormente a las secuencias cretácicas. Por otro lado, el flanco norte de la cuenca, mucho más inclinado se desarrolla principalmente en el piedemonte suroriental de la Cordillera de Los Andes. En él se conocen pliegues mejor conformados, los cuales se encuentran probablemente relacionados con la compresión oblicua desarrollada por el efecto cizalla a lo largo de la Falla de Boconó. Es importante resaltar que lateralmente se correlaciona con la de Maracaibo, ya que el origen de ambas es similar y no es sino hasta el levantamiento de Los Andes venezolanos, durante el Terciario que se separan (González de Juana et al. 1980). Figura 1.12 Cuencas petrolíferas de la región noroccidental de Venezuela con Raster (STRM 2015). (a) Cuencas ubicadas dentro de la zona de estudio. (b) Ubicación Regional del área de estudio. 36 1.3.5 Sierra de Perijá La Sierra de Perijá se encuentra al oeste de la Cuenca Occidental de Venezuela y marca el límite internacional con Colombia, separando la Cuenca de César Rancherías de la Cuenca del Lago de Maracaibo (Sanchez et al. 2008). La Sierra de Perijá es la prolongación norte de la Cordillera del este de Colombia con su mayor elevación de 3650 m; su cresta se considera el límite territorial entre Venezuela y Colombia. La topografía del este de la serranía se caracteriza por un frente monoclinal buzante en dirección ESE debajo de los aluviones horizontalmente estratificados y las rocas neógenas de la Cuenca del Lago de Maracaibo; sus más altas elevaciones se caracterizan por la presencia de rocas paleozoicas del basamento deformado, rocas Jurásicas y rocas del Cretácico al Holoceno (Audemard y Audemard 2002) (Figura 1.13). Según Bellizzia y Pimentel (1995) el basamento de La Sierra de Perijá está constituido por gneises biotítico–cloríticos, anfibolitas y cuarcitas, llamado Asociación Perijá. Sobre este basamento se encuentra una espesa secuencia lutitas carbonáceas y silíceas, areniscas, limolitas, conglomerados y calizas carbonáceas; en la parte superior del grupo, se encuentran capas rojas con niveles fosilíferos; esta secuencia ha sido asignada al Grupo Cachirí. El levantamiento de La Sierra de Perijá está comúnmente asociado al levantamiento de Los Andes de Mérida y la Sierra de Santa Marta en Colombia; inicia durante el Mioceno superior como consecuencia de las primeras etapas de la colisión del Arco de Panamá contra el continente suramericano, la cual continúa en el Plioceno–Cuaternario (Audemard y Audemard 2002). Miller (1960) basándose en un estudio foto interpretativo postula que las estructuras compresivas (fallas y pliegues) tienen un rumbo promedio de N35°E, siendo estas dominadas por los fuertes alineamientos formados por la Falla de Perijá y El Tigre. Duerto et al. (2006), reafirma la existencia de estructuras con vergencia hacia el Este, asociadas a zonas triangulares generadas por corrimientos, con acortamiento entre 6 y 10 km para La Sierra de Perijá. El modelo estructural propuesto por Sanchez et al. (2008) para Perijá es definido regionalmente como un pliegue tipo anticlinal asociado a la propagación de la falla principal con vergencia hacia el Oeste, generando la inversión del Semigraben de Machiques a partir del Mioceno, con un acortamiento de 9 km (Figura 1.12). El panel frontal de dicho pliegue está ubicado en Colombia y el flanco trasero, con buzamiento al Este, en Venezuela, donde es conocido como el monoclinal del Flanco Perijanero. Este modelo fue validado a partir de la restauración de un transepto regional que abarca parte de la Cuenca César Rancherías de Colombia y del Flanco Perijanero de Venezuela. 37 Localmente se observan fallas inversas con poco desplazamiento que cortan o deforman las fallas normales y transcurrentes preexistentes; así como fallas transcurrentes activas con componente inversa. Cabe destacar que la presencia de fallas normales del Cretácico tardío permite una buena sincronización con el proceso de expulsión-migración de hidrocarburo a partir del Oligoceno, ya que las mismas forman las principales trampas estructurales en el área de estudio (Sanchez et al. (2008)). Figura 1.13 Sección transversal de principales formaciones en el área de Guaraní, Sierra de Perijá. Línea sísmica tres. (Modificado de Sanchez et al. (2008)). 1.3.6 Andes Colombianos, Bloque Santa Marta y Cuenca Cesar-Rancherías El territorio colombiano comprende un dominio continental deformado situado en el límite de tres placas tectónicas mayores: la Placa Suramericana, la Placa de Nazca y la Placa Caribe. Los movimientos relativos de estas placas durante la era Cenozoica dieron origen al sistema orogénico de Los Andes del Norte, compuesto por distintas cadenas de montaña separadas por valles y depresiones intramontañosas. En la actualidad las tres placas se acercan entre sí, dando origen a deformaciones en la corteza continental, a actividad volcánica y a una intensa actividad sísmica en el territorio colombiano. (Cuéllar et al. 2012). El Bloque Santa Marta está compuesto por tres cinturones tectonoestratigráficos alineados con dirección NE-SO. Los dos cinturones al noroccidente (provincias de Sevilla y Santa Marta) son los más jóvenes y se componen de rocas metamórficas de grado bajo a medio afectadas por plutones triásicos, jurásicos y cenozoicos y el tercer cinturón al Suroriente incluye rocas metamórficas Precámbricas de alto grado (facies granulita) junto a rocas vulcano-sedimentarias del Triásico-Jurásico (Figura 1.14). En la mayor 38 parte de La Sierra de Perijá, afloran unidades sedimentarias del Paleozoico junto a rocas vulcanosedimentarias del Jurásico y la secuencia marina Cretácica. En la zona central y sur cerca al Macizo de Santander afloran algunas rocas ígneas y metamórficas del Paleozoico (Bayona et al. 2007). El macizo montañoso que define a la Sierra Nevada de Santa Marta o SNSM se encuentra demarcado por tres límites estructurales de primer orden, los cuales son la Falla Oca al norte que presenta tendencia dextral, rumbo predominante de dirección N 82°W y un buzamiento desconocido, la Falla de Santa Marta-Bucaramanga (FSMB) que presenta tendencia sinestral con rumbo predominantemente N35°O y un buzamiento al este y la Falla de Perijá-El Tigre en el extremo occidental de Venezuela (Montes et al. 2005). La Cuenca Cesar Ranchería corresponde a una depresión intra-montaña alargada en dirección NE-SO ubicada entre la Sierra Nevada de Santa Marta y la Serranía de Perijá, un complejo mosaico de rocas que incluye neises y granitos precámbricos, metamórficas, ígneas y vulcano sedimentarias Paleozoicas y sedimentos marinos y continentales del Paleozoico superior, forman la mayor parte de la Serranía de Perijá y Sierra Nevada de Santa Marta y constituyen el basamento tectónico de la Cuenca de Cesar Ranchería. La secuencia post-Paleozoica más antigua reconocida en la cuenca, está representada por los depósitos Jurásicos de la Formación La Quinta, constituida por una gruesa secuencia de depósitos clásticos continentales de areniscas arcósicas, conglomerados y capas rojas ínter-estratificados con flujos andesíticos, volcano-sedimentario de semigrabenes desarrollados durante la fase “rift” Jurásica (Cuéllar et al. 2012). Figura 1.14 Mapa generalizado de la Sierra Nevada de Santa Marta y Serranía de Perijá diferenciando unidades pre-Cenozoicas por su edad y composición, y estructuras mayores. (Tomado de Bayona et al. (2007)). 39 1.3.7 Sistemas de fallas La región noroccidental de Venezuela se caracteriza por poseer grandes sistemas de fallas rumbolaterales (Figura 1.15) como lo son: El Sistema de Fallas de Boconó, el Sistema de Fallas Central (Falla de Pueblo Viejo, Falla de Mene Grande, Falla de Burbusay, Falla de Valera, Falla de Burro Negro, Falla de Icotea ), el Sistema Sur Andino (Falla de Caparo, Falla de Uribante, Falla de San Simón y Falla de Bramón), los Sistemas de Fallas de Pie de Monte andino (Fallas de pie de Monte Occidental y Oriental, el Sistema de Fallas Oca-Ancón y el Sistema de Fallas de La Sierra de Perijá (Falla Perijá-El Tigre). La evolución de Los Andes de Mérida ha sido controlada por estos principales sistemas de fallas, los cuales poseen componentes verticales variables y asimétricos, como resultado del desplazamiento dextral de la Placa del Caribe en relación con América del Sur. (Bermúdez et al., 2011). Los límite de placa entre el Norte de Suramérica y la Placa Caribe no es del tipo dextral simple, sino que es una zona de deformación activa de 100 km de ancho resultado de un largo proceso de colisión oblicua entre las placas (Audemard 1993), sin embargo, una gran parte de este movimiento lateral dextral parece tener lugar a lo largo del Sistema de Fallas Oca-Ancón-BoconóSan Sebastián-El Pilar y el resto de la deformación se distribuye a través de fallas menores, pero Figura 1.15 Sistema de fallas de la región noroccidental de Venezuela (Audemard et al. (2000)) con Raster (STRM 2015). (a) Sistema de fallas occidentales, (b) Ubicación regional de la zona de estudio. 40 asociadas dentro y costa afuera de Venezuela. Cuando se conformaron Los Andes, entre América del Sur y el Bloque de Maracaibo el esfuerzo horizontal máximo volcó en sentido antihorario progresivamente desde una tendencia NNO-SSE a una orientación más de este a oeste, según Audemard et al. (2000) lo que introdujo simultáneamente fallas con rumbo dextral y sinestral de norte a sur hacia de Valera y el NE-SO hacia Boconó (respectivamente) y hacia el norte fue la extrusión del Bloque de Maracaibo. 1.3.7.1 Sistema de Fallas de Boconó El Sistema de Fallas de Boconó está considerada como el elemento primordial de todas las estructuras de Los Andes de Mérida, a partir de ella destacan los modelos generados por Yoris y Ostos (1997) y Colletta et al. (1997) (Figura 1.15). La zona de Falla de Boconó, uno de los rasgos geotectónicos más importantes de la parte noroccidental de América del Sur se caracteriza morfológicamente por una alineación de valles y depresiones lineales (cuencas de tracción), orientados aproximadamente en dirección N45°E. Se extiende por más de 500 km entre la depresión del Táchira (al sur de Cordero) y el Mar Caribe (área de Morón, Edo. Carabobo), cruzando en forma oblicua a Los Andes merideños y cortando el extremo occidental de las Montañas del Caribe (Cordillera de la Costa y Serranía del Interior). Rod (1956), fue el primero en describir y nombrar a la Falla de Boconó, la cual consideró como una falla rumbo-deslizante hacia la derecha, y como parte de un sistema de fallas de este tipo en Venezuela septentrional: las fallas de Oca, Boconó, Morón y El Pilar. Luego Rod (1958) postulo tres tipos de desplazamiento: rumbodeslizante, normal y una combinación de ambos. Schubert (1980) describió la falla en la región de Santo Domingo y halló indicios de desplazamiento vertical, formando fosas y pilares tectónicos. Para Audemard (1998) se tiene que la tendencia NE-SO del Sistema de Fallas de Boconó (la más rápida y sismogénica de Venezuela) va un poco oblicua al eje principal de Los Andes venezolanos y los limita al este con la Cordillera de la Costa al norte de Venezuela, se extiende por cerca de 500 km entre la depresión del Táchira (en la frontera entre Colombia y Venezuela) y Morón (en la costa de Venezuela). En su extremo norte el Sistema de Fallas de Boconó, después de salir de la depresión de Yaracuy y de entrar en el Mar Caribe, se inclina 45° hacia el este para conectarse a la tendencia este-oeste de las fallas de El Pilar y San Sebastián. Según Pérez y Mendoza (1998), el sistema se considera el borde transcurrente de la Placa Caribe, asimismo al sur, La Falla de Boconó se conecta a un sistema de fallas inversas sinestrales formado por la falla Bramón en Venezuela y en Colombia con las fallas Chinácota y Chucarima. 41 1.3.7.2 Sistema de falla Oca-Ancón El sistema de fallas de Oca-Ancón cruza los territorios colombiano y venezolano en dirección O-E y más precisamente la península de la Goajira (Colombia) y los estados Zulia y Falcón de la región noroccidental venezolana, atrasando las márgenes del Lago de Maracaibo a nivel de la Bahía del Tablazo, las llanuras costeras de Buchivacoa-Miranda, la Sierra de Falcón y el Valle de Aroa. Este sistema de fallas se extiende por 651 km entre Cabo La Aguja, en proximidad de Santa Marta (Colombia) y Golfo Triste, cerca del pueblo de Boca de Aroa. Dewey (1972), señala que el Sistema de Fallas de Oca-Ancón es la segunda mayor característica tectónica del cinturón transpresivo de deformación en el margen meridional de la Placa del Caribe, las mismas definen los límites sureste y norte del Bloque Triangular de Maracaibo (noroeste de Venezuela y el norte de Colombia), que está limitado en su lado oeste por la Falla de Santa Marta-Bucaramanga. 1.3.8 Estratigrafía La región de Perijá y la Cuenca del Lago de Maracaibo está dominada por formaciones de diversas edades y composición (Figura 1.16 y Figura 1.17). del mapa geológico de Hackley et al. (2006), podemos observar que el Paleozoico está conformado por El grupo Rio Cachirí y la formaciones Rio Palmar y Perijá, el Jurásico por las formaciones La Quinta, Tinacoa y Macoita. El Cretácico inferior por las formaciones La Luna, Colón, Lisure, Apón, Maraca y Mito Juan. El Cretácico superior por el Grupo Cogollo y la Formación Rio Negro. El Paleoceno por las formaciones y Guasare. El Eoceno por las formaciones Misoa, Mirador y la Sierra. El Oligoceno por la Formación El Fausto e Icotea. El Mioceno por las formaciones La Rosa, Lagunillas, La Puerta, La Villa, Cuiba y Los Ranchos el Cuaternario por las formaciones Milagro, Onia y Necesidad. En la zona perteneciente a Los Andes de Mérida y Cuenca Barinas-Apure existe evidencia de afloramientos del Precámbrico, el cual está conformado por el Complejo Iglesias y la Formación Bella Vista, el Paleozoico por El Grupo Rio Cachirí y las formaciones Tostós, Mucuchachí, Palmarito, Caparo, Sabaneta y El Horno. El Jurásico por la Formación La Quinta. El Cretácico inferior por las formaciones Aguardiente, La Luna, Colón y Mito Juan. El Cretácico superior por el grupo Cogollo y las formaciones Rio Negro, Escandalosa, Navay y Burguita. El Eoceno por las formaciones El León, Mirador, Paguey, Masparrito y Gobernador. El Oligoceno por la Formación La Carbonera. El Mioceno por la Formación Parángula y perteneciente al Cuaternario el Grupo Guayabo y las formaciones Betijoque, Guanapa, Río Yuca y Carvajal (Figura 1.18 y Figura 1.19). 42 Figura 1.16 Mapa de formaciones ubicadas en La Sierra de Perijá y la Cuenca del Lago de Maracaibo, dentro de la zona de estudio. Unidades geológicas (Hackley et al. (2006)), fallas cuaternarias (Audemard et al. (2000)), imagen Raster (STRM 2015). (a) Unidades Geológicas, (b) Ubicación regional de la zona de estudio. Figura 1.17 Esquema Cronoestratigráfico, de Unidades Geológicas ubicadas en La Sierra de Perijá y la Cuenca del Lago de Maracaibo. (Tomado de Intevep (2011)). 43 Figura 1.18 Mapa de formaciones presentes en Los Andes de Mérida, Cuenca del Lago de Maracaibo y Cuenca Barinas-Apure ubicadas dentro de la zona de estudio. Unidades geológicas (Hackley et al. (2006)), fallas cuaternarias (Audemard et al. (2000)), imagen Raster (STRM 2015). (a) Unidades Geológicas, (b) Ubicación regional de la zona de estudio. Figura 1.1 Esquema Cronoestratigráfico, de Unidades Geológicas, ubicadas en Los Andes de Mérida, Cuenca del Lago de Maracaibo y Cuenca Barinas-Apure. (Tomado de Intevep (2011)). 44 La siguiente descripción estratigráfica, presentada a continuación, describe los grupos y unidades litológicas más representativas ubicadas en el área de estudio. 1.3.8.1 Formación Bella Vista. Bella Vista está constituida por esquistos sericíticos y cloríticos de color gris y verde, pizarras grises oscuras a negras, filitas y lutitas filíticas gris oscuro a pardo, muestra un espesor de 3.000 m para el conjunto Caparo-Bella Vista. En el flanco norte, está en contacto de falla con unidades de diferentes edades, como la Formación Caparo del Ordovícico, la Asociación Mucuchachí del Paleozoico Tardío o con la Formación La Quinta del Jurásico (Intevep (2011)). 1.3.8.2 Formación Betijoque. La mayor parte de la unidad consiste de arcillas macizas de color gris verdoso oscuro que grada localmente a pardo y negro, generalmente arenosas, y localmente carbonáceas y fosilíferas (restos de plantas). Espesor máximo de 4.365 metros para la unidad. La base de la Formación Betijoque es concordante y transicional por encima de la Formación Isnotú. El tope está truncado e infrayace con discordancia angular a las gravas de la Formación Carvajal (Intevep (2011)). 1.3.8.3 Formación Caparo. Está conformado por limolitas arenáceas gris oscuro, limolitas finamente micáceas, areniscas de grano fino a medio y lutitas que incluyen algunos tipos oscuros. Se estima un espesor mínimo de 200 m. El espesor de 2000 m señalado por Compañías Shell y Creole, incluye la sección de la Formación El Horno. La Formación Caparo suprayace discordantemente a la Formación Bella Vista. El contacto superior con la Formación El Horno es de probable discordancia, indicada por el hiatus paleontológico y la presencia frecuente de conglomerados en esta unidad (Intevep (2011)). 1.3.8.4 Grupo Cogollo. Su litología es variada, de base a tope se caracteriza por calizas densas, fosilíferas, con cantidades subordinadas de lutitas oscuras y pocas arenas calcáreas. El espesor en la sección tipo de 370 m, En el subsuelo del Lago de Maracaibo de 268 m. El contacto superior con la Formación La Luna, está marcado por un fuerte cambio litológico a calizas y lutitas calcáreas, generalmente oscuras, que sugieren un cambio drástico en las condiciones ambientales (Intevep (2011)). 45 1.3.8.5 Grupo El Fausto. En los afloramientos, del Grupo El Fausto predomina arcilitas y limolitas de tonalidades apagadas de rojo púrpura, gris, verde y marrón, con intervalos menores de lutitas o arcilitas. Tiene un espesor aproximado de 1830 m en el distrito Perijá. Los afloramientos se ubican entre el río Palmar al norte, hasta Machiques al sur. El Grupo El Fausto yace sobre la Formación La Sierra, variando el contacto desde concordante al sur, hasta discordante al norte (Intevep (2011)). 1.3.8.6 Formación El Horno. La unidad consiste en lodolitas limosas azul-verde, lutitas laminadas y areniscas micáceas masivas. Posee un espesor de 1.670 m, debido a la complejidad tectónica de la zona, no se observa la base de la unidad, aunque se supone discordante sobre la Formación Caparo del Ordovícico, e infrayace, en aparente discordancia; a unidades más jóvenes reconocidas, principalmente las formaciones Sabaneta y La Quinta (Intevep (2011)). 1.3.8.7 Formación El Rosario. La Formación El Rosario, litológicamente se compone de conglomerados arenosos, gravas y arenas cuarzosas gruesas. El espesor tiene gran variación regional, entre (3.5 a 12.5) m. La Formación El Rosario suprayace discordantemente a las formaciones Necesidad, León, Carbonera y sobre el Grupo Guayabo (Intevep (2011)). 1.3.8.8 Grupo Guayabo. El Grupo Guayabo está compuesto de arenas y arcillas moteadas, intercaladas con arcillas abigarradas, arenas y conglomerados altamente ferruginosos. Tiene espesores de 500 metros en el estado Táchira y en el campo Los Manueles en el distrito Colón, estado Zulia. El contacto superior es con depósitos aluvionales Cuaternarios y Recientes (Intevep (2011)). 1.3.8.9 Complejo Iglesias. El Complejo Iglesias ha sido dividido en tres formaciones: Sierra Nevada, Bella Vista y Tostosa, está compuesto por ortogneises biotíticos, gneises migmátíticos, augengneises porfidoblásticos biotíticos de grano grueso, gneises de grano fino con granate y biotita El espesor del grupo no se ha determinado. Su edad se considera Precámbrico Superior. Su metamorfismo es el más elevado de las unidades de Los Andes. El contacto inferior no se ha podido determinar. El contacto superior se presenta en discordancia con unidades paleozoicas y mesozoicas (Intevep (2011)). 46 1.3.8.10 Formación La Quinta. La Formación La Quinta consta de un intervalo inferior, compuesto por una capa de toba vítrea, uno medio de una secuencia interestratificada de toba, arenisca gruesa y conglomerática y un intervalo superior, formado por limolita y arenisca. El espesor de la Formación La Quinta es muy variable (1270-3400) m. El contacto con la Formación Río Negro es una discordancia transicional. En La Sierra de Perijá, el contacto inferior es transicional (Intevep (2011)). 1.3.8.11 Formación La Luna. La Formación La Luna consiste de calizas y lutitas calcáreas fétidas, con abundante materia orgánica laminada y finamente dispersa, delgadamente estratificadas y laminadas, densas, de color gris oscuro a negro; Los espesores en la Cuenca del Lago de Maracaibo varían entre 100 y 300 metros, en La Sierra de Perijá tiene espesores que no superan los 183 m. La Formación La Luna en general suprayace concordantemente a la Formación Maraca, e infrayace, también concordantemente, a la Formación Colón (Intevep (2011)). 1.3.8.12 Formación La Sierra. Compuesta por areniscas pardas, masivas, en capas gruesas a medianas, con intercalaciones de lutitas y lutitas arenosas. Espesor de110 m, posiblemente incompleto por fallamiento. El espesor regional de la Formación está en el orden de los 140 m, aumentando hacia el este. El contacto superior con la Formación Ceibote del Grupo El Fausto, es discordante, aunque al sur, ambas unidades pasan a ser concordantes (Intevep (2011)). 1.3.8.13 Formación Mito Juan. La litología se caracteriza por arcillas grises, gris verdosas y negras, localmente arenosas, en la parte inferior de la Formación hay algunas arcillas laminares grises que son indistinguibles litológicamente de las arcillas de Colón. Se reportan espesores de 100 a 300 m para la Formación. el desarrollo máximo de la Formación ocurre en la parte sur de la cuenca, en el estado Táchira los espesores varían desde 215 m a 755 m (Intevep (2011)). 1.3.8.14 Formación Mucuchachí. La unidad se caracteriza por poseer secuencia de pizarras laminadas y pizarras limosas, se distingue cuarcitas, conglomerados y calizas, pizarras, filitas, cuarcitas y calizas. Tiene un espesor promedio de 5.000 m. La unidad suprayace discordantemente al complejo basal. El contacto superior es discordante con otras unidades del Paleozoico Superior y Mesozoico (Formación La Quinta y Formación Río Negro) (Intevep (2011)). 47 1.3.8.15 Formación Necesidad. La Formación Necesidad posee arcilla limosa gris claro a gris celeste, muy homogénea y limolita de color rosado a amarillo-rosado, Posee un espesor variable entre 20 y 30 m, no excediendo 40 m. Es discordante sobre el Grupo Guayabo (Mioceno) y las formaciones León (Oligoceno) y Carbonera (Eoceno), y discordante (angular o por erosión) por debajo de la Formación El Rosario (Pleistoceno). Lateralmente, grada hacia el norte (Intevep (2011)). 1.3.8.16 Formación Rio Negro. Está conformado por Areniscas blancas, generalmente de grano grueso, conglomerados heterogéneos; arcillas y lutitas variables, el contacto superior, está definido por la aparición de los primeros horizontes calcáreos de la Formación Apón. En el surco de Machiques, existen espesores de 1.500 metros. En la región de San Cristóbal hay espesores de 1.450 metros, hacia el Alto de Mérida, en la carretera Mérida-Jají hay presencia de espesores de sólo 25 metros. El contacto basal, es discordante sobre rocas precámbricas (Sierra Nevada, Tostosa); paleozoicas (Mucuchachí); mesozoicas (La Quinta) (Intevep (2011)). 1.3.8.17 Formación Sabaneta. La Formación Sabaneta es una secuencia de areniscas gruesas a guijarrosas, de color gris a marrón, El miembro inferior consiste de areniscas macizas de grano grueso a guijarrosas, de color amarillento a marrón, con cantidades menores de lutitas carbonáceas gris. El miembro superior, es una intercalación de areniscas y limolitas. En la sección del río Aricagua, se mencionan espesores de hasta 3.360 m. La unidad es discordante sobre rocas del Paleozoico inferior. El contacto superior se menciona como transicional a la Formación Palmarito; cerca de Mérida existe un contacto de falla con la Formación La Quinta del Jurásico (Intevep (2011)). 1.3.8.18 Formación TosTós. Está constituida por una secuencia de sedimentos metamorfizados, formados por pizarras, filitas, esquistos, gneises de grano fino, rocas silíceas masivas y anfibolitas, debido a la fuerte deformación y complejidad tectónica del área, el espesor se puede estimar 2.000 m. La Asociación Tostós suprayace discordantemente a la Formación Sierra Nevada (páramo de La Negra), e infrayace discordantemente a formaciones Paleozoicas (Sabaneta) y cretácicas (Río Negro) (Intevep (2011)). CAPÍTULO II MARCO TEÓRICO 2.1 Fuerza gravitacional En 1687, Isaac Newton publicó su “Philosophiae Naturalis Principia Mathematica”, donde postulo la ley de la atracción gravitacional: “La magnitud de la fuerza gravitacional entre dos masas es proporcional a cada masa e inversamente proporcional al cuadrado de su separación”(Blakely 1996). La fuerza gravitatoria se evidencia en la interacción que tienen todos los cuerpos sobre la superficie terrestre. Según Lowrie (2007), aplicando esta ley para dos masas puntuales m y M separadas por una distancia r. se obtiene la atracción gravitacional F ejercida por M sobre m (Ecuación (2.1)). 𝐹 = −𝐺 (𝑚𝑀) 𝑟2 𝑟̂ (2.1) 2.2 Gravedad de la Tierra La geofísica utiliza la gravedad para obtener información acerca de las variaciones de densidad del interior de la tierra, debido a que el planeta es un cuerpo no uniforme en densidad, la atracción gravitacional de un cuerpo de densidad no homogénea varia, en respuesta a la distribución de la densidad en todo el cuerpo. Por esta razón las mediciones de la variación de la atracción gravitacional de la Tierra provee información acerca de la geología de la zona de estudio, base para la teoría y práctica de las mediciones gravimétricas (Chapin 1996). 2.2.1 Geoide y Elipsoide Se denomina geoide a la superficie equipotencial que más se aproxima al nivel medio de los mares (Telford et al. 1990). Según Hinze et al. (2005) el geoide es la vertical de referencia para las estaciones de gravedad y está compuesto por elevaciones superficiales, sin embargo, la diferencia entre la altura elipsoidal (geométrico) y elevación (altura ortométrica) en relación con el geoide, alcanza valores máximos a nivel mundial de aproximadamente ±100 m y tiene un alcance de aproximadamente 80 m sobre América del Norte y océanos adyacentes. 49 Li y Gotze (2001) lo definen como una superficie de energía potencial constante, pero además señalan, que esta no es una definición rigurosa, debido a que el nivel del mar no es una superficie potencial constante, pues existen procesos dinámicos que ocurren en los océanos. Como otra de las razones mencionan que la actual superficie equipotencial debajo de los continentes es deformada por la atracción gravitacional de las masas que los cubren. Telford et al. (1990) define al elipsoide como un esferoide que se aproxima a la superficie del nivel del mar, sustrayendo la masa que se sitúa por encima de ésta. Según Li y Gotze (2001) es una elipse (modelo matemático) que se ajusta a la forma de la tierra y que sirve como un simple consistente y uniforme sistema de referencia para propósitos de geodesia y por ende para geofísica, matemáticamente el geoide y el elipsoide pueden ser relacionados mediante la siguiente expresión (Ecuación (2.2)): 𝐻 =ℎ−𝑁 (2.2) Donde h es la altura de un punto con respecto al elipsoide, N es la altura del geoide respecto al elipsoide y H es la altura del punto con respecto al geoide (altura ortométrica) (Figura 2.1). Figura 2.1 Relación espacial entre el geoide, elipsoide y la superficie terrestre. (Tomado de Hernández (2010)). El elipsoide de referencia internacional es una convención matemática para la aproximación cercana de la superficie equipotencial de gravedad. Este refleja la verdadera distribución de la masa dentro de la tierra y se diferencia del elipsoide teórico en pequeñas cantidades tal como se indica en la ecuación (2.3). 𝛾1980 = 9,780327(1 + 0,0053024𝑠𝑖𝑛2 ∅ − 0,0000058𝑠𝑖𝑛2 2∅ (2.3) Esta expresión muestra el valor de la gravedad normal para los parámetros del Geodetic Reference System (GRS) 1980, en función de la latitud (∅). Las constantes que aparecen en la fórmula son refinadas cada vez más con el uso de mediciones satelitales y ésta posee una exactitud de 1 µms. 50 2.3 El método gravimétrico. El método gravimétrico aprovecha las variaciones en el campo de gravedad producida por las variaciones de densidad asociadas a la litología y estructuras bajo el subsuelo, tales como minerales, cuencas hidrológicas y petroleras. Es fundamental en la gravimetría medir con precisión la aceleración producida por la gravedad y separar sus componentes. Para medir la gravedad, según Lowrie (2007) y Telford et al. (2004), se pueden aplicar métodos de carácter dinámico consistentes en la observación de un cuerpo en caída libre o bien por un movimiento pendular. Según Hinze et al. (2005) las mediciones de gravedad son realizadas sobre una superficie topográfica y la gravedad observada se determina por medio del elipsoide del sistema de referencia, además es necesario realizar las correcciones que se aplican en el proceso para obtener los valores de anomalía de Bouguer. Estas correcciones son realizadas debido a que los datos crudos pueden ser afectados por una variedad de fuentes anómalas de diferentes amplitudes, períodos y longitudes de onda que se reflejan, en variaciones de gravedad de interés geológico (Jacob y Smilde 2009). 2.3.1 Medición de la gravedad. La gravimetría se fundamenta en el estudio de las mediciones de gravedad en cualquier punto de la superficie terrestre, permitiendo modelar las variaciones y contrastes de densidad presentes en el subsuelo. Posterior a ello, correlacionando estos resultados con la geología presente en la zona, se puede interpretar los diversos contrastes de gravedad a cambios litológicos y cuerpos geológicos (Fallas, contactos, diques, intrusiones, entre otros), que generan los cambios laterales de densidad (Estrada 2012). El instrumento de uso generalizado para medir al efecto de la gravedad es el péndulo físico, otros métodos empleados son el cálculo de la presión ejercida por una masa en reposo o por el efecto de esa masa sobre un resorte del cual se suspende. En ambos casos para un momento dado, estos métodos son estáticos, los instrumentos más empleados por su precisión y facilidad para ser transportados para obtener el efecto de la gravedad son los gravímetros. El gravímetro es un equipo que puede medir variaciones muy leves en la gravedad, posee una balanza muy sensible con un peso definido (m=masa) que sufre las diferencias de la gravedad (Lowrie 2007). Todos los gravímetros salen de fábrica con una constante de calibración generalmente grabada en su carcasa. Esta constante es el factor por el cual se multiplican las lecturas para convertirlas en valores de gravedad. Debido a varios factores que afectan la medida de la gravedad es necesario realizar una serie de correcciones para observar el efecto de estas anomalías. 51 2.3.2 Anomalías de gravedad Las anomalías gravimétricas indican la presencia de estructuras geológicas con un valor de densidad anómalo y dependen de las dimensiones de estos cuerpos, densidad y profundidad a la que se encuentran. Cuerpos profundos de grandes proporciones generan anomalías de baja amplitud con respuesta amplia (longitud de onda grande) conocidas como anomalías regionales y son importantes por ser indicativos de estructuras a gran escala en el interior de la tierra, tales como cadenas montañosas, arcos oceánicos y zonas de subducción. Por otra parte cuerpos pequeños y superficiales causan anomalías agudas con una respuesta angosta (longitud de onda corta) llamadas anomalías residuales y cuya importancia radica por mostrar la presencia de estructuras de interés para la explotación comercial. La discrepancia entre el valor de gravedad observado y el teórico calculado con la Fórmula Internacional vista, se denomina anomalía gravimétrica (Estrada 2012). 2.3.2.1 Anomalía de aire libre Anomalías de gravedad al aire libre tienen su mayor uso en geodesia y se utilizan con frecuencia en el modelado e interpretación de mapas en áreas marinas. El cálculo de esta anomalía implica la obtención de la diferencia entre la gravedad observada y la gravedad modelada en la estación (Hinze et al. 2005). Para (Lowrie 2007), La anomalía no admite la atracción que existe sobre el cilindro de masa por encima del elipsoide, es por ello que no se debe aplicarse para valores obtenidos sobre la superficie terrestre, indica que la misma, es el resultado de aplicar la corrección de aire libre (∆gAL), la corrección topográfica, la corrección por latitud, el efecto de mareas y deriva instrumental a la gravedad observada, la describe mediante la ecuación (2.4). ∆𝑔𝐴𝐿 = 𝑔𝑜𝑏 − 𝑔𝑡𝑒𝑜 + ∆𝑔𝑎𝑙 + ∆𝑔𝑡 (2.4) 2.3.2.2 Anomalía de Bouguer Según Hinze et al. (2005), la anomalía de Bouguer es la más usada de las anomalías de gravedad en estudios de áreas continentales y áreas marinas cercanas a la costa. Se diferencia de la anomalía de aire libre por incluir la aceleración gravitacional de la masa entre el punto de observación y el datum de referencia del estudio. Se determina a partir de la diferencia en la gravedad observada y la gravedad modelada utilizando el modelo al aire libre más el modelo de Bouguer y efectos en el terreno. La anomalía de Bouguer se utiliza en el modelado de anomalías de la gravedad de la tierra. Telford et al. (2004), la describe mediante la ecuación (2.5). ∆𝑔𝑏 = 𝑔𝑜𝑏 − (𝑔𝑡𝑒𝑜 + 𝐶𝑎𝑙 + 𝐶𝑇 + 𝐶𝑀 + 𝐶𝐵 ) (2.5) 52 2.3.3 Correcciones gravimétricas Las medidas de gravedad se ven afectadas por factores que no están relacionados con la geología de la zona estudiada, el valor de gravedad reportada por el gravímetro contiene la sumatoria de todos los factores que afectan a este fenómeno como la altura de las estaciones gravimétricas con respecto al nivel por debajo del cual se quiere prospectar, la densidad del material presente en las estaciones, la topografía circundante, la ubicación geográfica y los efectos de las mareas terrestre, entre otros, y deben ser filtradas mediante una serie de correcciones matemáticas con la finalidad de observar la componente gravimétrica relacionada con la variación lateral de densidad, sirviendo así para poder correlacionar con la geología de la zona de estudio (LaFehr 1991). 2.3.3.1 Corrección por efecto de las mareas Debido a su alta sensibilidad los instrumentos de medición de gravedad aptos para la prospección responden a la atracción gravitatoria del sol y de La Luna y registran las atracción gravitatoria del sol y de La Luna y registran las variaciones periódicas en la atracción causadas por los movimientos de la Tierra con respecto al sol y a La Luna, variaciones periódicas en la atracción causadas por los movimientos de la Tierra con respecto al sol y a La Luna (Lowrie 2007). La corrección para la influencia de las mareas se puede realizar recurriéndose a tablas publicadas regularmente en el servicio francés llamado “Service Hydrographique de la Marine y Compagnie General de Géophysique: Tidal Gravity corrections” (Telford et al. 2004). Para el cálculo tradicional de la aceleración de marea se emplean las ecuaciones presentadas por Longman (1959). 2.3.3.2 Corrección por deriva instrumental Debido que el gravímetro es sumamente sensible a las vibraciones, se debe realizar varias mediciones en un corto tiempo y posteriormente obtener un valor promedio de dichas lecturas, a esto se le llama deriva instrumental. Las variaciones son causadas por los cambios de temperatura en el ambiente o por la inelasticidad de las piezas mecánicas del equipo (Lowrie 2007). Para realizar corrección por deriva instrumental se debe medir cíclicamente alguna estación para utilizarla de punto de control o como estación base. La deriva del instrumento viene dada por la ecuación (2.6). 𝐷𝑖𝑛𝑠𝑡 = 𝑡𝑒𝑠𝑡 (𝑙𝑒𝑐𝑡𝑓𝑖𝑛𝑎𝑙 −𝑙𝑒𝑐𝑡𝑖𝑛𝑖𝑐 ) 𝑡𝑡𝑜𝑡𝑎𝑙 (2.6) 53 2.3.3.3 Corrección por latitud La gravedad varía con la latitud debido a la forma no esférica de la Tierra y por el decrecimiento de la velocidad angular de un punto sobre la superficie de la Tierra, desde un máximo en el Ecuador hasta hacerse cero en los polos (Chapin 1996). Esta corrección elimina la aceleración centrífuga que afecta la gravedad observada y que es función de la latitud, se establece tomando en consideración de que en la superficie de una Tierra homogénea e isotrópica los valores de gravedad varían uniformemente del ecuador a los polos corno resultado de la fuerza centrífuga debido a la rotación. Según Lowrie (2007), la fórmula Somigliana (1930) (ecuación (2.7)) se usa para determinar la gravedad normal o teórica en la superficie del elipsoide terrestre. 𝑔𝑡 = 978032,68(1+0,00193185138639 𝑆𝑒𝑛𝑜2 ∅) (1−0,006694379990 𝑆𝑒𝑛𝑜2 ∅)0,5 (2.7) 2.3.3.4 Corrección de aire libre Dado que la gravedad varía en forma inversamente proporcional al cuadrado de la distancia, es necesario corregir los cambios en elevación entre las estaciones para reducir todas las lecturas en campo a un mismo nivel de referencia (Telford et al. 2004). La corrección de aire libre no toma en cuenta la densidad del material entre la elevación de medición y el elipsoide de referencia. Es una corrección directa para disminuir la aceleración de gravedad con la distancia al centro de la tierra (Lowrie 2007). La corrección se obtiene por la ecuación (2.8). 𝐶𝐴𝐿 = (−2 𝑔 𝑅𝑒 = 0,30859 ∗ ℎ) 𝑚𝑔𝑎𝑙 (2.8) Donde g = 981000 mGal, Re = 6371 km y h es la altura. 2.3.3.5 Corrección de Bouguer Según Lowrie (2007) la corrección de Bouguer elimina el efecto de las masas de rocas ubicadas entre el nivel de referencia y la estación de observación. Las masas de rocas ejercen una atracción gravitatoria extra a una estación de observación situada en una altura mayor a aquella de la estación de observación (Telford et al. 2004). Según Jacob y Smilde (2009) torna en cuenta el incremento de la atracción gravitacional debido al material existente entre la estación de medición y el nivel de referencia. Esta corrección se calcula suponiendo que la acción de las masas equivale a la de una capa horizontal que se extiende en todas direcciones hasta el infinito y de espesor igual a la altura del punto de observación sobre el nivel del mar. La magnitud de atracción de esta capa se puede obtener de la expresión general (ecuación (2.9)). 𝐶𝐵 = (0,04192 ∗ (ℎ𝐸𝑠𝑡 − ℎ𝑁𝑅 ) ∗ 𝜌) 𝑚𝑔𝑎𝑙/𝑚 (2.9) 54 2.3.3.6 Corrección topográfica La corrección topográfica es la corrección de gravedad que depende de la ondulación del terreno luego de la corrección de aire libre, corrección por altura y corrección de Bouguer (Kwang-Sun et al. 2007). Para obtener los valores de la corrección, el terreno es subdividido en pequeños prismas, el promedio de la elevación de cada el terreno es estimado de la información topográfica, el campo gravimétrico de cada prisma es estimado de la información topográfica, el campo gravimétrico de cada prisma es calculado, y entonces la contribución de todos los prismas son adicionados. Otra alternativa son los programas computarizados basados en cuadriculación de datos topográficos, basados en cuadriculación de datos topográficos (Lowrie 2007). 2.3.4 Determinación de densidades. Es muy común utilizar ρ= 2,67 gr/cm3 para los estudios de gravimetría. Lo correcto sería conocer el valor exacto de la densidad a partir de muestras de laboratorio, pero si el área de estudio es muy grande, se requerirán varias muestras (Estrada 2012). Según Hinze et al. (2005), Para reducir el efectos de las anomalías antes mencionadas, es recomendable eliminar los efectos de suelo, usando el valor real de sus densidades. Estas pueden ser estimadas mediante diversos métodos, ya sea realizando estudios de las rocas obtenidas en sitio en un laboratorio, método de la parafina, a partir de velocidades sísmicas, por medio del registro Gamma-gamma o por medio del perfil de Nettleton. El Método de Nettleton es un procedimiento que requiere valores de gravedad sobre un perfil topográfico con fuertes desniveles. Se calcula la anomalía de Bouguer con densidades desde 1,8 hasta 2,8 gr/cm3 y se lleva a una gráfica estos valores, con la misma escala horizontal que el perfil topográfico. La densidad del perfil gravimétrico que tenga menor correlación con la topografía, es la que mejor se ajusta como densidad superficial para la placa de Bouguer (Estrada 2012). El método de la parafina es empleado para calcular la densidad de la roca, mediante la diferencia de peso entre una muestra al aire libre y una sumergida en agua, cubierta previamente con una capa de parafina para evitar la penetración de agua en sus poros. El método parte de la ecuación (2.10): 𝜌= 𝑀 𝑉 (2.10) Donde ρ es la densidad, M la masa y V el volumen de la muestra. Al sumergir la muestra en agua, el peso cambia por la diferencia de densidad en el medio, pero se mantiene el volumen y la densidad, al relacionar esta fórmula con las dos masas calculadas se obtiene la densidad aparente. 55 2.4 Separación Regional-Residual Los campos de Anomalía de Bouguer son caracterizados para una amplia variación de anomalía regional en la cual pueden superponerse anomalías locales de longitudes de onda más cortas (Kearey et al. 2002). Las anomalías regionales son producto de contrastes de densidades profundos presentes en la corteza o el basamento y permiten un conocimiento a gran escala de la estructura de la corteza debajo de los mayores rasgos geográficos, como cordilleras montañosas y zonas de subducción. Por otro lado las anomalías residuales son resultado de masas anómalas someras de interés exploratorio y para su correcta interpretación es esencial tener conocimiento de la geología local (Lowrie 2007). La suma de estas anomalías da como resultado la anomalía de Bouguer. 2.5 Análisis espectral de Fourier (FFT) El método de análisis espectral de Spector y Grant (1970), para estimar profundidades de las fuentes magnéticas fue generalizado a datos gravimétricos por Dimitriadis et al. (1987), mediante una rejilla de datos gravimétricos usando la transformada de Fourier se lleva al dominio de número de onda para analizar el contenido de frecuencia. Este método es empleado principalmente para la estimación de profundidades de fuentes anómalas, mediante la transformación de los datos del dominio espacio al dominio frecuencia, para así analizar su contenido de frecuencias, también es usado también como un método de separación de anomalías regionales y residuales mediante un filtrado de los datos. Cuando la amplitud esta graficada en escala logarítmica versus la frecuencia en escala lineal, muestra intervalos de frecuencia donde los logaritmos de las amplitudes pueden ser representados por una función lineal de frecuencia, con amplitudes decrecientes con incremento de frecuencias, la pendiente de la línea recta es proporcional al tope del cuerpo. Si k denota el número de onda y S(k) el espectro de poder, la profundidad d al tope del cuerpo podría ser estimada de la relación S(k) = f(k) empleando la fórmula (2.11): 𝐿𝑛𝑆(𝑘) = −2𝑘𝑑 (2.11) 2.6 Deconvolución de Euler La técnica de deconvolución de Euler se puede utilizar para una interpretación rápida de campos potenciales en términos de profundidad y estructura geológica. En la deconvolución convencional de Euler se utiliza tres gradientes ortogonales de cualquier cantidad y calidad potencial, para determinar profundidades, localizar fuentes y delimitar tendencias (Zhang et al. 2000). Su importancia radica en que proporciona una comparación del modelo gravimétrico, ya que los 56 resultados obtenidos dependen de la distribución espacial de los datos estudiados (responsable de la resolución) y del índice estructural. El tensor de deconvolución de Euler (ecuación (2.12)) está diseñado para considerar el tensor de gradiente de gravedad y todos los componentes del vector de anomalía de gravedad (Thompson 1982). (𝑥 − 𝑥0 ) 𝜕𝐹 𝜕𝑥 + (𝑦 − 𝑦0 ) 𝜕𝐹 𝜕𝑦 + (𝑧 − 𝑧0 ) 𝜕𝐹 𝜕𝑧 = −𝑁𝐹 (2.12) Donde F es una función homogénea del campo localizada en (x, y, z,) causado por la fuente ubicada en (xo,yo,zo) y N (denotado como el índice de estructura o SI (por sus siglas en inglés)) (tabla 2.1), que expresa como decae la fuerza con respecto a la distancia de la fuente. Esta ecuación (2.12), se basa en la utilización de los gradientes de posición geográfica (pares x, y) y la variación de la componente z que representa anomalía de Bouguer. La deconvolución de Euler está diseñada para proporcionar el análisis de grandes cantidades de datos y trata las fuentes de campo no como modelos geológicos preconcebidas, sino más bien como un conjunto de fuentes puntuales con tasas de caída diferentes (Reid et al. 1990; Zhang et al. 2000; FitzGerald et al. 2004). Tabla 2.1 Índice estructural para datos gravimétricos (Chenrai et al. (2010)) Fuente SI Esfera 2 Cilindro 1 Falla 0 Contacto -1 2.7 Análisis estadístico y geoestadístico La estadística estudia los métodos científicos para recopilar, organizar, resumir y analizar datos, así como para sacar conclusiones válidas y tomar decisiones razonables basadas en tal análisis. En nuestros días, la estadística se ha convertido en un método efectivo para describir fenómenos en diferentes ámbitos, y sirve como herramienta para relacionarlos y analizarlos. La geoestadística es una rama de la estadística aplicada que se especializa en el análisis y la modelación de la variabilidad espacial en ciencias de la tierra. Su objeto de estudio es el análisis y la predicción de fenómenos en espacio y/o tiempo, tales como: ley de metales, porosidades, concentraciones de un contaminante, etc. Aunque el prefijo geo es usualmente asociado con geología, sin embargo la geoestadística tiene sus orígenes en la minería (Ambrosio 2007). 57 2.7.1 Media aritmética o media Promedio numérico del número total de observaciones cuando tenemos que resumir un conjunto de datos numéricos es muy frecuente utilizar la media aritmética. La media aritmética o promedio destaca por representar el reparto equitativo, el equilibrio, la equidad. Es el valor que tendrían los datos, si todos ellos fueran iguales. O, también, el valor que correspondería a cada uno de los datos de la distribución si su suma total se repartiera por igual (Walpole et al. 1999), viene dada por la ecuación (2.13). 𝑛 ∑ 𝑋 𝑋̅ = 𝑖=1 𝑖 (2.13) 𝑁 2.7.2 Mediana Valor de la variable que divide el conjunto de datos en dos partes iguales al ordenarlos (Ross 2004). Con esta medida podemos identificar el valor que se encuentra en el centro de los datos, después que las observaciones se han ubicado en serie ordenada. Para hallar la mediana de una distribución se debe ordenar todas las observaciones del valor mínimo al máximo, luego hallar la posición de la mediana contando 𝑛+1 2 observaciones desde el comienzo de la lista (Moore 2000). 2.7.3 Varianza Es una medida de dispersión de puntuaciones, describe la medida en que las puntuaciones difieren entre sí, esta medida estadística permite estudiar diferencias (Moore 2000). Según Walpole et al. (1999), la media aritmética del cuadrado de las desviaciones respecto a la media de una distribución estadística. En principio la varianza es una medida de variabilidad que da cuenta del grado de homogeneidad de un grupo de observaciones. La varianza viene dada por la ecuación (2.14): 2 𝜎 = 2 ∑𝑁 𝑖=1(𝑋𝑖 −𝜇𝑥 ) (2.14) 𝑁 2.7.4 Error típico o desviación estándar La desviación estándar (o desviación típica) es una medida de dispersión para variables de razón (ratio o cociente) y de intervalo, de gran utilidad en la estadística descriptiva, la cual permite tener una visión de los datos más acorde con la realidad a la hora de describirlos e interpretarlos para la toma de decisiones (Walpole et al. 1999). Viene dada por la ecuación (2.15): 2 𝑁 ∑ (𝑋 −𝜇 ) 𝜎 = √ 𝑖=1 𝑖 𝑥 𝑁 2 (2.15) 58 2.7.5 Medida de asimetría Las medidas de asimetría son indicadores que permiten establecer el grado de simetría (o asimetría) que presenta una distribución de probabilidad de una variable aleatoria sin tener que hacer su representación gráfica (Ambrosio 2007). . La medida de asimetría está dada por la ecuación (2.16): 𝑔1 = ̅ ) 3 𝑛1 ) (∑𝑛 𝑖=1(𝑋𝑖 −𝑥 𝑁 ̅ ) 2 𝑛1 ) (∑𝑛 (𝑋 𝑖=1 𝑖 −𝑥 𝑁 (2.16) 2.7.6 Diagrama de caja El diagrama de caja es una presentación visual que describe al mismo tiempo varias características importantes de un conjunto de datos. Está basado en los cuartiles de la distribución y consta de un rectángulo y dos brazos. Suministra información sobre los valores mínimos y máximos, los cuartiles y sobre la existencia de valores atípicos y la simetría de la distribución (Walpole et al. 1999). 2.7.7 Histograma de frecuencias Representación gráfica de una variable en forma de barras. Son diagramas de barra empleados para resumir e ilustrar la variación que se presenta en un conjunto de datos. Sirven para investigar cómo se puede solucionar un problema o mejorar un proceso, son empleados para resumir e ilustrar la variación que se presenta en un conjunto de datos, según una escala vertical que indica la frecuencia o número de veces que se repite en un conjunto dado cada intervalo (Walpole et al. 1999). 2.7.8 Gráfico Q-Q Un gráfico Cuantil-Cuantil permite observar cuan cerca está la distribución de un conjunto de datos a alguna distribución ideal ó comparar la distribución de dos conjuntos de datos, es una técnica gráfica para determinar si dos conjuntos de datos proceden de poblaciones con una distribución común. Si los dos conjuntos de valores provienen de una población con la misma distribución, los puntos deben caer aproximadamente a lo largo de una línea de referencia. Cuanto mayor es la desviación de esta línea de referencia, mayor es la evidencia para la conclusión de que los dos conjuntos de datos proceden de poblaciones con diferentes distribuciones (Moore 2000). 59 2.8 Análisis de coherencia El análisis de coherencia mide la tendencia de señales a aumentar y decaer en sincronía. La coherencia es usualmente medida entre dos canales y es calculada generalmente para cada banda específica de frecuencias. De un punto de vista práctico, la coherencia puede interpretarse como una forma de medir cuan semejantes son dos señales (Moore 2000). En resumen, el espectro de coherencia está formado por un set de números reales en un rango de 0 a 1 y se obtiene por el cuadrado de la magnitud de la correlación compleja del espectro de números (Walpole et al. 1999). 2.9 Análisis de correlación El análisis de correlación mide la fuerza y la dirección de una relación lineal entre dos variables estadísticas por medio del coeficiente de correlación el cual indica la medida de la relación lineal entre dos variables aleatorias cuantitativas. El valor del coeficiente de correlación (r) varía en el intervalo entre (-1 a 1), si el valor del coeficiente obtenido es 1, existe una correlación positiva perfecta por lo que resulta una relación lineal perfecta con pendiente positiva. (Walpole et al. 1999). 2.10 Modelado gravimétrico El modelado gravimétrico es un instrumento que permite el diseño de modelos geológicos que representan parte de la estructura del interior de la Tierra, utilizando la predicción de señales gravimétricas provenientes de cuerpos geológicos con características definidas, los cuales son comparados con medidas de gravedad para demostrar si una hipótesis planteada puede ser aceptada. Para ello, se parte de un modelo geológico inicial en el que se incorpora toda la información disponible, geológica, sismológica y profundidad de las superficies que presentan un contraste de densidad, así como cualquier otro dato que nos ayude a eliminar indeterminaciones y a restringir las posibles soluciones de esa distribución de densidades propuesta, que en realidad, constituye una simplificación del modelo geológico inicial. Jacob y Smilde (2009), indican que la relación del modelado con la anomalía se realiza mediante el cálculo de la anomalía teórica que produce el modelo propuesto y se compara con la anomalía observada. El modelo inicial propuesto se modifica en sucesivas iteraciones hasta que la respuesta del modelo calculado se ajuste satisfactoriamente con los datos observados. La distribución de densidad asumida en el modelo es modificada por ensayo y error (usualmente con limitaciones impuestas por los datos geológicos y geofísicos) hasta que un término satisfactorio sea hallado entre el valor observado y el calculado (Dobrin 1988). El cálculo de la gravedad se realiza utilizando el teorema de Green, utilizando polígonos para modelar la forma de los cuerpos. CAPÍTULO III MARCO METODOLOGÍCO 3.1 Integración de información de trabajos realizados en el área de estudio La primera fase de la investigación consistió en recopilar e integrar información de trabajos realizados anteriormente en el área de estudios (geológicos, cartográficos, estructurales, sísmicos y gravimétricos), creando así una base de datos inicial, con el objetivo final de realizar un modelado gravimétrico integral tomando en consideración estudios tanto geológicos como geofísicos. El objetivo primordial de esta fase inicial, fue el de realizar un análisis exhaustivo a estos trabajos previos realizados por científicos vinculados a las geociencias (Folinsbee 1972; Audemard 1991; Lugo et al. 1994; Escobar. y Rodríguez. 1995; Colletta et al. 1997; Yoris y Ostos 1997; Audemard y Audemard 2002; Cediel et al. 2003; Chacín et al. 2005; Duerto et al. 2006; Arnaiz 2009), entre otros, con la finalidad de comprender el origen de Los Andes merideños y los aspectos más importantes de su evolución geodinámica y tectónica. Al mismo tiempo extraer toda la información referente a los principales rasgos geológicos y densidades promedios de las rocas presentes en la zona que enmarcan el Bloque Norandino, para de esta manera abarcar los rasgos más importantes de las estructuras morfoestructurales presentes a lo largo de toda la zona de estudio. Para ello, se recopilo una gran cantidad de artículos científicos publicados, tesis de pregrado, maestría y doctorado e informes de proyectos sobre estudios evolutivos de cuencas. Se extrajo información de gran interés como valores de densidad obtenidos de muestras de estudios de campo, extraídos de velocidades sísmicas y estudios de impedancia de las diversas capas del subsuelo como aquellos utilizados por diversos autores para generar perfiles estructurales, información estratigráfica extraída de pozos ubicados en las cuencas, mapas de ubicación de perfiles estructurales, gravimétricos y sísmicos ubicados a lo largo de la zona de estudio, los datos de los sismos ocurridos en la región noroccidental de Venezuela y los modelos 2D y 3D realizados basados en aplicación de varios métodos geofísicos. 61 Por otra parte, se utilizó la base de datos obtenida de los levantamientos de los perfiles gravimétricos del Proyecto GIAME y datos extraídos de modelos gravimétricos satelitales como ICGEM08 y WGM2012 para complementar la información en aquellas áreas que fuese necesario debido a la cobertura limitada de la data terrestre. Todo ello, para la realización de diversos mapas que complementarían el estudio de la zona y permitirían finalmente contribuir a la generación del modelado gravimétrico 2D del Perfil Sur, ubicado en la región andina de Venezuela. 3.2 Programas empleados para tratamiento de datos, generación de mapas de estudio, gráficos, Sistema de Información Geográfico (SIG), geoestadística y modelo gravimétrico Tabla 3.1 Programas empleados en la realización del Modelado Gravimétrico Programa Descripción ArcGIS (ESRI) Sistema de información geográfica (SIG), que permite realizar edición y análisis de información geográfica. Además de tratamiento de data satelital (STRM), diseño de mapas, publicación e impresión y conversión de datos. Excel (Microsoft) Permite procesar datos en tablas de manera sencilla y estadística simple. Se utilizó para re-ordenar y modificar todos los datos de información geográfica y los datos gravimétricos, así como para la revisión de las correcciones y cálculo de anomalías. GMT Permite generar mapas, gráficos y realizar registros de datos en dos y tres dimensiones, los mapas creados, son generados en formato PostScript. No provee una interfaz gráfica de usuario por lo que se debe usar el intérprete de datos del sistema operativo. IBM Statistics (IBM Software) Es usado para realizar análisis estadístico rápido de datos, presenta las funciones principales necesarias para realizar el proceso analítico de los datos. Y posee un amplio rango de procedimientos y técnicas. IGMAS (Gotze y Schmidt, 2008) Es empleado para realizar modelos 2D y 3D de datos gravimétricos, topográficos y magnéticos, además permite integración de datos y perfiles, permite además calcular el espesor de sedimentos. MapInfo Sistema de información geográfica (SIG) que permite georeferenciar las estaciones de medición y mapas generados con datos de campo, además de conversión de sistema de referencia de los datos. Surfer (Golden Software) Permite realizar interpolación de datos y generar mapas y gráficos aplicando diferentes métodos de regresión. Fue usado para crear diferentes mapas y generar los distintos archivos GRD usados en ArcGIS. Matlab Lenguaje de programación que permite desarrollar algoritmos para realizar cálculos numéricos con el fin de generar análisis y visualización de datos. 62 3.2 Sistema de Información Geográfico (SIG) Para crear el Sistema de Información Geográfico (SIG), se realizó la integración de todos los mapas y perfiles obtenidos de la recopilación de trabajos realizados en el área de estudio, en el programa de georeferenciación ArcGIS. Para poder emplearlos, se les asigno un nuevo sistema de coordenadas, (Coordenadas UTM, sistema REGVEN, Huso 19 N), para facilitar su uso. Luego de otorgar coordenadas precisas a cada imagen, se procedió a medir su distancia y obtener la posición relativa de cada uno respecto al perfil Andes Sur, emplear los perfiles sobre el modelo permitió obtener información precisa de estructuras presentes en el subsuelo, valores de densidad del mismo y presencia de formaciones sobre la zona de estudio, además observando la tendencia regional de estos modelos, podemos tener una buena base sobre el cual partir en la generación del modelo gravimétrico. Para un mejor rendimiento del trabajo, todos los perfiles georeferenciados agruparon por métodos geofísicos empleados (gravimetría, sísmica y métodos Integrados. Los perfiles de trabajos integrados como (Van der Hilst y Mann 1994; Cediel et al. 2003; Cortéz y Angelier 2005; Monod et al. 2010; Sanchez-Rojas 2011), poseen perfiles de gran escala e involucran además de interpretación sísmica, tomografías y modelos gravimétricos, interpretación de mecanismos focales, por lo que la mayoría de estos trabajos describen la subducción de la Placa Caribe y la interacción de la misma con la Placa Suramericana y la Placa de Nazca y parte de la estructura de la tierra hasta el manto astenosférico (200 km aproximadamente) (Figura 3.1). Figura 3.1 Mapa de perfiles integrados con imagen Raster (STRM 2015). (a) Perfiles integrados, (b) Ubicación regional del perfil de estudio. 63 La gravimetría debido a que proporciona información que permite detectar las variaciones y contrastes verticales y laterales de gravedad, que están asociados a las diferencias de densidades de las unidades litológicas del subsuelo, permite inferir la composición del mismo, al ser usado para la realización del modelado del perfil gravimétrico (Figura 3.2), proporciona una buena aproximación de la información relacionada a las densidades pertenecientes a las diferentes estructuras geológicas que conforman el subsuelo, además al modelar combinando estos valores de densidad asignados a cada cuerpo con la forma estructural que posee cada uno de ellos inferidos de la interpretación de imágenes sísmicas, tomografías y los límites de estos estratos obtenidos de la información de pozos perforados en las cuencas, podemos generar un modelo del subsuelo más cercano a la realidad llegando a inferir profundidades aproximadas para el límite entre la corteza Superior e inferior, límites corticales existente en la corteza superior y basamentos de cuencas. Figura 3.2 Mapa de perfiles gravimétricos con imagen Raster (STRM 2015). (a) Perfiles gravimétricos, (b) Ubicación regional del perfil de estudio. Los perfiles sísmicos, son una importante herramienta a la hora de explorar y caracterizar un área de interés, ya que los mismos poseen una alta resolución y un gran poder de penetración. Cabe acotar que el alcance de la sísmica en profundidad puede ser muy variado, sísmica profunda (>50 km) se emplea en la detección de objetivos corticales como grandes estructuras geológicas (plegamientos montañosos, zonas de subducción), yacimientos minerales, domos salinos, entre otros. Sísmica petrolera tiene objetivo entre 8 y 10 km, mientras que la sísmica superficial (< 1 km) tiene mucha aplicación en ingeniería civil. Al usar perfiles sísmicos para complementar la información base para la elaboración del modelado gravimétrico (Figura 3.3 y Figura 3.4), 64 podemos caracterizar física y geológicamente la zona de estudio de tal manera, que es posible generar un modelo que muestre un nivel de detalle tan alto, que es posible caracterizar las fallas presentes y la conformación de los tipos de estructuras presentes en el subsuelo. Figura 3.3 Mapa de perfiles sísmicos I con imagen Raster (STRM 2015). (a) Perfiles sísmicos, (b) Ubicación regional del perfil de estudio. Figura 3.4 Mapa de perfiles sísmicos II con imagen Raster (STRM 2015). (a) Perfiles sísmicos, (b) Ubicación regional del perfil de estudio. 65 Otra ventaja que brinda ArcGIS, es que permite editar base de datos de gran tamaño, como la de los sismos ocurrido en el país (FUNVISIS 2016) (Figura 3.5). Gracias a las herramientas del programa, es posible editarla para obtener la ubicación precisa donde ocurrió cada sismo y así poder agruparlos por profundidad o magnitud. Luego, podemos incorporar estos datos al programa de generación del modelo para inferir zonas de fallas y contacto, en aquellos sitios donde los sismos interceptan la topografía de la región, permitiendo así proponer zonas de fracturas y de subducción. Para poder obtener los valores de topografía y batimetría para delimitar la superficie del modelo, se utilizó un modelo digital del terreno basado en una imagen Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) con una resolución de 30 m, La creación del Sistema de información Geográfico (SIG), como base fundamental para incorporar toda la información extraída de la base de datos recopilada de trabajos geocientíficos realizados en el noroccidente del continente Sudamericano (perfiles y modelos geológicos (Figura 3.1, Figura 3.2, Figura 3.3, Figura 3.4), el catálogo de sismos ocurridos sobre el área de estudio (Figura 3.5), el mapa geológico de Hackley et al. (2006), el mapa de fallas cuaternarias de Audemard et al. (2000) y el área de delimitación aproximada de las cuencas (Figura 3.6), permitió obtener toda la información del área de estudio perfectamente georeferenciado de modo que exportar toda la información disponible para usarla en la generación del modelo gravimétrico, permitió proporcionar un gran nivel de detalle a nivel estructural. Figura 3.5 Mapa de sismos ocurridos en Venezuela (FUNVISIS 2016), imagen Raster (STRM 2015). (a) Sismos ocurridos en el noroccidente de Venezuela sobre el área de estudio y agrupados por profundidad. (b) Ubicación regional del perfil de estudio. 66 Figura 3.6 Mapa geológico-estructural integrado de la zona de estudio, con información de las formaciones que afloran a lo largo del perfil del modelo gravimétrico (Hackley et al. (2006)), fallas cuaternarias (Audemard et al. (2000)), imagen Raster (STRM 2015) y delimitación del área de las cuencas noroccidentales de Venezuela. 67 3.3 Datos gravimétricos 3.3.1 Origen de los datos Toda la base de datos de los Perfiles Gravimétricos pertenecientes al proyecto GIAME (Andes Central, Andes Sur, Zona 2 y Zona 3) y Tupure Carora, empleados en la generación del modelo Gravimétrico, fueron adquiridos por la Fundación Venezolana de Investigaciones Sísmicas (FUNVISIS) y la Universidad Central de Venezuela (UCV) (Campos 2014; Gil 2014; Pérez 2014; Hermoso 2015), con colaboración del equipo de PDVSA INTEVEP. De esta base de dato se seleccionaron aquellos que estuvieran distribuidos sobre el perfil a lo largo de su extensión (400 km) (Figura 3.7), además los datos usados en el perfil fue complementados con datos extraídos del grid USB (Izarra et al. 2005; Sanchez et al. 2010; Sanchez-Rojas 2011). (Esta selección fue realizada tomando en consideración, el análisis comparativo espectral de este estudio). Figura 3.7 Mapa de Estaciones gravimétricas del proyecto GIAME empleadas en la generación de los mapas y el modelo gravimétrico con imagen Raster (STRM 2015), ubicadas sobre la zona de estudio. 68 3.4 Estimación de densidades Las densidades empleadas inicialmente en la generación del modelado, fueron tomadas de trabajos previos realizados sobre la zona de estudio en la región noroccidental de Venezuela (Hospers y Van Wijnen 1958; Folinsbee 1972; Kellogg y Bonini 1982; Guédez 2003; Henriques 2004; Núñez 2005; Schmitz et al. 2005; Arnaiz 2009; Arnaiz et al. 2011; Cedeño 2011; SanchezRojas 2011; Verrocchi 2011; Sanchez y Palma 2014), ver (Tabla 3.2). Estos valores fueron tomados en cuenta para la asignación de las densidades correspondientes a cada cuerpo del modelado gravimétrico. Para las densidades de las rocas que conformaban las formaciones, se tomó en cuenta el trabajo de Hospers y Van Wijnen (1958) sobre densidades asociadas a las rocas presentes en Los Andes venezolanos así como información de la litológica perteneciente a cada Formación tomada del léxico estratigráfico venezolano (Intevep 2011). Tabla 3.2 Densidades empleados en la realización del Modelado Gravimétrico Autor ρ (gr/cm3) Agua Oceánica Manto Astenosférico Manto Litosférico Caribe Corteza Oceánica Caribe Manto Litosférico Precámbrico Corteza Continental Corteza Inferior Placa Suramericana Corteza Superior Placa Suramericana Paleozoico Sedimentos Jurásicos Sedimentos Cretáceo-Mioceno Sedimentos Mioceno-Presente Andes de Mérida Serranía de Perijá Cuenca del Lago de Maracaibo Bloque Maracaibo Corteza Inf B. Maracaibo Cuenca Barinas-Apure Graben de Apure Graben de Mantecal Kellogg Arnaiz Cedeño Folinsbee Guedez Henríquez Núñez Sánchez & Bonini 2009 2011 1972 2003 2014 2005 2014 1982 Schmitz Verrocchi 2005 2011 1.03 3.34 3.14–3.41 2.9-2.95 3.3 3.3 2.95–3.18 3.3 3.3 3.3 3.20 3.3 3.17–3.25 3.3 3.3 2.85 2.95 2.8-2.85 2.9 2.90 2.9 2.77–2.85 2.85-2.93 2.93 2.80 2.75 2.80-2.85 2.70 2.7 2.70–2.76 2.7-2.8 2.75 2.51 2.68 2.55 2.8 2.67 2.67 2.65 2.65-2.67 2.55 2.6 2.5-2.64 2.6 2.6 2.6 2.45-2.51 2.59 2.3 2.25 2.3-2.48 2.25 2.25 2.4 2.20–2.4 2.4 2.8 2.75 2.5 2.75 2.945 2.5 2.6-2.65 2.6 2.4 69 3.5 Análisis geoestadistico de los datos El primer control de calidad realizado a la base de datos obtenidos de los diferentes levantamientos gravimétricos del Proyecto GIAME, consistió en comparar manualmente los datos reflejados en las hojas de campo de la adquisición con los valores mostrados por las tablas de procesamiento, luego, se verifico el funcionamiento dinámico de las tablas de Excel y las fórmulas de cálculo empleadas para determinar las anomalías gravimétricas. El segundo control aplicado a los datos, consistió en crear una nueva hoja de datos con información referente a las anomalías gravimétricas, por medio del programa Excel. Esta información posteriormente fue introducida en la base de datos del software IBM Statistics SPSS v20, con la finalidad de obtener la estadística descriptiva y las representaciones gráficas de los Histograma de Frecuencia, Diagrama de Caja y Q-Q Normal, los cuales permitierón realizar análisis de los datos, basados de su distribución. 3.7 Generación de mapas de gravedad observada, alturas ortométricas, anomalía de aire libre y anomalía de Bouguer de la zona de estudio, basados en el análisis geoestadistico de los datos Para realizar una buena interpretación gravimétrica de la zona de estudio, se generó una serie de mapas con información gravimetría asociada, los cuales permitierón a partir del análisis de los mismos, encontrar un sentido geológico sobre la conformación de las estructuras presentes en el subsuelo y estimar la profundidad de las interfaces presentes, cuya información sería de gran ayuda para ser empleada a lo largo de la zona de perfil. Para generar los mapas, se usó el programa Oasis Montaj GEOSOFT, con el que se generó los mapas de gravedad observada, alturas ortométricas, anomalía de aire libre y anomalía de Bouguer. 3.8 Discriminación de efectos regionales y residuales de los datos de anomalía de Bouguer mediante separación polinómica Para obtener la componente regional y residual de la anomalía de Bouguer (AB) se realizó la separación polinómica en Surfer 12 (Golden Software), por medio del método de regresión polinómial. Empleando este método se generaron los mapas de AB regional y residual correspondiente a cada polinómio y se calcularón los coeficientes de correlación con los que se realizó un gráfico de grado de correlación vs grado del polinómio, en el que se observó el punto de inflexión de la curva generada con el que se determinó el grado del polinomio de los mapas que tenían un mejor ajuste de componente regional y residual de anomalía de Bouguer con respecto a los otros. 70 3.9 Discriminación de efectos regionales y residuales de los datos de anomalía de Bouguer mediante el uso del análisis espectral de los datos Otro método empleado para realizar la separación de las anomalías regionales y residuales fue a través del programa Oasis Montaj GEOSOFT. El primer pasó, consisto en preparar el grid de anomalía de Bouguer. Después de calcular la transformada de Fourier al grid. Se generó el espectro radial para crear la curva del espectro de potencia. Finalmente, los datos fueron sometidos a un filtro gaussiano con una longitud de onda de 0.01463 rad/ km. Con el fin de realizar la separación de las componentes y poder obtener los mapas de anomalía de Bouguer Regional y Residual. 3.10 Espectro de potencia generado a partir del análisis espectral de los datos gravimétricos El método del análisis espectral propuesto por Spector y Grant (1970), fue empleado para la estimación de profundidades de las principales interfaces, mediante la transformación de los datos del dominio espacio al dominio frecuencia, realizando un gráfico de la amplitud versus la frecuencia, la curva del grafico permitió observar cambios de pendiente los cuales son proporcionales a los topes de los cuerpos ubicados en el subsuelo. El espectro de potencia fue obtenido con el programa Oasis Montaj GEOSOFT, a partir del mapa de anomalía de Bouguer. 3.11 Deconvolución de Euler Empleando el programa Oasis Montaj GEOSOFT, se empleó los datos de anomalía de Bouguer para preparar un nuevo Grid y así crear un nuevo mapa de anomalía de Bouguer, con el fin de proyectar sobre él las soluciones de la deconvolución de Euler, tomando en consideración parámetros como el índice estructural (SI), tamaño de ventana (WS), porcentaje máximo de tolerancia (T) y la distancia máxima de profundidad. Luego de realizar una serie de pruebas con los que se determinó el rango de valores de parámetros de la Deconvolución de Euler que proyectaban mejores resultados (Ver Tabla 3.3), se generaron diversos mapas que fueron empleados para la estimación de fuentes gravimétricas y contactos entre estructuras. Tabla 3.3 Parámetros empleados en la Deconvolución de Euler Parámetros Valor Max % Tolerancia de Profundidad (T) 3 Tamaño de ventana (WS) 15 Máxima distancia aceptada 50 km Índice Estructural (SI) [0-2] 71 3.12 Análisis comparativo espectral de datos gravimétricos terrestres vs datos gravimétricos satelitales Para complementar la información en aquellos lugares a lo largo del perfil del modelado donde no existían estaciones gravimétricas, la base de datos fue comparada con datos gravimétricos terrestres de la USB y datos gravimétricos satelitales provenientes de modelos geopotenciales globales como el EIGEN 6C4 del ICGEM (International Centre for Global Earth Models) y los modelos WGM2012 y EGM2008 del BGI (International Gravimetric Bureau). Todos los datos fueron seleccionados para una ventana comprendida entre los (7°-12°) N y (70°-73°) W y remuestreados a una ventana de 1 km de separación para generar una serie de grids a los cuales les fue aplicado estudios de análisis estadístico, análisis espectral de coherencia y análisis de correlación con respecto a los datos gravimétricos terrestre GIAME. Los datos gravimétricos USB son de la base de datos (Izarra et al. 2005; Sanchez et al. 2010; Sanchez-Rojas 2011). El EIGEN-6C4 (European Improved Gravity model of the Earth by New techniques) (Förste et al. 2014) es un modelo estático mundial del campo gravimétrico global que incluye datos del GOCE (Gravity Field and Steady State Ocean Circulation Explorer) hasta el grado 2190, en término de armónicos esféricos. Ha sido elaborado conjuntamente por GFZ Potsdam y GRGS Toulouse. Los datos gravimétricos del modelo EIGEN 6C4 empleados fueron descargados de la página web del ICGEM (International Centre for Global Earth Models). El Modelo WGM2012 (World Gravity Map) (Bonvalot et al. 2012) es la primera versión de un GRID de alta resolución de mapas de anomalías de gravedad de la Tierra (Bouguer, isostático entre otros), computado a escala global en la geometría esférica. Ha sido realizado por la Oficina gravimétrica International (BGI) en el marco de la colaboración con organizaciones internacionales como la Comisión del Mapa Geológico del Mundo (CGMW), la UNESCO, la Asociación Internacional de Geodesia (IAG), la Unión Internacional de Geodesia y Geofísica (IUGG), Unión Internacional de Ciencias Geológicas (UICG) y con varias instituciones científicas. Las anomalías de gravedad WGM2012 se derivan de los modelos globales de gravedad de la Tierra disponibles como el modelo geopotencial EGM2008 y de un modelo de alta resolución topográfico, que consideran la aportación de la mayoría de las masas superficiales (atmósfera, tierra, océanos, mares interiores, lagos y plataformas de hielo). El EGM2008 (Earth Gravity Map) (Pavlis et al. 2008) es un modelo esférico armónico completo de grado 2190 y orden 2159, del potencial gravitatorio de la Tierra, creado por la NGA (The National Geospatial-Intelligence Agency) desarrollado por la combinación del modelo gravitatorio ITG-GRACE03S y su matriz de covarianza de error asociado, el EGM2008 72 representa un nuevo paradigma en el modelaje mundial del campo de gravedad, demostrando por primera vez en la historia, datos gravimétricos precisos y detallados con una mejora de factor de seis en la resolución y por factores de cinco y cincuenta y siete en la precisión. Los datos gravimétricos de los modelos WGM2012 y EGM2008 empleados fueron descargados de la página web del BGI (International Gravimetric Bureau). Como parte fundamental para complementar los objetivos de ese estudio, de la base de datos disponible (USB, EIGEN 6C4, WGM2012 y EGM2008) se seleccionó aquella cuyos rangos de valores fueran los más acertados para integrar nuestra base de datos terrestre del proyecto GIAME y ser incluida en el modelo y además ser empleados para generar mapas complementarios en aquellas zonas donde nuestra falta de datos inicial fuera limitante en nuestro análisis regional, es por ello que fue aplicada a todos los datos disponibles, estudios de análisis estadístico, análisis espectral de coherencia y análisis de similitud con respecto a los datos gravimétricos terrestre antes mencionados para ser comparados con los datos gravimétricos terrestres GIAME, los cuales permitirían descartar de manera eficiente aquellos datos que no cumplían con los mínimos requisitos necesarios, como por ejemplo un mínimo valor de coherencia por encima del 0,95 % con respecto a los datos del proyecto GIAME. Este análisis además permitió darle mayor validez a nuestros datos gravimétricos iniciales (GIAME) al ser comparada con los modelos geopotenciales globales más recientes. Cada histograma y perfil de anomalía de Bouguer (AB) asociado a cada mapa, fueron generados con valores extraídos directamente de cada grid vinculado, ubicados espacialmente sobre la línea del perfil del modelado con un equidistanciamiento entre cada valor de 0,5 km. Por otra parte, cada histograma de frecuencia ha sido re-escalado con la escala gravimétrica de cada mapa de AB, para facilitar el análisis de la distribución de los datos gravimétricos sobre el mapa y así permitir hallar una mayor relación entre el valor de cada población de datos con y su distribución con las estructuras geológicas presentes en la zona de estudio. Otro estudio comparativo realizado, consistió en usar una rutina desarrollada en el programa GMT para hacer gráficos comparativos espectrales entre los datos gravimétricos satelitales y los terrestres con los cuales se estudió el comportamiento del espectro de energía de cada set de datos y la coherencia entre ellos con respecto a la longitud de onda. Finalmente se realizó una rutina en Matlab para obtener el coeficiente de correlación entre los perfiles estudiados. 73 3.13 Modelo Gravimétrico Cortical 2D El modelo gravimétrico 2D del perfil Sur del Proyecto GIAME, fue desarrollado con el Software IGMAS (Interactive Gravity and Magnetic Application System), cuyos algoritmos empleados están desarrollados en función de las integrales del teorema de Gauss (Götze 1978; Götze 1984; Götze y Lahmeyer 1988; Schmidt y Götze 1998; Götze 1999; Schmidt y Götze 1999; Tassara et al. 2006; Tasárová et al. 2009). Inicialmente, se definió un perfil de una longitud aproximada de 400 km y orientación NO-SE, ubicado en la región noroccidental de Venezuela, comprendiendo los estados Apure, Barinas, Mérida y Zulia entre (7°-10°) N y (70°-73°) O. Debido a consideraciones posteriores durante la generación del mismo, la estructura final del perfil del modelo fue rediseñada partiendo de una extensión realizada sobre el perfil Sur del Proyecto GIAME, llegando a obtener finalmente, una longitud de ~1350 km entre (4°-14°) N y (68°-76°) O (Figura 3.8), esta modificación surge con la motivación de incluir en el estudio las estructuras presentes del Bloque Maracaibo ya que la geodinámica existente en la región sugiere que la Formación del Orógeno andino es consecuencia directa de la interacción entre esta estructura, la Placa Caribe y la Placa Suramericana (Colletta et al. (1997); Yoris y Ostos (1997)). Audemard y Audemard (2002) incluso respaldan esta teoría y consideran, además, que la interacción de la Placa Suramericana con la Placa de Nazca y la Placa Caribe también contribuyo a la orogénesis de Los Andes de Mérida. Figura 3.8 Mapa de área de estudio del modelo gravimétrico cortical 2D imagen Raster (STRM 2015). (a) Área extensiva del modelo, (b) Ubicación regional. 74 El perfil del modelado fue diseñado con una extensión de 1350 km de largo y una profundidad de 400 km, partiendo de una sección de dos dimensiones debidamente georeferenciada (Coordenadas UTM, REGVEN zona 19 N), en la cual se construyeron una serie de polígonos, a los cuales les fue asignado un conjunto de propiedades específicas como valores de densidades constantes (Tabla 4.6). Cabe mencionar además, que el modelado gravimétrico por ser un método de interpretación indirecta, permite modificar la forma y posición de los polígonos en el subsuelo, permitiendo así, mejorar el ajuste de la gravedad observada en la superficie para obtener una aproximación más cercana de las estructuras geológicas ubicadas en el subsuelo, contribuyendo finalmente a obtener el efecto de la gravedad del modelo. Hay que mencionar que haber realizado la extensión del perfil, evito que el modelo, presentara problemas ocasionados por efectos de borde. El nuevo perfil definido cruza los llanos orientales de Colombia, la región noroccidental de Venezuela (Estados Apure, Barinas, Mérida y Zulia) hasta el departamento de Santa Marta en Colombia. Entre las estructuras geológicas más relevantes, se encuentran la Cuenca Barinas-Apure, los grábenes de Apure y Mantecal, Los Andes de Mérida, La Falla de Boconó, La Cuenca del Lago de Maracaibo, La Sierra de Perijá, La Falla del Tigre, La Cuenca Cesar-Rancherías y el Bloque Santa Marta. Como estructuras corticales principales a lo largo del perfil se encuentran en dirección SE-NO, la Placa Suramericana, el Bloque Maracaibo y la Placa Caribe. Para realizar el modelo, fue necesario extraer de la mayoría de los estudios previos realizados en la zona de estudio, Datos de pozos perforados, perfiles gravimétricos, perfiles sísmicos, estimación de densidades, refracción sísmica, estimación de profundidades de cuerpos geológicos, ruido sísmico ambiental, geología de superficie, perfiles geológicos, análisis espectral entre otros, que muestren contrastes de densidad o cualquier información, que permita optimizar el modelo geológico inicial en el que se incorpora toda la información disponible y que será utilizado como base para construir el modelo gravimétrico 2D (Figura 3.9). Las imágenes concernientes a los trabajos previos y que fueron utilizadas para el diseño del modelo gravimétrico, fueron debidamente georeferenciadas en coordenadas UTM, utilizando el sistema de información geográfico creado para ubicar los perfiles sobre la zona de estudio. Las densidades empleadas inicialmente en la generación del modelo (Tabla 3.2), fueron eventualmente modificadas con la finalidad de lograr un mejor ajuste del modelo gravimétrico final. El perfil geológico fue construido partiendo de la información obtenida de la geología descrita por Hackley et al. (2006), utilizando el mapa geológico de la zona e identificando las formaciones geológicas aflorantes sobre el perfil, se crearon sets de puntos georeferenciados sobre cada Formación presente 75 a lo largo de la zona de estudio, realizando además modificaciones y nueva asignación de colores a las unidades geológicas, ajustados de acuerdo a los períodos que pertenecen, tomando como referencia la carta cronoestratigráfica internacional de la comisión internacional de estratigrafía ((IUGS) 2013), luego este conjunto de sets de datos se exportaron al programa IGMAS, para delimitar sobre el plano del modelado del perfil los cuerpos de las formaciones aflorantes. La topografía y batimetría del área fueron obtenidas por medio del uso de una imagen Raster con resolución espacial de 30 m, de ella se extrajo los valores de altitud correspondientes a puntos ubicados a lo largo del perfil gravimétrico con coordenadas UTM, con un espaciamiento de 1 km, luego este set de puntos fueron exportados al programa IGMAS para ser cargados sobre el perfil, con la finalidad de permitir delimitar la topografía de la zona y la batimetría con valores de altimetría más precisas. El mismo procedimiento se realizó con los rasgos fisiográficos ubicados sobre la zona de estudio como cuencas, grábenes, delimitación de estructuras, fronteras limítrofes entre otros. También fueron introducidos sobre el perfil del modelo, archivos con información de profundidades de Moho de investigaciones previas ((Schmitz et al. 2008), sistema de fallas (Audemard et al. 2000), el catálogo de sismos históricos (FUNVISIS 2016) y la información acerca de las estimaciones de los valores de profundidad de las estructuras geológicas y las principales interfaces (discontinuidad de Mohorovicic, discontinuidad de Conrad, espesor cortical de la Cuenca del Lago de Maracaibo y espesor cortical de la Cuenca Barinas-Apure entre otros) obtenidos, por medio del espectro de potencia del análisis espectral de los datos gravimétricos y la deconvolución de Euler en esta investigación. Los perfiles Gravimétricos incluidos en el modelo, pertenecen a los trabajos desarrollado por Folinsbee (1972), Henriques (2004), Chacín et al. (2005), Núñez (2005), Arnaiz (2009), Arnaiz et al. (2011), Cedeño (2011), Verrocchi (2011) y Sanchez y Palma (2014), muchos de ellos proponen modelos estructurales acerca de la evolución de la región andina de Venezuela. Los perfiles Sísmicos incluidos en el modelo, pertenecen a los trabajos desarrollado por Kellogg y Bonini (1982), Parnaud et al. (1995), Audemard (1991), Yoris y Ostos (1997), Colletta et al. (1997), Audemard y Audemard (2002), Cediel et al. (2003), Guédez (2003), Duerto et al. (2006), Mann et al. (2006), Castillo y Mann (2006), Requena R y Zambrano C. (2008) y Sanchez et al. (2008) fueron usados para determinar el espesor, velocidad sísmica y densidad de los sedimentos blandos, así como identificar estructuras geológicas presentes en la zona. Se incluyeron además perfiles de imágenes tomográficas pertenecientes al trabajo de Van der Hilst y Mann (1994) y perfiles propuestos por Cortéz y Angelier (2005) a partir de estudios de mecanismos focales, cuyos trabajos 76 muestran la interacción existente entre la placas Suramericana, Caribe y Nazca, el estudio realizado por Monod et al. (2010) en el cual hace un análisis exhaustivo acerca de las teorías propuestas sobre la evolución de Los Andes de Mérida y propone un modelo evolutivo de la región y dos perfiles corticales a partir de sus resultados obtenidos. Adicionalmente, de un trabajo realizado por Santiago et al. (2014), se pudo incluir al modelo información de la evolución de la Cuenca Barinas Apure la cual incluía perfiles sísmicos, datos de pozos perforados y un estudio evolutivo de cuenca. Finalmente, se generó un modelo gravimétrico cortical integrado 2D, a partir de datos geopotenciales y trabajos previos disponibles, el cual permitirá estimar la profundidad del basamento y el espesor de sedimentos de la región andina de Venezuela. Figura 3.9 Imagen del diseño del modelo gravimétrico realizado con el programa IGMAS. La imagen muestra los diversos elementos incorporados al modelo, perfiles de los trabajos previos realizados en la zona, los shapefiles de elementos geográficos, geológicos y geofísicos como sistemas de fallas (Líneas rojas), estaciones de gravimetría (Puntos rojos y azul claro), grábenes (Óvalos Morados), pliegues (Líneas azules), fronteras limítrofes (Líneas verdes oscuras), Topografía y Batimetría (Línea verde claro) y el cubo de Modelado en que se encuentran la sección de dos dimensiones sobre la que se diseñó el modelo gravimétrico integral. CAPÍTULO IV RESULTADOS Y ANÁLISIS 4.1 Análisis estadístico gravimétrico Los resultados obtenidos del cálculo de diferentes parámetros estadísticos (Tabla 4.1) muestran que las variables de dispersión como la desviación estándar, varianza y error típico son altos con respecto a la media, la anomalía de Bouguer varía en un rango comprendido entre (-157,93 a 3) mGal, con una desviación estándar de 33,005 mGal, esto se debe a la heterogeneidad y distribución no uniforme de los datos adquiridos sobre la zona de estudio, la curtosis corresponde a la elevación o achatamiento de la función de distribución, comparada con una distribución normal, para los datos obtenidos se obtuvo una curtosis de -0,502 el cual sugiere que distribución es de tipo platicúrtica o relativamente plana respecto a una distribución normal. Tabla 4.1 Parámetros estadísticos Parámetros estadísticos AB (mGal) Mediana Varianza -78,554 -74,7 Varianza Desv. Típ. Mínimo Máximo Rango Amplitud intercuartil Asimetría Curtosis Total Datos 1089,379 33,005 -157,934 3 160,934 42,942 -0,257 -0,502 1082 En el histograma de frecuencia de los datos de la anomalía de Bouguer, se observa una distribución bimodal en un rango de valores que varían entre (5 a -160) mGal, con un alto de frecuencia centrado aproximadamente en su media (-78,6020 mGal), que muestra una primera correlación regional en estos valores, con frecuencias altas en anomalías que tienen valores de baja magnitud en un rango de (-55 a -75) mGal, lo cual podría sugerir una respuesta gravimétrica marcada por fuentes regionales sobre la zona de estudio correlacionados a la respuesta regional de las cuencas Barinas-Apure, la Cuenca del Lago de Maracaibo y a La Sierra de Perijá, (Figura 4.1 (a)).El segundo alto de frecuencia está ubicado en -130 mGal y corresponde al rango de valores mínimos gravimétricos (-100 a -160) mGal que pueden ser correlacionados a la respuesta gravimétrica regional de la raíz cortical de Los Andes de Mérida y a la subsidencia de la Cuenca del Lago de Maracaibo, también el histograma muestra un valor alto de desviación estándar (~33 mGal), que indica que los datos describen la región como una zona de poca homogeneidad geológica como los son las zonas de comportamiento tectónico complejo. 78 El gráfico Q-Q (Figura 4.1 (b)), indica un comportamiento normal y un buen ajuste de los datos, los valores se encuentran dentro de la línea de tendencia. Sin embargo, se observa presencia de heterogeneidad en los extremos de la línea de tendencia normal, asociada al comportamiento ya observado en el histograma de frecuencias, el cual no muestra una distribución completamente normal de los datos, esto podría sugerir por qué los datos no se encuentran ajustados a lo largo de la línea de tendencia normal. (Un gráfico Q-Q permite observar si dos conjuntos de valores provienen de una población con la misma distribución, pero para ello, todos los valores deben caer aproximadamente a lo largo de una línea de referencia). Si bien, la desviación de los datos está sobre la línea de referencia, existe la posibilidad que una pequeña parte del conjunto de datos proceden de poblaciones con diferentes distribuciones, es decir una familia de datos asociados al flanco norte de Los Andes de Mérida y la Serranía de Perijá y una familia de datos asociados al flanco sur. El diagrama de cajas y bigotes, (Figura 4.3), no presentó ningún valor atípico o anormal fuera del rango de la población, mostrando una distribución de datos equitativa en el rango de valores comprendido entre (5 a -160) mGal, el cuartil 0.4 toma un valor cercano a la media obtenida (-78,6020 mGal), mostrando que no existe total simetría en la distribución de los datos, además la población de valores de AB asociados con los valores de mayor frecuencia indicados en el histograma (figura 4.1 (a)), se encuentran dentro del rango establecido indicados por la caja. Figura 4.2 Gráficos estadísticos de los datos gravimétricos de anomalía de Bouguer (AB) empleados para generar el modelo y los mapas. (a) Histograma de frecuencia de los datos gravimétricos de AB, (b) Gráfico Q-Q normal de los datos gravimétricos de AB, (c) Diagrama de cajas y bigotes de los datos gravimétricos de AB. 79 4.2 Mapas gravimétricos 4.2.1 Mapa de Estaciones gravimétricas El mapa de estaciones gravimétricas (Figura 4.2), fue generado con los datos obtenidos en 1082 estaciones pertenecientes a los levantamientos gravimétricos de las campañas de adquisición Andes Sur y Zona 3 del proyecto GIAME. Esto permitió observar la distribución geoespacial de los mismos sobre la zona de estudio y tener una idea más aproximada sobre las estructuras geológicas responsables de las tendencias observadas en las respuestas gravimétricas de la zona de estudio. Figura 4.3 Mapa de estaciones gravimétricas distribuidas a lo largo de la zona de estudio. 80 4.2.2 Mapa de alturas ortométricas El mapa de variación de alturas ortométricas (Figura 4.3), muestra valores muy bajos (< 70 m) en la zona de la Cuenca del Lago de Maracaibo, producto de la carga sedimentaria y la profundidad de su basamento, las zonas del flanco sur de La Sierra de Perijá y zona NO de la Cuenca BarinasApure muestran alturas aproximadas entre (100-300) m, relacionado al bajo espesor sedimentario depositados sobre ellos provenientes de las cordilleras asociadas. La zona ubicada sobre la cordillera de Los Andes de Mérida muestra mayores alturas, vinculadas al levantamiento del cinturón orogénico de Los Andes durante el Jurásico producto de la inversión de un graben. Los flanco norte y sur de la cadena montañosa muestran alturas comprendidas aproximadas de (4001500) m los cuales han sido sometidos a la acción de gentes erosivos, mientas que las zonas más elevadas de la cadena muestran alturas que están comprendidas entre (1700-4000) m aproximadamente. Figura 4.4 Mapa de Alturas Ortométricas de los datos gravimétricos de AB. 81 4.2.3 Mapa de gravedad observada En el mapa de gravedad observada (Figura 4.4), el rango de gravedad varía entre 977273,1 hasta 978237,6 mGal, en donde los mayores mínimos gravimétricos marcados en el mapa en color azul están ubicados sobre la cordillera andina orientados en dirección NE-SO. Los mayores valores de gravedad observada se encuentran sobre las zonas de Las Cuencas de Maracaibo y Piedemonte y flanco sur de La Sierra de Perijá. El mapa de gravedad observada permite apreciar los efectos (elipsoide, altura y topografía) que influyen sobre las medidas de gravedad. Una vez aplicadas las correcciones correspondientes, se pudo obtener el valor de gravedad observada en cada punto y a partir de ese dato, generar el mapa de gravedad observada. Figura 4.5 Mapa de Gravedad Observada de los datos gravimétricos de AB. 82 Cabe destacar que este mapa, muestra una distribución de valores gravimétricos opuesta a la apreciada en el mapa de altura ortométrica, debido a su relación inversa, ya que la intensidad de la gravedad varía en relación inversa con el cuadrado de la distancia al centro de la Tierra. La cordillera de Los Andes muestra valores más bajos de gravedad con respecto a las cuencas adyacentes, debido a la distribución no uniforme de masa. Los Andes de Mérida son, a diferencia de la mayoría de Los Andes suramericanos, producto de orogénesis relacionada con subducción de tipo A convencional, como consecuencia directa de la interacción entre la Placa Caribe y la Suramericana. Algunos autores sugieren que la Formación de Los Andes ocurrió sobre una superficie de despegue (Audemard y Audemard 2002). Henriques (2004) indica que el valor mínimo se debe a una gran depositación de sedimentos y por la existencia de subducción de tipo A bajo el Lago de Maracaibo. Como producto de la colisión de dos placas litosférica, ocurre destrucción de material cortical al quedar expuesto a la acción de agentes erosivos que posteriormente es transportado y depositado en las cuencas. Este déficit de masa presente a lo largo de la cordillera de Los Andes de Mérida puede explicar la respuesta gravimétrica reflejada en el mapa de anomalía de Bouguer asociada a valores bajos. 4.2.4 Mapa de Anomalía de Aire Libre El mapa de anomalía de Aire Libre (Figura 4.5), permite observar la distribución de las estructuras presentes en la zona de estudio. Los valores positivos de este mapa muestran compleja distribución de cargas en la zona y están ubicados sobre el orógeno andino mientras que los valores mínimos más importantes se pueden observar en aquellos puntos donde el basamento es más profundo. Sobre la zona de la cordillera de Los Andes de Mérida se observa altos valores de gravedad por encima de ~75 mGal para los sistema montañoso presentes sobre la cadena y separados entre sí por La Falla de Boconó, el sistema Sierra Nevada hacia el flanco sur y el sistema Sierra de La Culata hacia el flanco Norte de la cadena andina. El rango que va desde 12 mGal hasta 75 mGal está vinculado a las estructuras presentes en los flancos andinos, zonas de páramo y flanco sur de La Sierra de Perijá. Zonas de pie de monte muestran valores que están comprendidos en un rango de (-4 a -30) mGal. Las zonas presentes sobre las cuencas de Maracaibo y Barinas-Apure muestran valores en un rango que va desde (-30 a -85) mGal y el mínimo valor de anomalía de aire libre (-191,3 mGal) se encuentra asociado al basamento más profundo de la Cuenca del Lago de Maracaibo con subsidencia activa, depresión situada en el flanco norte de Los Andes de Mérida. Según Audemard y Audemard (2002), la diferencia de distribución de anomalías sobre la zona de 83 estudio podría estar asociada a la distribución asimétrica de las cargas estructurales dentro del sistema dinámico Andes de Mérida, estas cargas están conformadas por el depocentro de la Cuenca del Lago de Maracaibo y La Sierra de Perijá al noroeste del sistema mientras que hacia el extremo sureste destacan el depocentro de la Cuenca Barinas-Apure y los Grábenes de Apure y Mantecal. Figura 4.6 Mapa de anomalía de Aire Libre de los datos gravimétricos de AB. 84 4.2.5 Mapa de Anomalía de Bouguer El mapa de Anomalía de Bouguer (Figura 4.6), posee un rango de valores que está comprendido entre (3,4 a -155,6) mGal, e indica una fuerte tendencia asimétrica que ya ha sido descrita por Bucher (1952) a lo largo de la cordillera de Los Andes, con un comportamiento definido principalmente por estructuras de gran complejidad tectónica y geológica. Según Macellari (1982) el corrimiento frontal del flanco noroccidental no posee un equivalente de la misma magnitud en el flanco suroriental de la cordillera, indicando con ello, que las cuencas antepaís del cenozoico que rodea Los Andes de Mérida poseen niveles de subducción diferentes. Como características más resaltables, se observa la presencia de un mínimo y dos máximos gravimétrico. La existencia de un mínimo gravimétrico absoluto con dirección NE-SO sobre el flanco norte del sistema Andes de Mérida y no sobre la cordillera andina como se puede apreciar en el mapa de gravedad observada (Figura 4.4), desplazado en dirección NO hacia la Cuenca del Lago de Maracaibo, podría ser causado por la carga sedimentaria de la cuenca, el desplazamiento de la raíz cortical de Los Andes por eventos tectónicos debido a la interacción de la Placa Caribe con el Bloque de Maracaibo o como la suma de la respuesta gravimétrica del depocentro de la Cuenca del Lago de Maracaibo con la raíz cortical de Los Andes. Los máximos gravimétricos presentan una orientación N45°E, están ubicados hacia los extremos NO y SE del mapa y pueden estar influenciados por la variación progresiva de la profundidad de la discontinuidad de Mohorovicic. El máximo gravimétrico ubicado hacia el NO sobre la Guajira, puede ser un indicativo asociado al contacto lateral entre la Placa Caribe y el Bloque de Maracaibo con el Bloque de Bonaire además de las rocas ígneas presentes en la zona mientras que el máximo ubicado al SE podría ser producto de la respuesta gravimétrica de la Placa Suramericana. El mapa muestra pequeñas zonas de máximos gravimétricos en la parte central y sur de la cordillera de andina con valores aproximados entre (-55 a -18) mGal, asociados a contrates altos de densidad por las formaciones que se encuentran aflorando sobre el perfil de estudio (Fm Bella vista, Fm Iglesias, Fm Mucuchachí, Fm Tostós, Fm La quinta, Fm Sierra Nevada como más representativas). Se presenta una anomalía gravimétrica máxima de -55 mGal, sobre la Falla Caparo, vinculado al Bloque de Caparo cuyo orógeno posee un gneis Precámbrico y esquistos del Paleozoico al Mesozoico con rocas plutónicas, correspondiente a los granitos de la Formación Bella Vista. Hacia la zona NO del mapa se puede apreciar la presencia de un mínimo gravimétrico con un valor de 85 ~115 mGal, que podría ser asociado a la respuesta gravimétrica del Macizo de Santander, constituido principalmente por rocas metamórficas de edad Precámbrica a Paleozoica. Los altos valores de mínimo gravimétrico (~110 mGal) en el gradiente del flanco Norandino pueden ser referidos a la fuerte pendiente del basamento de la Cuenca del Lago de Maracaibo y a su profundidad máxima estimada en más de 10 km, mientras que el bajo valor (~80 mGal) hacia el flanco Sur andino puede ser vinculado con la profundidad de la Cuenca Barinas-Apure. Figura 4.7 Mapa de Anomalía de Bouguer de los datos gravimétricos de AB. 86 4.3 Anomalías de Bouguer Regional y Residual Para generar la separación de los componentes de la anomalía de Bouguer se aplicaron dos métodos, El primero de ellos, consistió en aplicar la separación polinómica, mientras que el segundo método, consistió en aplicar un filtro gaussiano cuya longitud de onda de corte mostro un valor de 0.01463 rad/ km para la mejor separación regional-residual, a un mapa de Anomalía de Bouguer para determinar los valores de números de onda por medio de espectro radial de potencia promedio y generar mapas de las componentes regionales y residuales de la anomalía de Bouguer. 4.3.1 Separación polinómica Para los datos empleados en el estudio, se ejecutó la regresión polinómica de cuatro distintos órdenes de magnitud (lineal, bilineal, cuadrática y Cubica), generando una serie de mapas asociados a los grados de estos polinomios a los cuales se le calcularon los coeficientes de correlación ver (tabla 4.2) (Obtenidos por medio del método de regresión polinomial), de las anomalías residuales para ser graficados (Figura 4.7), donde se determinó observando el punto de inflexión, que el polinomio que mejor ajustaba la tendencia de los datos, era el polinomio cuadrático y por ende el mapa asociado era el que mostraba los mejores resultados de separación de componentes, los mapas generados se muestran en la Figura 4.8. Analizando el mapa de AB Regional realizado con el método de regresión polinomial cuadrática mostrado en la figura 4.8 (c), podemos observar como el mismo posee un comportamiento regional correspondiente al observado en el mapa de anomalía de Bouguer de la figura 4.6, con una zona cuyo valor máximo de mínimo gravimétrico de -110 mGal se observa desplazado en el flanco norte de la cordillera de Los Andes y no sobre ella misma, comportamiento que podría ser asociado a la raíz cortical del Orógeno de Los Andes de Mérida y al depocentro de la Cuenca del Lago de Maracaibo que posee una profundidad de 10 km. Hacia el flanco norandino este valor comienza a disminuir, más no de forma abrupta debido a la extensión de la cuenca comenzando a aumentar sobre las zonas correspondiente al flanco sur de La Sierra de Perijá y Zona de la Guajira con un rango de aproximadamente (-30 a 30) mGal, quizás por la influencia gravimétrica producida por la subducción de la Placa Caribe por debajo del Bloque Maracaibo. Hacia el flanco surandino se observa un aumento gradual de los valores de anomalía de Bouguer con valores por encima de -50 mGal, los valores en el rango comprendido entre (-50 a -20) mGal pueden ser asociado a la respuesta gravimétrica de la Cuenca Barinas-Apure, mientras que para los valores mayores a -20 mGal podrían ser asociados a la Placa Suramericana. 87 El mapa de AB Residual realizado con el método de regresión polinomial cuadrática mostrado en la figura 4.8 (c), también permite apreciar cierto grado de correlación para anomalías residuales observadas en el mapa de Anomalía de Bouguer de la figura 4.6. La Formación La Quinta de edad Jurásica compuesta por toba, arenisca gruesa y conglomerática, limolita y caliza, puede ser apreciada en el extremo NO del perfil gravimétrico representado por la línea roja diagonal del mapa con valores gravimétricos ~20 mGal. El conjunto conformado por el grupo Iglesias, Fm Tostós y Mucuchachí conformados por conglomerados, pizarras, filitas, cuarcitas y calizas puede ser apreciado sobre el flanco norandino con valores gravimétricos que van desde (0 a 50) mGal mientras que hacia el flanco surandino el conjunto Caparo-Bella Vista y grupo Rio Negro conformados por limolitas arenáceas, limolitas micáceas, areniscas de grano fino a medio, lutitas, esquistos, muestran valores de gravedad comprendidos entre (-40 a -10 ) mGal. Tabla 4.2 Polinomios empleados para la separación de componentes de la Anomalía de Bouguer (AB) por el método de regresión polinómica Grado Lineal Bi-lineal Cuadrático Cúbico Polinomio Z(X,Y)= 376.385 + 4.438Y + 7.024X Z(X,Y)= 18404.572 - 2030.254Y + 263.758X - 28.492XY Z(X,Y)= 150344.339 - 986.739Y + 19.296Y2 + 4084.681X - 8.994XY + 27.997X2 Z(X,Y)= 53678.807 + 101401.734Y + 264.042Y2 + 4.823Y3 + 12080.927X + 2914.917XY + 4.238XY2 + 312.224X2 + 21.104X2Y + 2.155X3 Figura 4.8 Curva de Correlación vs Grado de Polinomio. 88 Figura 4.9 Mapas de las componentes regionales y residuales de Anomalía de Bouguer obtenidas por los métodos de regresión polinómica. (a) Polinomio Lineal, (b) Polinomio Bi-lineal, (c) Polinomio Cuadrático, (d) Polinomio Cubico. 89 4.3.2 Mapa de Anomalía de Bouguer regional El mapa de anomalía de Bouguer regional (Figura 4.9), presenta valores que se encuentran en el rango de (-4,2 a -141,4) mGal. En él se aprecia contornos suaves, con una orientación N45°O, reflejando el comportamiento de estructuras profundas marcando la tendencia regional conservando básicamente el mismo comportamiento de las curvas observadas en el mapa de la anomalía de Bouguer (Figura 5,6) con algunas diferencias en las longitudes de onda de las anomalías. Figura 4.10 Mapa de Anomalía Regional de Bouguer de los datos gravimétricos de AB. 90 La componente regional de la anomalía de Bouguer presenta un comportamiento que puede ser asociado a una serie de estructuras profundas como la zona de subducción de la Placa Caribe bajo el Bloque Maracaibo al NO sobre La Sierra de Perijá y la Península de la Guajira, la presencia de un mínimo gravimétrico desplazado hacia el flanco sur de la cordillera de Los Andes de Mérida asociado al depocentro de la Cuenca del Lago de Maracaibo y al desplazamiento de la raíz cortical del orógeno andino (Hospers y Van Wijnen (1959), Escobar. y Rodríguez. (1995)), hacia el SE puede observarse valores de gravedad mayores a -40 mGal asociados a la Placa Suramericana. También se observa el Bloque Caparo asociado a la falla de su mismo nombre con una respuesta comprendida entre (-60 a -70) mGal y el complejo Iglesias conformado en su mayoría por Gneises biotíticos hacia el NE del Bloque Caparo con una respuesta gravimétrica más alta (-50 mGal a -60 mGal) asociada a su litología. Al sur del mapa se puede apreciar un mínimo gravimétrico de aproximadamente -110 mGal asociado al macizo de Santander y al este del mismo se puede apreciar una depresión sobre el flanco surandino con un valor aproximado de -85 mGal asociado al Graben de Apure. En el histograma de frecuencias, se observa un comportamiento modal, donde los datos con mayor frecuencia se encuentran en el rango de (-50 a -70) mGal mostrando así un comportamiento gravimétrico bien diferenciado en la región. 4.3.3 Mapa de Anomalía de Bouguer residual El mapa de anomalía de Bouguer residual (Figura 4.10), presenta valores que se encuentran en el rango de (50,4 a -27,1) mGal. Las anomalías residuales relacionadas a estructuras de gran interés geológico, presentan un comportamiento irregular en sus contornos con diferentes orientaciones. Las anomalías observadas sobre Los Andes de Mérida pueden ser relacionados al contraste de densidad de las rocas metamórficas e ígneas pertenecientes a las formaciones que afloran en la región, mientras que la respuesta gravimétrica de la Cuenca del Lago de Maracaibo puede ser producto de sedimentos depositados y pequeñas formaciones aflorando sobre ella, la respuesta de la Cuenca Barinas-Apure podría estar dominada por los sedimentos depositados sobre los grábenes Apure y Mantecal ubicados en ella. Ambas cuencas además, están diferenciadas entre sí por las diferencias de las amplitudes de onda relacionadas a la respuesta de su respectiva anomalía residual, mostrando con ello la diferencia existente en su Formación, tanto estructural como sedimentológicamente, la Cuenca del Lago de Maracaibo presenta mayor cantidad de anomalías de longitud de onda corta a diferencia de la Cuenca Barinas-Apure que presenta anomalías con longitud de onda más larga, el histograma de frecuencias muestra un comportamiento modal bastante diferenciado sobre todo el mapa, comparando su comportamiento con las anomalías 91 residuales observadas en las cuencas, destaca que la distribución de los valores de anomalía de la Cuenca Barinas-Apure está dominada por mínimos gravimétricos en el orden comprendido entre (-3,4 a -9,7) mGal, la Cuenca del Lago de Maracaibo presenta anomalías bastantes diferenciadas para todo el rango de población con una diferenciación bastante clara para anomalías mayores a ~4 mGal y mínimo gravimétrico menor a -10 mGal. Figura 4.11 Mapa de Anomalía Residual de Bouguer de los datos gravimétricos de AB. 92 Sobre la cordillera de Los Andes de Mérida se observa grandes estructuras diferenciadas con anomalías residuales por encima de ~4 mGal. La superficie está dominada por escarpes, valles y el Sistema de Fallas Boconó que divide a Los Andes venezolanos de forma casi simétrica, donde las fallas ramificadas provocan esfuerzos distensivos. Se observa una tendencia de estructuras con anomalías residuales altas sobre la Falla de Boconó, responsable de gran parte de la exhumación Miocena-Pliocena del orógeno andino vinculada a las formaciones que se encuentran aflorando sobre la misma. Se muestran mínimos gravimétricos asociados al corrimiento de Cerro Azul, en cuyo tope yacen formaciones sedimentarias Cretácicas a Neógenas mientras que Bloque Caparo, se encuentra cubierto por la secuencia conformada por las formaciones Caparo y El Horno. Al Este de El Vigía se muestra una estructura conformada por rocas intrusivas del Paleozoico, un mínimo asociado a sedimentos metamórficos de edad Carbonífera perteneciente a la Fm. Mucuchachí) con valores de (-4,5 a -13) mGal. Se observa al norte máximos gravimétricos que ubican a lo largo de las fallas de Valera y Burro Negro, que pueden estar delimitando un contraste entre densidades de los sedimentos. En el perfil del modelado sobre Los Andes de Mérida se observan altos valores de anomalía residual sobre las formaciones Bella Vista y el Complejo Iglesias conformados por un basamento Precámbrico metamorfizado conformados por esquistos, gneises, anfibolitas y rocas graníticas. Las rocas de la Formación Sierra Nevada, representan los rasgos topográficos más importantes de la Cordillera de Los Andes. Hacia el flanco norandino destaca la respuesta gravimétrica de la Cuenca del Lago de Maracaibo y la influencia de la carga gravimétrica de Los Andes de Mérida, con valores negativos de -12.6 mGal en dirección N45ºE paralela a la Falla de Boconó. El Pie de monte en la Cuenca del Lago de Maracaibo posee un mínimo gravimétrico de aproximadamente -7 mGal producto de la baja densidad de los sedimentos depositados provenientes del flanco norte de la cordillera andina. Al NO de la Cuenca del Lago de Maracaibo se puede apreciar gradientes gravimétricos mayores a ~ 2 mGal sobre La Sierra de Perijá productos de un basamento ígneo con influencia de los granitos intrusivos de la Isla de Toas. Hacia el flanco surandino, el piedemonte de Los Andes muestra un gradiente gravimétrico bastante alto con respuesta gravimétrica de (0,7 a -7) mGal, asociado el alineamiento de la Falla de Caparo y a la presencia de formaciones como (Caparo, Río Negro, Colón, Mito Juan), 93 4.3.4 Comparación de tendencias de perfiles entre Anomalía de Bouguer total, regional y residual. Para realizar el modelado Gravimétrico 2D fue necesario comparar las respuestas obtenidas de los mapas de anomalía de Bouguer total, regional y residual con los resultados emanados de los perfiles gravimétricos realizados a lo largo de la zona de estudio, este procedimiento permitió generar un diseño más cercano a la respuesta gravimétrica de Los Andes de Mérida, la cual se encuentra asociada a la configuración de las estructuras presentes, entender la asociación de los mapas con dicha respuesta permitió vincular cada anomalía de los mapas con una serie de estructuras que han sido descritas por los autores que han realizado trabajos en la zona noroccidental de Venezuela, permitiendo con ello examinar los contrastes de densidad y vincular las anomalías con las estructuras geológicas. Los Andes de Mérida están conformados por elementos estructurales, tales como el Sistema de Fallas de Boconó y Oca-Ancón, La Sierra de Perijá, los grábenes de Apure y Mantecal, las cuencas Barinas-Apure y Maracaibo, el Arco de Mérida entre otros, los cuales han marcado su geografía actual (Arnaiz et al. 2011). La región noroccidental de Venezuela se caracteriza por poseer grandes sistemas de fallas rumbo-laterales, cuya evolución ha sido controlada por ellas, como lo son: La Falla de Boconó, el sistema de fallas Central-Sur Andino, los sistemas de fallas de Pie de Monte andino, todas ellas con componentes verticales variables y asimétricos, como resultado del desplazamiento dextral de la Placa del Caribe en relación con América del Sur (Bermudez 2009). A esta última aseveración se puede apreciar en figura 4.11 (b), como el sistema de falla Pie de Monte Occidental marca la posición del mínimo gravimétrico observado en la curva de anomalía de Bouguer total y regional. Escobar. y Rodríguez. (1995), describieron este comportamiento a partir de su modelado, que justificaba el descentrado mínimo gravimétrico respecto a la topografía andina con la presencia de una raíz litosférica desplazada justificando el mínimo gravimétrico con mayor espesor de sedimentos y con la existencia de subducción tipo A, bajo la antefosa del Lago de Maracaibo. Para Arnaiz y Audemard (2014) la excesiva profundidad de la Cuenca del Lago de Maracaibo (10 km) en comparación con la Cuenca de Barinas-Apure (5 km) es evidencia de que el Bloque posee un espesor elástico considerablemente menor al de la Placa Suramericana. Se puede observar como la curva de anomalía de Bouguer regional muestra dos grandes longitudes de onda, la de mayor longitud del lado izquierdo asociada a la Cuenca del Lago de Maracaibo con valores de AB muy bajos, relacionados a la carga de sedimentos con un mínimo de aproximadamente -144 mGal asociado a la carga sedimentaria depositada en su depocentro y a la 94 profundidad del basamento de la cuenca debido a una subsidencia de tipo “foreland” producto de la actual colisión Placa Caribe-Sur América (~10 km), mientras que del lado izquierdo se observa una longitud de onda que puede ser vinculada a la Cuenca Barinas-Apure cuyo espesor de sedimentos es menor debido a la profundidad de su basamento (~5 km), también se puede apreciar como el Sistema de Fallas de Boconó actúa como límite para el mínimo gravimétrico mostrado en el mapa de anomalía de Bouguer dando más fuerza a la teoría de que Los Andes de Mérida es una cadena asimétrica tal como indican Hospers y Van Wijnen (1958), quienes sugieren que la asimetría observada en el patrón de la gravedad es producida por un cabalgamiento de la parte sureste de la corteza sobre la parte noroeste como la Cuenca del Lago de Maracaibo, la tensión de compresión es, por tanto, asociada a esta hipótesis. Es importante resaltar hacia los flancos andinos limitados por las fallas de Pie de Monte ambas cuencas están relacionadas, ya que el origen de ambas es similar y no es sino hasta el levantamiento de Los Andes venezolanos, durante el Terciario que se separaron (González de Juana et al. 1980). Schubert (1980) halló indicios de desplazamiento vertical en la falla, formando fosas y pilares tectónicos, siendo responsable de gran parte de la exhumación Miocena-Pliocena del orógeno andino, es debido a ello que en el mapa de Anomalia de Bouguer residual (Figura 4.11 a), se puede observar la respuesta gravimetrica de anomalias de onda corta producidas por los el corrimiento de los sistemas Cerro Azul hacia el norte y el Complejo Sierra Nevada hacia el sur dejando entre ellos expuesto el basamento asociado al Bloque Caparo el cual se encuentra truncado por La Falla de Boconó separando a los sistemas montañosos de La sierra de la Culata al oeste de Merida y la Sierra nevada al este. Sobre el perfil se pueden observar las respuestas gravimetricas de estos tres grandes bloques sobre las que se encuentran aflorando las Fm Bella Vista hacia el flanco Norandino y la Fm Tostós, mientras que el Complejo Iglesias, la Fm Mucuchachi y la Fm La Quinta se encuentras sobre la cadena, por ultimo hacia el flanco sur se encuentra aflorando el Grupo Rio Negro y las fm Caparo, Mito Juan, La Luna. 95 Figura 4.12 Comparación de mapas de anomalías de Bouguer (AB) versus curvas de anomalías de Bouguer (AB) ubicados a lo largo del perfil del modelado gravimétrico. (a) Mapa de AB Residual, (b) Mapa de AB Regional, (c) Mapa de AB, (d) Perfiles de AB. 96 4.4 Análisis espectral de los datos gravimétricos 4.4.1 Análisis espectral total Inicialmente se realizó un análisis espectral a lo largo del perfil del modelado desde la Cuenca Barinas–Apure hasta La Sierra de Perijá, de esta manera se obtendría un comportamiento global de las profundidades de longitudes de onda larga para toda la zona de estudio (Figura 4.12). Figura 4.13 Espectro radial de potencia del mapa de anomalía de Bouguer. La primera respuesta obtenida para indicadores de longitudes de onda se puede observar en el grafico del espectro radial de potencia de la figura 4.12, el cual está comprendido desde k=(0,00174212 a 0,0121948) rad/km, y muestra una profundidad asociada 45,70 km correspondientes a fuentes regionales asociadas a la discontinuidad de Mohorovicic (Kellogg y Bonini (1982), Audemard (1991)). La segunda respuesta obtenida muestra una segunda interface profunda asociada a longitudes de onda entre k=(0,0139369 a 0,0209054) rad/km, con una profundidad de 17,90 km, asociada a la discontinuidad de Conrad (Escobar. y Rodríguez. 1995). Para fuentes intermedias se tienen valores entre k=(0,0226475 a 0,0505213) rad/km, relacionada a la profundidad de 9,24 km atribuidas a sedimentos del Jurásico–Mioceno Inferior, pertenecientes al basamento de la Cuenca del Lago de Maracaibo (Kellogg y Bonini (1982), Colletta et al. (1997), Arnaiz (2009)), Para fuentes intermedias someras se tienen valores entre k=(0,0557477 a 0,0766531) rad/km, vinculadas a una profundidad de 5,01 km atribuidas a sedimentos del Mioceno superior asociado a las profundidad del basamento de la Cuenca Barinas-Apure (Henriques (2004), Chacín et al. (2005)), para fuentes someras se tienen valores para la primera interfaz localizada a 3,98 km que va desde k=(0,0783952 a 0,167243) rad/km atribuida a sedimentos del mioceno superior al presente, la segunda interfaz localizada a una profundidad de 2,04 km ha sido referida a ruido. 97 4.4.2 Análisis espectral seccionado El análisis seccionado de los datos fue realizado, con la finalidad de estudiar las variaciones corticales de las profundidades entre el Bloque de Maracaibo y la Placa Suramericana y comprender la configuración de las estructuras presentes en ambos flancos del orógeno andino, para poder realizar el análisis seccionado se tomó como límite estructural a la Falla de Boconó considerada como el elemento primordial de todas las estructuras de Los Andes de Mérida, Monod et al. (2010) plantea que la falla representa el límite de placas entre placa Suramérica y el Bloque de Maracaibo, por lo que Los Andes de Venezuela serían el resultado de la compresión entre dos placas y estaría integrada por dos cadenas separadas, divididas por la Falla de Boconó. 4.4.2.1 Flanco Norte Esta sección comprende las estaciones gravimétricas ubicadas al norte de la Falla de Boconó (flanco norandino) (Figura 4.13 (a)), La primera respuesta obtenida para indicadores de longitudes de onda que va desde k= (3,44x102 a 2,06x103) rad/ km, muestra una profundidad de 18,18 km correspondientes a fuentes profundas asociadas a la discontinuidad de Conrad. Para fuentes intermedias se tienen valores entre k=(2,41x103 a 5,85x103) rad/ km, relacionada a la profundidad de 9,01 km vinculado al basamento de la Cuenca del Lago de Maracaibo y al aumento del basamento andino que aumenta hacia el flanco norandino, debido a flexura de Los Andes de Mérida. Para fuentes intermedias someras se tienen valores entre k=(6,19x103 a 1,03x104) rad/ km, vinculadas a una profundidad de 4,28 km atribuidas a sedimentos del Mioceno superior y a formaciones sedimentarias para fuentes someras se tienen valores para la interfaz localizada a 2,02 km que va desde k= (1,07x104 a 4,47x104) rad/ km que puede ser interpretada como ruido. 4.4.2.2 Flanco Sur Esta sección comprende las estaciones gravimétricas ubicadas al sur de la Falla de Boconó (flanco surandino) (Figura 4.13 (b)), La profundidad obtenida de 20,98 km correspondientes a fuentes profundas asociadas a la discontinuidad de Conrad con indicadores de longitudes de onda que va desde k=(8,6x102 a 2,15x103) rad/ km, para fuentes intermedias relacionada a la profundidad de 9,05 km se tienen valores entre k=(2,58x103 a 5,16x103) rad/ km, vinculado a la discontinuidad presente en la corteza superior debido a cambios existentes en su litología y a la prolongación del basamento andino. Para fuentes someras se tienen valores entre k= (5,59x103 a 1,07x104) rad/ km, vinculadas a una profundidad de 4,45 km atribuidas a la profundidad del basamento de la Cuenca Barinas-Apure, la interfaz localizada a una profundidad de 1,42 km que va desde k= (1,12x104 a 3,22x104) rad/ km puede ser interpretada como ruido. 98 Analizando los resultados obtenidos se observa un espesor cortical del Bloque de Maracaibo relativamente menor al de la Placa Suramericana, además, se debe tomar en cuenta que solo parte del perfil ubicado hacia el flanco sur, muestra las primeras profundidades corticales vinculadas a la Placa Suramericana, algunos autores (46 km, Schmitz et al, 2002; 45 km, Schmitz et al, 2008) sugieren que esta corteza crece progresivamente hacia el Escudo de Guayana. También se observa que las profundidades del basamento de La Cuenca del Lago de Maracaibo con respecto a la Cuenca Barinas-Apure, se acerca mucho a resultados expuestos por autores que afirman una mayor profundidad del basamento para la Cuenca del Lago de Maracaibo (Audemard (1991), Colletta et al. (1997), Chacín et al. (2005), Arnaiz (2009)). Finalmente se muestra una tabla comparativa de los resultados obtenidos en esta investigación con resultados previos obtenido en la zona de estudio (Tabla 4.3). Figura 4.14 Espectro radial de potencia de anomalía de Bouguer. (a) Flanco Norte, (b) Flanco Sur Tabla 4.3 Comparación de profundidades de interfaces sobre área de estudio Trabajos Fuentes Prof. ( km) Muy profunda Profunda Modelo 2D Modelo 2D Flanco Norte Modelo 2D Flanco Sur 45,70 (Hermoso. 2015) Zona 3 (Pérez 2014) Perfil Sur (Pérez 2014) (Pérez 2014) Perfil Sur Perfil Sur Nor-Andino Sur-Andino 44,66 17,90 18,18 20,88 17,90 20,75 18,4 18,02 Intermedia 9,24 9,01 9,05 8,73 10,75 7,66 9,23 Superficial 5,01-3,98 4,28 4,45 5,02 3,98 4,88 5,76 Ruido 2,04 2,02 1,42 2,65 3,62 2,58 99 4.5 Deconvolución de Euler Para determinar los parámetros que mejor se ajustaban a las características geológicas, se realizaron una serie de pruebas para determinar el rango del índice estructural, el tamaño de ventana e índice de tolerancia que permitieran obtener un conjunto de soluciones más acorde con la realidad geológica presente. La deconvolución es controlada por el índice estructural (SI) que está relacionada con la estructura básica subyacente (SI = 0, indica placa delgada vertical; SI = 1, un cuerpo alargado y SI = 2, una fuente puntual (Thompson 1982; Reid et al. 1990). Resultando puntos de fuente agrupados que describen cuerpos cuya densidad contrasta con su entorno. Luego de una serie de pruebas para seleccionar los parámetros a introducir en el programa Oasis Montaj, donde los índices estructurales (SI) entre 0 a 2, fueron los más representativos a la respuesta gravimétrica, empleando un tamaño de ventana de 15 puntos (15 km) y un valor de tolerancia de T=3 para obtener un rango de soluciones confiables. Se generaron ocho diferentes mapas variando los índices estructurales en un factor de 0,2. Las soluciones expuestas en cada mapa de anomalía de Bouguer para cada solución, representan las estructuras responsables de la expresión gravimétrica del perfil (Figura 4.14). En la tabla 4.4 se resume los parámetros utilizados para generar cada mapa y el número de soluciones obtenidas para cada uno de ellos, junto con sus respectivos parámetros estadísticos. Tabla 4.4 Parámetros y soluciones de la Deconvolución de Euler. SI / T / WS Núm. de Sol Mín. (m) Max. (m) Media(m) Sd (m) 0 / 3 / 15 1569 4119.061 24454.037 11192.961 3083.079 0,2 / 3 / 15 1355 3070.414 27612.248 13864.380 4879.530 0,4 / 3 / 15 1415 3873.684 32029.310 15802.099 5714.877 0,6 / 3 / 15 1463 2882.109 36446.372 17733.424 6614.869 0,8 / 3 / 15 1541 1329.225 40863.434 19251.735 7783.816 1 / 3 / 15 1577 1683.139 44014.292 20722.433 8733.195 1.2 / 3 / 15 1572 2031.727 47981.015 21824.417 9388.270 1.4/ 3 / 15 1555 2409.877 49846.820 22742.408 9822.030 2/ 3 / 15 1462 3490.586 48962.990 25022.544 11088.640 100 La variación de índices estructurales en un factor de 0,2, permitió observar como las interfaces vinculadas a fuentes más profundas destacaban a medida que el índice estructural (SI) aumentaba de valor con lo cual se pudo asociar las profundidades observadas para cada mapa con una interface. Los puntos de color rojo fueron asignados a las profundidades menores a 5000 m para ser asociados a sedimentos Post-mioceno, los puntos de fuente color amarillo fueron asignados a profundidades comprendidas entre (5000–10000) m para ser asociados con el basamento de la Cuenca Barinas-Apure y profundidad de fallas secundarias, los puntos de fuente morados para profundidades de (10000–15000) m para tener indicios de la profundidad del Basamento de la Cuenca del Lago de Maracaibo y profundidad de fallas principales, los puntos azules claro para profundidades de (15000–30000) m para tener indicios sobre la profundidad de la Discontinuidad de Conrad y los puntos azul oscuro mayores a 30000 m para tener indicios de la Discontinuidad de Mohorovicic. El análisis de la deconvolución de Euler ha arrojado resultados que mantiene un alto grado de correlación con los valores obtenidos por medio del análisis espectral de los datos gravimétricos y con los trabajos realizados por otros autores sobre el área de estudio (Audemard (1991), Colletta et al. (1997), Chacín et al. (2005), Arnaiz (2009), Verrocchi (2011)). Existen distribuciones del grupo de datos del rango menor a 5000 m, aglomerados sobre el pie de Monte surandino y el Graben de Apure. Este grupo puede estar vinculado con las Fm del Cretácico superior que afloran sobre ella (La Luna, Colón, Mito Juan y Rio Negro) y la profundidad del basamento Jurásico del Graben de Apure. Las distribuciones de datos entre (5000–10000) m se observan sobre las fallas San Simón y Uribante hacia el suroeste de Mérida, en la zona de la Guajira sobre las ramificaciones de la Falla El Tigre en el flanco sur de La Sierra de Perijá y sobre la Fm Iglesias y el Bloque Sierra Nevada aflorando sobre el orógeno andino al noroeste de Mérida. También se observan los datos distribuidos uniformemente en aglomeraciones de forma uniforme sobre la Cuenca Barinas Apure por lo que podemos inferir que estos datos son indicativos de la profundidad del basamento de la misma. La aglomeración de datos en el rango de (10000–15000) m, son apreciadas sobre la Falla de Boconó y el Bloque Caparo en Los Andes de Mérida asociado al basamento andino Paleozoico, sobre el flanco sur de La Sierra de Perijá vinculado a su basamento, los valores mostrados a lo largo de la falla Piedemonte occidental del orógeno andino y distribuidos uniformemente sobre las cuencas de Maracaibo y Barinas-Apure a la discontinuidad presente entre ambas interfaces de la corteza superior debido a contrastes litológicos. Las aglomeraciones de los puntos azules para profundidades de (15000–30000) m se observan sobre las fallas del Flanco Norandino, indicando que en la Cuenca del Lago de Maracaibo el mayor 101 espesor sedimentario se ubica hacia Los Andes, dado que al llegar al Piedemonte se observa la mayor concentración de ellos. De manera general sobre la Cuenca del Lago de Maracaibo y hacia la zona sur del flanco surandino hacia la Cuenca Barinas-Apure se observan los puntos distribuidos de manera parcial sobre la zona, indicando la discontinuidad entre la corteza inferior y superior. La distribución de las aglomeraciones de puntos a su vez es diferente en ambas cuencas. La mayor densidad de puntos en la Cuenca del Lago de Maracaibo se encuentra hacia el mínimo gravimétrico de Los Andes observados en el mapa de anomalía de Bouguer indicando con ello la ubicación del depocentro de la cuenca y su mayor profundidad mientras que por otro lado la Cuenca BarinasApure muestra una distribución de puntos más uniforme sobre su área. Para Arnaiz et al. (2011), la flexión en la Cuenca Barinas Apure es generada principalmente por la carga andina, la flexión en el Bloque de Maracaibo no está controlada únicamente por Los Andes de Mérida, sino también por la distribución de otras cargas, de ahí por qué de la diferencia tan notable en la profundidad de ambas cuencas. Otra característica observable es que así como se puede apreciar la mayor aglomeración de puntos de la Cuenca del Lago de Maracaibo hacia el mínimo gravimétrico andino, las mayores aglomeraciones de la Cuenca Barinas-Apure son observadas hacia la zona sureste de la cuenca. Medina (2009) estimó la variación del espesor elástico a lo largo de la Cuenca BarinasApure entre 15 y 30 km, siendo mayor cerca del Escudo de Guayana. La aglomeración de puntos rojos vinculados a profundidades mayores a 30000 m, son observados hacia el sureste del mínimo gravimétrico de Los Andes de Mérida indicando interfaces profunda e intermedia, asociados a la discontinuidad de Mohorovicic y la presencia de un basamento igneo-metamorfico. La presencia de mayores aglomeraciones de puntos rojos hacia el flanco sur de la cadena andina puede ser indicativo que la profundidad del Moho es mayor en la Placa Suramericana con respecto al Bloque Maracaibo. 102 Figura 4.15 Mapas de profundidades de la Deconvolución de Euler. (a) Deconvolución de Euler SI=0/T=3/WS=20, (b) Deconvolución de Euler SI=0,4/T=3/WS=20, (c) Deconvolución de Euler SI=1/T=3/WS=20, (d) Deconvolución de Euler SI=1,4/T=3/WS=20, (e) Deconvolución de Euler SI=2/ T=3/ WS=20. 103 4.6 Análisis comparativo espectral de datos gravimétricos terrestres vs satelitales 4.6.1 Análisis de mapas gravimétricos terrestres y satelitales de Anomalía de Bouguer El mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) GIAME (Figura 4.15) muestra en el mapa de anomalía de Bouguer (Figura 4.15 (a)), la presencia de un mínimo gravimétrico con un valor aproximado de -160 mGal hacia el flanco norte de la cordillera andina con una orientación N45°O vinculado a la raíz gravimétrica de Los Andes, los valores gravimétricos observados sobre las cuencas de Maracaibo y Barinas-Apure están comprendidos en un rango (-80 a -40) mGal, vinculados a la conformación litoestratigrafíca de ambas cuencas, hacia el extremo norte sobre La Sierra de Perijá y la Guajira se observa una lectura mayor a -20 mGal que puede ser vinculado con la Placa Caribe subduciendo por debajo del Bloque Maracaibo, mientras que hacia el extremo sur del perfil los valores mayores a -40 mGal puede ser relacionados con corteza litosférica Suramericana. El perfil AB (Figura 4.15 (b)) muestra en el extremo izquierdo un valor gravimétrico mínimo cercano a 150 mGal vinculado a la raíz de Los Andes de Mérida y la flexión de la Cuenca del Lago de Maracaibo. Figura 4.16 Mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) GIAME. (a) Mapa de AB GIAME, (b) Perfil AB GIAME, (c) Histograma de AB GIAME. 104 El mínimo observado del extremo derecho de -60 mGal solo está relacionado a la Cuenca Barinas Apure, Además se pueden notar la presencia de tres anomalías residuales en el centro del perfil que puede ser relacionado con los Bloques Caparo, Sierra nevada y Cerro Azul sobre el orógeno andino. El histograma de frecuencia (Figura 4.15 (c)) muestra un comportamiento bimodal bastante marcado, un primer alto de frecuencia de -20 mGal se observa en el mapa en el extremo sur del perfil vinculado con la lectura gravimétrica de la Placa Suramericana. El segundo alto de frecuencias de -60 mGal se observa en el mapa distribuido sobre el Bloque Caparo en Los Andes limitado por la Falla de Boconó, sobre el flanco sur andino y hacia el flanco sur de La Sierra de Perijá. El histograma muestra un valor de media de -75,5 mGal que puede ser apreciado en el mapa sobre el perfil distribuido a lo largo de ambas cuencas. El mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) USB (Figura 4.16) muestra en su mapa de AB (Figura 4.16 (a)), el mínimo gravimétrico de Los Andes con una lectura de -160 mGal hacia el flanco norte de la cordillera andina idéntica a la lectura del mapa de AB GIAME (Figura 4.15 (a)), pero es apreciable la diferencia en la distribución de los valores de anomalía en ambos mapas, ya que el comportamiento de los contornos de AB de ambos es fácilmente diferenciable, el mínimo gravimétrico del mapa AB GIAME muestra el contorno de mínimo gravimétrico menores a -140 mGal de mayor amplitud que la distribución del mínimo gravimétrico del mapa AB USB cuyos contornos de AB sugieren la posibilidad de una estructura de raíz gravimétrica de Los Andes más delgada, también en el mapa AB USB es apreciable la presencia de un mínimo gravimétrico comprendido entre (-80 a -60) mGal limitado por el sistema de fallas del Pie de Monte Occidental que puede estar relacionado al basamento de la Cuenca Barinas-Apure. Los valores gravimétricos observados sobre las cuencas de Maracaibo y Barinas-Apure están comprendidos en un rango (-70 a -50) mGal, distribuidos de manera uniforme que sobre el mapa de AB GIAME, hacia el extremo norte sobre La Sierra de Perijá y la Guajira se observa una lectura mayor a -20 mGal pero hacia el extremo sur del perfil los valores de AB decaen con relación al mapa de AB GIAME a -20 mGal. El perfil AB (Figura 4.16 (b)) muestra en el extremo izquierdo, el mismo mínimo valor gravimétrico cercano a -150 mGal vinculado a la raíz gravimétrica de Los Andes y la flexión de la Cuenca del Lago de Maracaibo que se puede apreciar en el perfil de AB del GIAME, la diferencia entre ambos perfiles radica en que el perfil de AB USB el mínimo observado sobre el extremo derecho relacionado con el basamento de la Cuenca Barinas-Apure es de aproximadamente -95 mGal y que en general, la curva del perfil muestra un comportamiento más suavizado, con mayor tendencia hacia la componente regional del mapa por lo que son pocamente apreciable las 105 anomalías residuales generadas por las Fm presentes sobre el orógeno andino. El histograma de frecuencia AB USB (Figura 4.16 (c)) muestra un comportamiento bimodal mucho mejor diferenciado que el histograma de AB GIAME, pero con las mismas tendencias, un primer alto de frecuencia de -25 mGal vinculado con la Placa Suramericana y un segundo alto de frecuencias de -60 mGal idéntico ambos histogramas, la diferencia relacionada entre ambas con este valor es que en el mapa de AB USB el mismo corresponde a los valores distribuidos sobre el Bloque Caparo en Los Andes y sobre ambas cuencas. También, el valor de la media en ambos histogramas es muy cercano, solo diferentes por un valor ~ de 3 mGal, se puede decir que el mapa USB muestra valores más asociados a la tendencia regional de los cuerpos mientras que en el mapa AB GIAME se puede apreciar mejor las estructuras responsables de las anomalías residuales, hay que mencionar además que los datos gravimétricos de ambos mapas son de adquisición terrestre. Figura 4.17 Mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) USB. (a) Mapa de AB USB, (b) Perfil AB USB, (c) Histograma de AB USB. 106 El mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) EIGEN 6C4 (Figura 4.17) muestra en su mapa de AB (Figura 4.17 (a)), un mínimo gravimétrico en Los Andes con una lectura de -200 mGal, inferior a la lectura del mapa de AB GIAME (Figura 4.15 (a)) por ~40 mGal, la distribución del mínimo gravimétrico del mapa AB EIGEN 6C4 muestra contornos de AB muy amplios sugiriendo la posibilidad de que el basamento de la Cuenca del Lago de Maracaibo varia gradualmente su profundidad desde La Sierra de Perijá hasta el sistema de Fallas del Flanco Oriental de Los Andes, también en este mapa como en el mapa AB USB se puede distinguir un mínimo gravimétrico limitado por el sistema de fallas del Pie de Monte Occidental que puede estar relacionado al depocentro de la Cuenca Barinas-Apure con un valor marcado de -100 mGal. Los valores gravimétricos observados sobre las cuencas de Maracaibo y Barinas-Apure están comprendidos en un rango (-50 a 0) mGal, ya que la distribución de este rango de datos es muy marcada en este mapa sobre ambas cuencas sugiere una constitución litológica similar. Figura 4.18 Mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) EIGEN 6C4. (a) Mapa de AB EIGEN 6C4, (b) Perfil AB EIGEN 6C4, (c) Histograma de AB EIGEN 6C4. 107 El Bloque Caparo muestra valores en el rango de (100 a 350) mGal mientras que el Bloque Sierra Nevada los valores son superiores a 400 mGal llegando a mostrar valores de 600 mGal. El perfil AB (Figura 4.17 (b)) muestra en el extremo izquierdo, el mismo mínimo valor gravimétrico cercano a -150 mGal vinculado a la raíz gravimétrica de Los Andes y la flexión de la Cuenca del Lago de Maracaibo que muestran los perfiles de AB del GIAME y USB, el mínimo observado sobre el extremo derecho relacionado con el basamento de la Cuenca Barinas Apure es de aproximadamente -75 mGal, la curva del perfil muestra sobre el orógeno andino un valor muy alto de AB de ~230 mGal sobre el Bloque Caparo y dos anomalías bastantes apreciables hacia el flanco sur de la cadena andina que podrían estar asociadas a dos estructuras vinculadas con una ramificación de la Falla de Boconó y la Falla del Caparo respectivamente. Su histograma de frecuencia (Figura 4.17 (c)) muestra un comportamiento bimodal donde destaca la presencia de dos altos de frecuencia bastantes notables, el primero de -12,5 mGal vinculado con la Placa Suramericana y un segundo alto de frecuencias entre (-100 a -50) mGal asociado al basamento de ambas cuencas, se puede inferir de este mapa que muestra los contrastes más marcados para grandes estructuras. El mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) WGM2012 (Figura 4.18) muestra un mapa de AB (Figura 4.18 (a)) con un mínimo gravimétrico en Los Andes de -150 mGal, pero el comportamiento de la distribución de los contornos de AB de este mapa muestra contornos bastantes irregulares y no tan amplios, en muchas zonas incluso seccionado en varios sectores, sobre la zona de perfil el mínimo gravimétrico a pesar de mostrar ser muy irregular muestra tendencias bastantes amplias en la distribución de sus valores de AB. Los valores gravimétricos observados sobre las cuencas de Maracaibo y Barinas-Apure están comprendidos en un rango (-100 a -40) mGal, distribuidos de manera muy irregular en ambas cuencas mostrando con respecto a esta tendencia el mismo comportamiento. A lo largo de la Falla de Boconó se puede apreciar un comportamiento gravimétrico muy variable, a tal grado que se puede inferir que sobre el orógeno andino el mapa muestra una tendencia que se encuentra vinculada a la respuesta gravimétrica de las formaciones que afloran sobre la zona de estudio asociados a los Bloques Caparo y Sierra Nevada, hacia el extremo sur del perfil se puede apreciar en una zona bastante amplia un valor más marcado de gravimetría de -20 mGal y que puede ser vinculado a la corteza de la Placa Suramericana. La curva del perfil AB del modelo WGM2012 (Figura 4.18 (b)) muestra en el extremo izquierdo, el mínimo valor gravimétrico cercano a -150 mGal que ha sido ya vinculado a la raíz gravimétrica de Los Andes y a la flexión de la Cuenca del Lago de Maracaibo, el mínimo observado sobre el extremo derecho relacionado con el basamento de la Cuenca Barinas-Apure es de 108 aproximadamente -95 mGal similar al valor observado el perfil de AB USB (Figura 4.16 (b)). Sobre el orógeno andino se puede observar sobre la curva valores muy variables de altos y mínimos gravimétricos en valores que oscilan entre (-135 a -15) mGal asociados a las formaciones Bella Vista, Tostós, Iglesias, Mucuchachí, Caparo, El Horno, Rio Negro, Mito Juan, La Luna y La Quinta que se encuentran aflorando sobre el perfil. Su histograma de frecuencia (Figura 4.18 (c)) muestra un comportamiento bimodal diferenciado con dos altos de frecuencia, el primero muy marcado de -30 mGal vinculado con la Placa Suramericana y parte de las formaciones que afloran sobre Los Andes, mientras que el segundo alto de frecuencias de -90 mGal asociado al basamento de ambas cuencas, se puede inferir de este mapa que el mismo muestra los contrastes más diferenciados para las anomalías residuales debido a que las anomalías de gravedad WGM2012 se derivan de los modelos globales de gravedad de la Tierra disponibles como el modelo geopotencial EGM2008 y de un modelo de alta resolución topográfico. Figura 4.19 Mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) WGM2012. (a) Mapa de AB WGM2012, (b) Perfil AB WGM2012, (c) Histograma de AB WGM2012. 109 El mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) EGM2008 (Figura 4.19) muestra un mapa de AB (Figura 4.19 (a)) con un mínimo gravimétrico en Los Andes de -150 mGal, los valores gravimétricos observados sobre las cuencas de Maracaibo y Barinas-Apure están comprendidos en un rango de (-100 a 0) mGal, distribuidos de manera muy irregular en ambas cuenca, la zona de la Cuenca del Lago de Maracaibo sobre el perfil muestra valores con mayor tendencia hacia los valores mínimos gravimétricos entre (-100 a -60) mGal a diferencia de la Cuenca Barinas-Apure que el rango es más amplio ((-100 a 0) mGal). La curva del perfil AB del modelo EGM2008 (Figura 4.19 (b)) muestra en el extremo izquierdo, un mínimo valor gravimétrico cercano a -150 mGal, el mínimo observado sobre el extremo derecho es de aproximadamente -95 mGal, sobre el orógeno andino se puede observar sobre la curva valores muy variables de altos y mínimos gravimétricos en valores que oscilan entre (-120 a -30) mGal. Su histograma de frecuencia (Figura 4.19 (c)) muestra un comportamiento bimodal diferenciado con dos altos de frecuencia, el primero en -20 mGal vinculado con la Placa Suramericana y parte de las formaciones que afloran sobre Los Andes y el segundo de -80 mGal asociado al basamento de ambas cuencas y de Los Andes. Figura 4.20 Mosaico de Anomalía de Bouguer (AB) EGM2008. (a) Mapa de AB EGM2008, (b) Perfil AB EGM2008, (c) Histograma de AB EGM2008. 110 4.6.2 Análisis diferencial de mapas gravimétricos terrestres y satelitales de Anomalía de Bouguer El mosaico diferencial de AB GIAME-USB (Figura 4.20), muestra que la diferencia en mGal a lo largo de la mayor parte de todo el perfil en el mapa diferencial (Figura 4.20 (a)) está comprendida entre (-5 a 5) mGal, se puede observar sobre La Falla de Boconó un máximo de mínimo gravimétrico de (-20 a -30) mGal que podría ser asociado a la Fm Mucuchachí, sobre el Bloque Caparo y el flanco surandino se observan diferencias en el rango de (10 a 20) mGal, el Bloque Sierra Nevada presenta diferencias de ~50 mGal, en el centro de la Cuenca del Lago de Maracaibo y hacia el extremo sur del perfil sobre la Cuenca Barinas-Apure las diferencias gravimétricas están en el orden de (0 a -15) mGal. La escala gravimétrica del mapa muestra que las diferencias gravimétricas se encuentran en el rango de (-70 a 70) mGal para toda la región noroccidental de Venezuela. Analizando el perfil de diferencias gravimétricas (Figura 4.20 (d)) observamos que el valor máximo de mínimo gravimétrico es de -25 mGal, el valor máximo es 15 mGal, estos valores más altos de diferencia están sobre el orógeno andino, el valor de diferencia gravimétrica para la Cuenca del Lago de Maracaibo es de -15 mGal mientras que la Cuenca Barinas-Apure muestra una diferencia de -10 mGal, además, la curva del perfil muestra un comportamiento muy irregular, por lo que la tendencia de la diferencia gravimétrica a lo largo del perfil no es constante. El histograma de frecuencias (Figura 4.20 (b)) muestra un comportamiento bimodal muy cerrado, donde el rango diferencial para todos los datos sobre el perfil están delimitados entre (-25 a 15) mGal, el valor observado en la media es de -3,35 mGal y los valores más altos de frecuencia se observan para las estaciones cuyas diferencias gravimétricas son 1,5 mGal y -12 mGal. Del análisis espectral (Figura 4.20 (c)) se observa que en las longitudes de onda mayores al orden de 102, los valores de anomalía de Bouguer de los mapas de AB GIAME y USB tienen el mismo nivel de energía, luego ambos comienzan a diverger, los valores de AB USB disminuyen abruptamente hasta 10-4 mGal2, aumentan para las longitudes de onda muy cortas llegando al nivel de energía de 10-3 mGal2. Mientras, que los datos de AB del GIAME disminuyen suavemente hasta estabilizarse entre los niveles de energía de (10-1 a 10-2) mGal2, los valores de AB GIAME demuestran poseer valores más altos de energía para las longitudes de onda más corta que los valores de AB USB, en relación al diagrama de coherencia (Figura 4.20 (c)) para longitudes muy largas (103 y 102) ambos mapas son idénticos en una proporción mayor al 75 %, ya para las longitudes de longitudes cortas (101 y 100) el rango de coherencia de los valores de AB comparados se encuentra muy disperso. Ambos valores de AB muestran ser más coherentes para longitudes de onda más grandes. 111 Figura 4.21 Mosaico de diferencia de anomalía de Bouguer (∆AB) GIAME vs USB. (a) Mapas de ∆AB, (b) Histograma de ∆AB, (c) Gráficos de análisis espectral de coherencia, (d) Perfil ∆AB. 112 El mosaico diferencial de AB GIAME-EIGEN 6C4 (Figura 4.21) muestra que la diferencia en mGal, a lo largo de la mayor parte de todo el perfil en el mapa diferencial (Figura 4.21 (a)), está comprendida entre (-300 a 50) mGal, a lo largo de La Falla de Boconó un máximo de mínimo gravimétrico de (-150 a -300) mGal que podría ser asociado al basamento andino, sobre el Bloque Caparo las diferencias son de -350 mGal, el Bloque Sierra Nevada presenta la mayor diferencia con un máximo gravimétrico de hasta -500 mGal, la Cuenca del Lago de Maracaibo y la Cuenca Barinas-Apure muestran las diferencias gravimétricas más bajas entre (50 a -50) mGal. La escala gravimétrica del mapa muestra diferencias gravimétricas que se encuentran en el rango de (-700 a 50) mGal para toda la región noroccidental de Venezuela. Analizando el perfil de diferencias gravimétricas (Figura 4.21 (d)) observamos que el valor máximo de mínimo gravimétrico es de 300 mGal, el valor máximo es de 10 mGal, el máximo valor de diferencia gravimétrica se encuentra sobre el orógeno andino, el valor de diferencia gravimétrica para la Cuenca del Lago de Maracaibo es de -10 mGal mientras que la Cuenca Barinas-Apure muestra una diferencia de -50 mGal, la curva del perfil de diferencias muestra una tendencia muy suave con un alto pico de diferencia sobre Los Andes y algunas irregularidades hacia el flanco sur andino, denotando con esto que la tendencia de la diferencia gravimétrica a lo largo del perfil es de carácter más regional. El histograma de frecuencias (Figura 4.21 (b)) muestra un comportamiento modal muy definido, donde el rango diferencial para todos los datos sobre el perfil están delimitados entre (-300 a -10) mGal, el valor observado en la media es de -42 mGal aproximadamente, el valores más altos de frecuencia se observan para los datos vinculados a las Cuencas con un valor de -10 mGal. Del análisis espectral (Figura 4.21 (c)) se observa que para todo el rango de longitudes de onda, los valores de anomalía de Bouguer de los mapas de AB GIAME y EIGEN 6C4 mantienen el mismo nivel de energía, ambos disminuyen suavemente hasta estabilizarse entre los niveles de energía de (10-1 a 10-2) mGal2, Ambos valores de AB demuestran poseer valores iguales valores de energía en todo el espectro, en relación al diagrama de coherencia (Figura 4.21 (c)) para longitudes muy largas (103 y 102) du, ambos mapas son idénticos en una proporción menor al 25 %, para las longitudes de longitudes cortas (102 y 101) du el rango de coherencia de los valores de AB tiene puntos cercanos al 50% y 75%. Para las longitudes de longitudes cortas (101 y 100) du el rango de coherencia de los valores de AB comparados se encuentra muy disperso. Ambos valores de AB muestran coherencia para longitudes de onda intermedias. 113 Figura 4.22 Mosaico de diferencia de anomalía de Bouguer (∆AB) GIAME vs EIGEN 6C4. (a) Mapas de ∆AB, (b) Histograma de ∆AB, (c) Gráficos de análisis espectral de coherencia, (d) Perfil ∆AB. 114 El mosaico diferencial de AB GIAME-WGM2012 (Figura 4.22) muestra que la diferencia en mGal dominante, a lo largo del perfil en el mapa diferencial (Figura 4.22 (a) ) está comprendida entre (-20 a 20) mGal, se puede observar sobre la Falla de Boconó un máximo de mínimo gravimétrico de (-35 a -35) mGal que podría ser asociado a diversas formaciones (Mucuchachí, Tostós, Iglesias, Caparo, La Quinta como más destacables por su área) aflorando sobre el Bloque Caparo, Cerro Azul y Sierra Nevada, en el centro de la Cuenca del Lago de Maracaibo y hacia el extremo sur del perfil sobre la Cuenca Barinas-Apure las diferencias gravimétricas están en el orden de (0 a 17) mGal. La escala gravimétrica del mapa muestra que las diferencias gravimétricas se encuentran en el rango comprendido de (-120 a 160) mGal para toda la región noroccidental de Venezuela. Analizando el perfil de diferencias gravimétricas (Figura 4.22 (d)) observamos que el valor máximo de mínimo gravimétrico es de -37 mGal, el valor máximo es de 35 mGal, estos valores más altos de diferencia están sobre el orógeno andino, el valor más resaltante de diferencia gravimétrica para la Cuenca del Lago de Maracaibo es de 15 mGal mientras que para la Cuenca Barinas-Apure la diferencia es tan variable que existen diferencias gravimétricas en el rango entre (-15 a 17) mGal, la curva completa del perfil muestra un comportamiento muy irregular sobre el orógeno andino y la Cuenca Barinas Apure y más suavizada hacia la Cuenca del Lago de Maracaibo. El histograma de frecuencias (Figura 4.22 (b)) muestra un comportamiento modal, donde el rango diferencial para los datos sobre el perfil están entre (-40 a 40) mGal, el valor de la media es de 3,64 mGal y los valores más altos de frecuencia se observan para los datos vinculados a las cuencas en el rango comprendido de (0 a 10) mGal. Del análisis espectral (Figura 4.22 (c)) se observa que para longitudes de onda mayores al orden de 102 (km), los valores de anomalía de Bouguer de los mapas de AB GIAME y WGM2012 mantienen el mismo nivel de energía, en el rango de longitudes de onda (102 a 101) du ambos se separan, los valores de AB WGM2012 aumentan considerablemente con respecto a la tendencia mostrada por AB GIAME hasta 104 mGal2 y para las longitudes de onda corta menores a 10-1 estos valores se estabilizan en el rango de (10-2 a 10-3) mGal2. Los datos de AB del GIAME disminuyen suavemente hasta estabilizarse en (10-1 a 10-2) mGal2. En relación al diagrama de coherencia (Figura 4.22 (c)) para longitudes de onda (103 a 101) du se observa un nivel de coherencia mayor al 50 %, para las longitudes cortas el rango de coherencia de los valores de AB comparados se encuentra muy disperso. Ambos valores de AB muestran ser más coherentes a partir de longitudes de onda intermedias hacia las más altas. 115 Figura 4.23 Mosaico de diferencia de anomalía de Bouguer (∆AB) GIAME vs WGM2012. (a) Mapas de ∆AB, (b) Histograma de ∆AB, (c) Gráficos de análisis espectral de coherencia, (d) Perfil ∆AB. 116 El mosaico diferencial de AB GIAME-EGM2008 (Figura 4.23) muestra que la diferencia en mGal, a lo largo de la mayor parte de todo el perfil en el mapa diferencial (Figura 4.23 (a) ) está comprendida entre (-20 a 20) mGal, se puede observar sobre el orógeno andino un rango diferencial de (-60 a -20) mGal que podría ser asociado al basamento andino, sobre el Bloque Caparo y el flanco surandino se observan diferencias en el rango de (0 a 40) mGal, el Bloque Sierra Nevada presenta una diferencia en su máximo gravimétrico de (-200 a -80) mGal, la Cuenca del Lago de Maracaibo y la Cuenca Barinas-Apure presentan un rango de diferencias gravimétricas en el orden de (-20 a 20) mGal. La escala gravimétrica del mapa muestra que las diferencias gravimétricas se encuentran en el rango de (-200 a 120) mGal para la región noroccidental de Venezuela. Analizando el perfil de diferencias gravimétricas (Figura 4.23 (d)) se puede apreciar que el valor máximo de mínimo gravimétrico es de -40 mGal, el valor máximo es de 16 mGal, estos valores más altos de diferencia están sobre el orógeno andino, el valor de diferencia gravimétrica para la Cuenca del Lago de Maracaibo es de 10 mGal mientras que la Cuenca Barinas-Apure muestra valores muy dispersos entre (14 a -16) mGal, la curva del perfil muestra un comportamiento muy irregular sobre la zona de Los Andes de Mérida y hacia el flanco sur de la cadena montañosa, mientras que la tendencia de la curva de diferencias hacia la Cuenca del Lago de Maracaibo es más suavizada. El histograma de frecuencias (Figura 4.23 (b)) muestra un comportamiento modal muy definido, el rango diferencial para los datos sobre el perfil están delimitados entre (-40 a 20) mGal, el valor observado en la media es de -2,53 mGal y el valor más alto de frecuencia se observa para las estaciones de 4 mGal. Del análisis espectral (Figura 4.23 (c)) se observa que en las longitudes de onda mayores al orden de 102 du, los valores de anomalía de Bouguer de los mapas de AB GIAME y EGM2008 tienen el mismo nivel de energía, en el rango de longitudes de onda (102 a 101) du ambos se separan, los valores de AB EGM2008 aumentan considerablemente con respecto a la tendencia mostrada por AB GIAME hasta 103 mGal2 mientras que los datos AB GIAME decaen hasta el rango de (10-2 a 10-1) mGal2. Para las longitudes de onda corta menores a 10-1 los datos del EGM2008 decaen linealmente hasta el rango de (10-3 a 10-4) mGal2, por otra parte, los datos de AB GIAME disminuyen hasta los niveles de energía de (10-1 a 10-2) mGal2. En relación al diagrama de coherencia (Figura 4.23 (c)) para longitudes de onda (103 a 101) du se observa un nivel de coherencia mayor al 50 %, para las longitudes cortas el rango de coherencia de los valores de AB comparados se encuentra muy disperso. Ambos valores de AB muestran ser más coherentes a partir de longitudes de onda intermedias hacia las más altas, de manera similar con lo observado en el diagrama de coherencia anterior (Figura 4.22 (c)). 117 Figura 4.24 Mosaico de diferencia de anomalía de Bouguer (∆AB) GIAME vs EGM2008. (a) Mapas de ∆AB, (b) Histograma de ∆AB, (c) Gráficos de análisis espectral de coherencia, (d) Perfil ∆AB. 118 4.6.3 Análisis de Correlación entre perfiles de Anomalía de Bouguer (AB) de Mapas gravimétricos terrestres y satelitales Además de los análisis diferenciales, espectrales y de coherencia realizados anteriormente, fueron realizaron análisis de correlación de los perfiles de AB de los modelos USB, EIGEN 6C4, WGM2012 y EGM2008 con relación al perfil de AB GIAME, esto fue realizado con la finalidad de obtener el coeficiente de correlación para medir la relación lineal entre los perfiles. Cabe recordar que todos los perfiles de AB, fueron generados a partir de los datos extraídos de diferentes grids realizados con los datos de todos los modelos, con las mismas dimensiones de ventana espacial e igual tasa de re-muestreo, estos datos fueron obtenidos sobre el perfil del modelado con una separación de 0,5 km entre cada uno de ellos, de manera que los análisis que han sido generados para este estudio fueron comparados punto a punto. El análisis de Correlación nos permitió estudiar la relación lineal entre los valores de AB por medio del coeficiente de correlación, después de generar una rutina en Matlab que contenía la función de correlación, fueron ploteados los perfiles de AB del GIAME con respecto a los perfiles de AB de los modelos USB, EIGEN 6C4, WGM2012 y EGM2008 junto con la diferencia entre ambas curvas para observar las zonas donde los perfiles no coincidían (Figura 4.24). Los resultados obtenidos se muestran en la tabla 4.4. Tabla 4.5 Análisis de Correlación entre perfiles de Anomalía de Bouguer Perfiles Cof. Correlación GIAME vs USB 0,9782326 GIAME vs EIGEN 6C4 0,41128981 GIAME vs WGM2012 0,94641337 GIAME vs EGM2008 0,95263419 Los valores obtenidos reflejan que la tasa más alta de coeficientes de correlación entre los valores de anomalía de Bouguer son más altos, para los datos de procedencia terrestres (GIAME vs USB). Muy seguido de este valor alto de correlación están los valores correspondientes a la comparación del perfil terrestre GIAME vs EGM2008 y GIAME vs WGM2012, esto puede explicarse debido a que ambos modelos geopotenciales disponen de un modelo de alta resolución topográfico, que consideran la aportación de la mayoría de las masas superficiales, este factor puede mejorar considerablemente el nivel de exactitud. Con una diferencia muy considerable, se encuentra por debajo los resultados entre GIAME vs EIGEN 6C4, pero, hay que mencionar que los valores de diferencia de AB del modelo EIGEN 6C4 sobre la zona de Los Andes fueron los que mostraron las 119 Figura 4.25 Correlación de perfiles de anomalía de Bouguer (AB) ubicados a lo largo del perfil del modelado gravimétrico. (a) GIAME vs USB, (b) GIAME vs EIGEN 6C4, (c) GIAME vs WGM2012, (d) GIAME vs EGM08. 120 mayores diferencias de anomalía de Bouguer, durante la elaboración de este trabajo, se obtuvo información de que la página Web de la cual fueron descargados los datos, presenta errores, por lo cual el archivo con el que fue elaborado el grid genera lecturas tan anómalas. En la figura 4.25 (b) se muestra el comportamiento de los perfiles de AB a lo largo de la zona de estudio, se puede observar como los modelos geopotenciales son más afectados en la cadena montañosa, manteniendo sobre las cuencas valores más cercanos con los procedentes de datos terrestre (Figura 4.25 (c), quizás los modelos EGM2008 y WGM2012 no se ven afectados en un grado tan alto como el modelo del EIGEN 6C4 por incluir el modelo de alta resolución topográfico. De los modelos satelitales estudiados, el que mostró los valores más exactos, fue el modelo EGM2008. Figura 4.26 Comparación de tendencias de perfiles de Anomalía de Bouguer de Mapas gravimétricos terrestres y satelitales. (a) Mapa de ubicación del perfil del modelado gravimétrico, (b) Perfiles de correlación de AB, (c) Perfiles de diferencia de AB. 121 4.7 Modelo Gravimétrico Cortical 2D Durante el proceso de ajuste del modelo, fue necesario variar el valor de densidades asignadas a cada cuerpo con la finalidad de lograr el mejor ajuste entre el valor de AB observado por el modelo (Datos de AB introducidos al modelo), con respecto al perfil de AB calculado por el mismo (Efecto de la gravedad generados por las estructuras del modelo). Las densidades finales asignadas a los cuerpos geológicos que componen el modelo se resume en la tabla 4.6. Tabla 4.6 Tabla de densidades asignadas a los cuerpos geológicos del modelo Cuerpo Geológico ρ (gr/cm3) Densidad de Bouguer 2,67 Agua Oceánica 1.03 Manto Astenosférico 3.26-3.39 Manto Litosférico Caribe 3.14–3.34 Corteza Oceánica Caribe 2.95–3.18 Manto Litosférico 3.17–3.27 Corteza Inferior Placa Suramericana 2.81–2.88 Corteza Superior Placa Suramericana 2.70–2.76 Basamento Bloque Sta. Marta 2.8 Basamento Sierra de Perijá 2.74 Basamento de la Cuenca del Lago de Maracaibo 2.72 Basamento Cuenca de Los Andes de Mérida 2.71-2.74 Basamento de la Cuenca Barinas-Apure 2.73 Sedimentos Jurásicos 2.51 Sedimentos Cretáceo-Mioceno 2.45-2.51 Sedimentos Mioceno-Presente 2.20–2.4 Graben de Apure 2.6-2.65 Graben de Mantecal 2.6 Tomando en consideración los trabajos previos realizados en la zona de estudio, se procedió a construir cada aspecto del modelo cortical tomando en cuenta las siguientes consideraciones. La estructura de la Placa Caribe es tomada de los trabajos de Van der Hilst y Mann (1994), Cortéz y Angelier (2005) y Sanchez y Palma (2014), que proponen el slab de subducción de la Placa Caribe por debajo de la Placa Suramericana y el Bloque Maracaibo, extendiéndose desde el norte de Colombia hacia la zona del nido Bucaramanga, ubicado debajo del borde sur del Bloque de Maracaibo. donde la losa se inclina aproximadamente 15° y el ángulo de inclinación aumenta hasta 20° a profundidades superiores a los 100 km. El límite de la discontinuidad de Mohorovicic fue establecido, tomado de referencia los trabajos de Niu et al. (2007) y Schmitz et al. (2008), Saavedra (2015), Pinto (2015). 122 La estructura cortical entre las cadenas montañosas de Santa Marta (Colombia), La Sierra de Perijá (Limite Colombia-Venezuela) y Los Andes de Mérida (Venezuela), vinculadas a la subducción de la Placa Caribe y su interacción con el Bloque Maracaibo y La Placa Suramericana, está basada en los trabajos de Kellogg y Bonini (1982), Audemard (1991), Audemard y Audemard (2002) y Cediel et al. (2003). La estructura de las cortezas superior e inferior junto con las interfaces de la discontinuidades de Mohorovicic y de Conrad entre las Cuencas del Lago de Maracaibo, Los Andes de Mérida y la Cuenca Barinas Apure, fue realizada tomando como referencia, los modelos corticales gravimétricos de Henriques (2004), Chacín et al. (2005) y Arnaiz (2009). El Bloque Triangular de Maracaibo fue diseñado como un orógeno flotante con subducción incipiente en dirección NO con una delaminación de la corteza de Maracaibo sobre el escudo sudamericano y donde la discontinuidad de Conrad actúa como la principal superficie de despegue tal como indican Audemard y Audemard (2002), La principal evidencia tomada en cuenta para la subducción NO proviene de la consideración de la diferencia de espesores corticales entre la relativamente delgada corteza de la Cuenca del Lago de Maracaibo (29 km, (Padrón y Izarra 1996) y el Escudo de Guyana (46 km, Schmitz et al, 2002; 45 km, Schmitz et al, 2008). En el diseño de la estructural del Bloque Maracaibo se tomó en consideración el modelo estructural de Yoris y Ostos (1997), que establecen el orógeno flotante del Bloque Maracaibo flanqueado con la Placa Caribe hacia el NO por un subducción del tipo B, mientras que hacia el SE, se encuentra flanqueado con la Placa Suramericana por una subducción del tipo A. A partir del estudio de Escobar. y Rodríguez. (1995) que justificaba el descentrado mínimo gravimétrico respecto a la topografía andina con la presencia de una raíz litosférica desplazada y del estudio de Hospers y Van Wijnen (1959) los cuales sugieren que el mínimo gravimétrico no está ubicado debajo de la cadena montañosa, sino desplazado hacia el Noroeste, se diseñó la estructura cortical de Los Andes de Mérida basados en el modelo de Monod et al. (2010). La sección del orógeno de Los Andes de Mérida se diseñó con una estructura de flor positiva, tal como lo describen Colletta et al. (1997) y Audemard y Audemard (2002) entre otros; también describen la subducción incipiente tipo A. Debido a observaciones, que sugieren un carácter asimétrico para la configuración estructural andina (Hospers y Van Wijnen (1958), Macellari (1982) y Monod et al. (2010), El diseño de la flor positiva se realizó de forma asimétrica tomando en cuenta la ubicación de las fallas en superficie y los sismos ocurridos en el sitio donde el corrimiento frontal del flanco noroccidental no posee un equivalente de la misma magnitud en el flanco suroriental de la cordillera. debido a que las cuencas antepaís del Cenozoico que rodea Los Andes de Mérida poseen niveles de subducción diferentes. La estructura cortical de La Sierra de Perijá fue generada basado en 123 el modelo Audemard y Audemard (2002) y las secciones sísmicas de (Sanchez et al. 2008), el diseño integrado del Bloque Santa Marta, la Cuenca Cesar Rancherías y Sierra de Perijá fue tomada de la sección estructural de Chicangana et al. (2011). Los flancos Norte y Sur de Los Andes de Mérida y el Flanco sur de La Sierra de Perijá fueron realizados a partir de las secciones sísmicas de Duerto et al. (2006). Las Cuencas de Maracaibo y de Barinas-Apure se diseñaron como cuencas de flexión tal como indican Henriques (2004), Chacín et al. (2005) y Arnaiz (2009). Además sugieren que debido a la carga producida por la cadena andina, la Cuenca del Lago de Maracaibo es más profunda debido a que sus dimensiones laterales son más pequeñas. La profundidad del basamento y el espesor de sedimentos de la Cuenca Barinas-Apure fue diseñado a partir de secciones sísmicas de González (2009) y Santiago et al. (2014). Mientras que la profundidad del basamento y el espesor de sedimentos de la Cuenca del Lago de Maracaibo fue diseñado a partir de secciones sísmicas de Mann et al. (2006). Los Grábenes de Apure y Mantecal se diseñaron partiendo de los trabajos de González (2009) y Arnaiz (2009). A partir del modelo geológico construido con la información obtenida de la geología descrita por Hackley et al. (2006) para la zona de estudio, se identificaron y generaron los cuerpos referentes a las formaciones geológicas que afloran a lo largo del perfil. Los mapas de anomalía de Bouguer observada, anomalía de Bouguer calculada y de anomalía diferencial del modelo gravimétrico generados en el IGMAS. Se puede observar en el área central de la zona, el mínimo gravimétrico del orógeno andino con un valor de 150 mGal, sobre Los Andes de Mérida se observa una lectura de -100 mGal aproximadamente, vinculado al basamento andino, hacia la zona de la Cuenca del Lago de Maracaibo el valor de anomalía está en el rango de (-125 a -75) mGal, vinculado a la profundidad de su basamento y del espesor de su sedimento, sobre la zona de la Cuenca BarinasApure el valor de AB está en el rango de (-75 a -50) mGal. Valores que están por encima de -25 mGal son relacionados con la Placa Suramericana, el mapa de diferencia de AB muestra que la diferencia entre ambos mapas comparados es menor a 10 mGal (figura 4.26). Finalmente, se muestra un modelo gravimétrico cortical 2D de la zona noroccidental del continente Suramericano (Figura 4.27, Figura 4.28, Figura 4.29), realizado con datos integrales GIAME y el modelo geopotencial EGM2008, el cual fue seleccionado para complementar el perfil del modelo gravimétrico por haber mostrado los mejores valores de coherencia y correlación con respecto a los valores terrestres del proyecto GIAME, La Figura 4.30 y Figura 4.31 muestran el ajuste del modelo cortical con solo los datos terrestres GIAME para la región noroccidental de Venezuela, la Figura 4.32 muestra detalles del 124 modelo a una escala de 50 km de profundidad donde de destacan las estructuras geológicas a mayor detalle con algunos de los datos complementarios empleados para el diseño del modelo. Cabe destacar que el modelo gravimétrico cortical está basado en el modelo del orógeno flotante y en él, se observa una subducción incipiente en dirección NO en la cual se observa la Placa Caribe subduciendo por debajo del Bloque Maracaibo y la Placa Suramericana, un Bloque Maracaibo limitado al NO por una subducción tipo B con la Placa Caribe y al SE por una subducción tipo A con la Placa Suramericana donde, la Placa Suramericana subduce bajo el Bloque Maracaibo por ser más densa. La discontinuidad de Conrad actúa como la principal superficie de despegue en la que la corteza superior del Bloque de Maracaibo, posee un retrocorrimiento cortical más pronunciado hacia el sureste, producto de la carga del Bloque Maracaibo en la que Los Andes de Mérida funcionan como una cuña de apilamiento de corteza frágil, La Sierra de Perijá se presenta como un pliegue tipo anticlinal asociado a la propagación de la falla principal. El basamento de la Cuenca del Lago de Maracaibo se observa más profunda (~10 km) que la Cuenca Barinas-Apure (~5 km) debido a evidencias de que el Bloque posee un espesor elástico considerablemente menor al de la Placa Suramericana. Por último, Los Andes de Mérida se presentan como una cadena asimétrica que posee una estructura de flor positiva y cuya raíz cortical se encuentra desplazada hacia el NO. El ajuste del modelo es bueno (Grado de correlación de 0,99) en las zonas referentes a la Cuenca Barinas-Apure, la Cuenca del Lago de Maracaibo, flanco sur de Los Andes de Mérida y flanco sur de La Sierra de Perijá, sobre el orógeno andino de observa buen ajuste con pequeñas diferencias cercanas a 10 mGal para las formaciones del Cretácico tardío como La Luna, Rio Negro, Mito Juan; finalmente el ajuste decae en un rango entre 5-10 mGal sobre el flanco sur de Los Andes de Mérida, esto puede ser ocasionado posiblemente a la baja densidad de datos que a su vez causa problemas de interpolación del grid. También podría ser ocasionado por la actividad tectónica y estructural de la zona debido a la cercanía a La Falla de Boconó, el desplazamiento de la raíz cortical del orógeno andino o por ser la zona retrocorrimiento cortical más pronunciado hacia el sureste, producto de la carga del Bloque Maracaibo. Después de generar un modelo gravimétrico cortical 2D, los resultados muestran un modelo gravimétrico cortical en la que la discontinuidad de Mohorovicic para la Placa Suramericana se encuentra a una profundidad que varía de 40 a 45 km a lo largo del perfil en dirección NO, en la subducción tipo A en el orógeno de Los Andes se encuentra a ~50 km y en el Bloque Maracaibo el limite varia de 33 km a 40 km a lo largo del perfil en dirección NO. La discontinuidad de Conrad para la Placa Suramericana se encuentra a una profundidad que varía de 21 km a 45 km en dirección NO, en el orógeno de Los Andes se encuentra a 50 km y en el Bloque Maracaibo varia de 40 km a 33 km en dirección NO. El espesor cortical de la Cuenca del Lago 125 de Maracaibo se encuentra aproximadamente entre 9-10 km mientras que el espesor cortical de la Cuenca Barinas-Apure esta entre 4-5 km. El contacto Placa Suramericana-Bloque Maracaibo muestra una subducción tipo A con dirección NO donde el Bloque Maracaibo suprayace la Placa Suramericana y se observa una subducción tipo B con buzamiento de ~25° de la Placa Caribe por debajo de la Placa Suramericana. El rango de profundidad del espesor de los cuerpos sedimentarios de la Cuenca del Lago de Maracaibo se presenta en la tabla 4.7. Tabla 4.7 Rango de profundidad de cuerpos sedimentarios de la Cuenca del Lago de Maracaibo Cuerpo Sedimentario (m) Basamento de la Cuenca del Lago de Maracaibo (Base de sedimentos Jurásico) 10.000 (± 500) Sedimentos (Jurásicos – Cretácico inferior) 10.000 (± 500) – 8.000 (± 200) Sedimentos (Cretáceo inferior - Cretáceo superior) 8.000 (± 200) – 7.000 (± 200) Sedimentos (Cretáceo superior –Paleoceno) 7.000 (± 200) – 6.000 (± 300) Sedimentos (Cretáceo superior –Eoceno) 7.000 (± 200) – 5.000 (± 200) Sedimentos (Paleoceno- Eoceno) 6.000 (± 300) – 5.000 (± 200) Sedimentos (Eoceno – Mioceno inferior) 5.000 (± 200) – 4.000 (± 400) Sedimentos (Mioceno inferior -Mioceno superior) 4.000 (± 400)– 3.000 (± 800) Sedimentos (Mioceno superior –Plioceno) 3.000 (± 800) – 2.000 (± 800) Sedimentos (Plioceno- Cuaternario) 2.000 (± 800)– 1.000 (± 500) Sedimentos (Cuaternario –Presente) 1.000 (± 500) – 0 El rango de profundidad del espesor de los cuerpos sedimentarios de la Cuenca Barinas-Apure se presenta en la tabla 4.8. Tabla 4.8 Rango de profundidad de cuerpos sedimentarios de la Cuenca Barinas-Apure Cuerpo Sedimentario (m) Basamento de la Cuenca Barinas-Apure (Base de sedimentos Cretácico) 4.000 (± 500) Sedimentos (Jurásicos (Grábenes Apure y Mantecal)) – Cretácico) 4.000 (± 1000) –4.000 (± 500) Sedimentos (Cretácico– Eoceno) 4.000 (± 500) – 4.000 (± 500) Sedimentos (Cretácico–Oligoceno) 4.000 (± 500) – 3.000 (± 500) Sedimentos (Eoceno–Oligoceno) 4.000 (± 500) – 3.000 (± 500) Sedimentos (Eoceno - Mioceno) 4.000 (± 500) – 2.000 (± 700) Sedimentos (Oligoceno - Mioceno) 3.000 (± 500) – 2.000 (± 700) Sedimentos (Mioceno– Cuaternario) 2.000 (± 700) – 1.000 (± 700) Sedimentos (Cuaternario –Presente) 1.000 (± 700) – 0 126 Figura 4.27 Mapas y curvas de anomalía de Bouguer (AB) generados a partir del Modelo gravimétrico cortical 2D del Perfil Sur del Proyecto GIAME. (a) AB observada, (b) AB calculada, (c) Diferencia entre AB observada y calculada, (d) Curvas de AB del modelo gravimétrico: AB observada, AB calculada y diferencia entre ellas 127 0 200 400 600 800 1000 1200 Figura 4.28 Modelo gravimétrico cortical 2D Perfil Sur Proyecto GIAME, ubicado en la región noroccidental del continente Suramericano, realizado con datos gravimétricos integrados (GIAME-EGM2008). (a) Ubicación regional del modelo gravimétrico. (b) Curvas de Anomalía de Bouguer integrada (Observada vs obtenida del modelo y residual). (c) Modelo gravimétrico Cortical 2D. 128 Figura 4.29 Vista transversal 3D del Modelo gravimétrico cortical 2D Perfil Sur Proyecto GIAME ubicado en la región noroccidental del continente Suramericano, sobre el perfil gravimétrico integral (GIAME-EGM2008). (a) Modelo gravimétrico cortical 2D Perfil Sur Proyecto GIAME, (b) Ubicación regional. 129 0 200 400 600 800 1000 1200 0 200 400 600 800 1000 1200 Figura 4.30 Modelo gravimétrico cortical 2D ubicado en la región noroccidental del continente Suramericano, realizado a lo largo del Perfil Sur del Proyecto GIAME. (a) Constrains empleados, (b) Densidades del modelo cortical. 130 350 400 450 500 550 600 650 700 750 800 Figura 4.31 Modelo gravimétrico cortical 2D del Perfil Sur del Proyecto GIAME ubicado en la región noroccidental de Venezuela, (a) Ubicación regional, (b) Curvas de Anomalía de Bouguer (Observada vs obtenida del modelo y residual). (c) Modelo gravimétrico Cortical 2D. 131 Figura 4.32 Modelo gravimétrico cortical 2D del Perfil Sur del Proyecto GIAME ubicado en la región noroccidental de Venezuela, vista transversal 3D sobre el Perfil Sur del proyecto GIAME. (a) Modelo gravimétrico cortical 2D Perfil Sur Proyecto GIAME, (b) Ubicación regional. 132 Figura 4.33 Modelos gravimétricos corticales 2D obtenidos a lo largo del perfil de la zona de estudio. (a) Sección estructural Sierra de Perijá- Bloque Sta. Marta, (b) Sección estructural de la Cuenca del Lago de Maracaibo, (c) Sección estructural de Los Andes de Mérida, (d) Sección estructural de La Cuenca Barinas-Apure. 133 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES El modelo gravimétrico realizado se adapta al modelo del orógeno flotante (Audemard y Audemard (2002)). En él se muestra la Placa Caribe subduciendo por debajo del Bloque Maracaibo y la Placa Suramericana, el Bloque Maracaibo se encuentra limitado al NO por una subducción tipo B con la Placa Caribe y al SE por una subducción tipo A con la Placa Suramericana donde, la Placa Suramericana subduce bajo el Bloque Maracaibo por ser más densa. La discontinuidad de Conrad actúa como la principal superficie de despegue, en la que la corteza superior del Bloque de Maracaibo posee un retrocorrimiento cortical más pronunciado hacia el sureste, producto de la carga del Bloque Maracaibo en la que Los Andes de Mérida funcionan como una cuña de apilamiento de corteza frágil. La Sierra de Perijá es un pliegue tipo anticlinal asociado a la propagación de la falla principal. El basamento de la Cuenca del Lago de Maracaibo es más profundo (~10 km) que la Cuenca Barinas-Apure (~5 km). Los Andes de Mérida son una cadena montañosa asimétrica que posee una estructura de flor positiva y cuya raíz cortical se encuentra desplazada hacia el NO. El modelo sugiere además, que el sistema de compensación posee carácter regional, en la cual la flexión de la Placa Suramericana es producida por la carga orogénica de Los Andes de Mérida y la Cuenca Barinas-Apure, mientras que la flexión del Bloque de Maracaibo es producido por la subducción tipo A con la Placa Suramericana y por la gran carga sedimentaria que soporta. La discontinuidad de Mohorovicic es mayor en la Placa Suramericana. La discontinuidad de Mohorovicic para la Placa Suramericana, se encuentra a una profundidad que varía de 40 km a 47 km a lo largo del perfil en dirección NO, con respecto al Bloque Maracaibo donde el limite varia de 35 km a 40 km a lo largo del perfil en dirección NO, lo cual sugiere que la discontinuidad de Mohorovicic es mayor en la Placa Suramericana. La profundidad del Basamento de La Cuenca del Lago de Maracaibo es mayor que el basamento de La Cuenca Barinas-Apure. El espesor cortical de la Cuenca del Lago de Maracaibo que se encuentra a aproximadamente entre (9 y 10) km en comparación con el espesor cortical de la Cuenca Barinas-Apure que esta entre (4 y 5) km, sugiere una diferencia del aporte sedimentario en cada una de ellas, proveniente de las cadenas montañosas que las rodean, responsable de que el basamento del Lago de Maracaibo sea más profundo que el basamento de la Cuenca Barinas-Apure. 134 Las variaciones del espesor cortical del Bloque de Maracaibo es relativamente menor al de la Placa Suramericana. Los resultados obtenidos del Análisis espectral del espectro de frecuencia muestran que ((17,90 a 18,18) km en el Bloque Maracaibo versus ~20,88 km en la Placa Suramericana), sugiriendo que esta corteza se engrosa progresivamente hacia el escudo de Guayana. Las profundidades obtenidas para el basamento de la Cuenca del Lago de Maracaibo (9,24 km) con respecto a la Cuenca BarinasApure (4,28 km), afirman una mayor profundidad del basamento para la Cuenca del Lago de Maracaibo y una mayor carga sedimentaria. El espesor sedimentario de la Cuenca del Lago de Maracaibo aumenta hacia Los Andes donde se ubica el depocentro de la cuenca contrario a la Cuenca Barinas-Apure. El análisis de los resultados de la deconvolución de Euler revelan que el espesor sedimentario de la Cuenca del Lago de Maracaibo aumenta hacia Los Andes donde se ubica el depocentro de la cuenca y su mayor profundidad, contrario a lo observado sobre la Cuenca Barinas-Apure en el que la distribución de sedimentos es más uniforme sobre su área. El mapa de Anomalía de Bouguer y el modelo gravimétrico indican una fuerte tendencia asimétrica a lo largo de la Cordillera de Los Andes. Esta tendencia asimétrica que ya ha sido descrita por Bucher (1952) muestra un comportamiento definido principalmente por estructuras de gran complejidad tectónica y geológica, además la existencia de un mínimo gravimétrico absoluto con dirección NE-SO sobre el flanco norte del sistema Andes de Mérida, podría ser causado por la carga sedimentaria de la Cuenca del Lago de Maracaibo, el desplazamiento de la raíz cortical de Los Andes por eventos tectónicos debido a la interacción de la Placa Caribe con el Bloque de Maracaibo o como la suma de la respuesta gravimétrica del depocentro de la Cuenca del Lago de Maracaibo y la raíz cortical de Los Andes. Los mínimos valores de gravedad del noroccidente de Venezuela están ubicados sobre la cordillera andina orientados en dirección NE-SO sobre la Falla de Boconó. El mapa de gravedad observada, muestra que los mínimos valores de gravedad del noroccidente de Venezuela están ubicados sobre la cordillera andina de Los Andes de Mérida, mientras que los mayores valores de gravedad se encuentran sobre las zonas de las Cuencas de Maracaibo y piedemonte y flanco sur de La Sierra de Perijá. 135 El mejor modelo geopotencial que mejor se ajusta al noroccidente de Venezuela es el EGM2008. La comparación de los modelos geopotenciales, EIGEN 6C4, WGM2012 y EGM2008 con respecto a los datos de GIAME, arrojo resultados que reflejan que los valores de anomalía de Bouguer de procedencia terrestres tienen un nivel mayor de resolución espectral y espacial con respecto a los datos satelitales. Sin embargo, se observó que los modelos geopotenciales que disponen de un modelo de alta resolución topográfico, poseen un nivel de exactitud y precisión muy cercano a los datos terrestres debido a este factor por una diferencia muy considerable, por lo que es recomendable para complementar información gravimétrica en lugares donde no se disponga de datos, emplear este tipo de modelos geopotenciales Se sugiere complementar el modelo, con las investigaciones posteriores provenientes de otros métodos geofísicos que serán empleados en la zona de estudio en el marco del proyecto GIAME, Además, se sugiere ampliar los datos terrestres de la zona de estudio con datos gravimétricos marinos adquiridos sobre el Lago de Maracaibo, además se recomienda realizar análisis de coherencia y correlación que permitan determinar el modelo geopotencial más adecuado, para ser usado sobe el área de estudio y cuya respuesta gravimétrica no se afectada sobre el orógeno andino. Se recomienda realizar modelos corticales sobre el orógeno andino en dirección NE-SO a lo largo del Sistema de Fallas de Boconó. Empleando la información recopilada en el estudio y los modelos gravimétricos corticales del proyecto GIAME (Perfil Andes Norte, Perfil Burro Negro y Perfil Andes Central y Perfil Sur) se recomienda realizar el modelo 3D para la región noroccidental de Venezuela. 136 REFERENCIAS (IUGS), I. C. o. S. (2013). "The ICS International Chronostratigraphic Chart". C. C. c. codes. Ambrosio, R. (2007). " Geoestadística: Una herramienta para la interpretación de datos geocientíficos.". IX Congreso Geológico Venezolano. Caracas. Arnaiz, M.y F. Audemard. (2014). "Variations in elastic thickness and flexure of the Maracaibo block." Journal of African Earth Sciences,Vol. 56, p. 251-264. Arnaiz, M. S. (2009). "Modelado gravimétrico cortical de la zona noroccidental de Venezuela". (Tesis de grado), Universidad Central de Venezuela Caracas, U.C.V, 136 p. Arnaiz, M. S.I. 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