nº 38 diciembre 2005 - Biblioteca - Universidad Central de Venezuela

ISSN 0435-5601
GEOS
Nº 38
DICIEMBRE 2005
Contenido
Págs.
I Jornadas venezolanas de geología de rocas ígneas
y metamórficas. UCV. Escuela de Geología, Minas y
Geofísica. Caracas 25 y 26 de noviembre 2005
2 - 54
I Simposio de estratotipos de Venezuela. ULA, Mérida,
Julio de 2005
56.-.76
Temas de Vargas. Trabajos de la UPEL. Instituto Pedagógico
de Caracas, Dpto. de Ciencias de la Tierra
78.-.87
Trabajos especiales de grado de geología
89.-.99
Trabajos especiales de grado de geofísica
101.-109
Otros temas geológicos
111.-.129
Caracas, Venezuela
Escuela de Geología, Minas y Geofísica
Facultad de Ingeniería
Universidad Central de Venezuela
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Comisión Editora GEOS
Escuela de Geología, Minas y Geofísica
Facultad de Ingeniería, U.C.V.
Caracas 1053, VENEZUELA
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Ing. Luis Camposano
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- Escuela de Geología, Minas y Geofísica
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- Fundación GEOS
Incluye un CD-ROM contentivo de 7.311 páginas de texto.
ISSN 0435-5601
Depósito Legal: Biblioteca Nacional, Caracas: pp. 76-1309
ÍNDICE GENERAL GEOS 38. DICIEMBRE 2005
1 JORNADAS VENEZOLANAS DE GEOLOGÍA DE ROCAS ÍGNEAS Y METAMÓRFICAS. UCV.
Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas 25 y 26 de noviembre 2005
Conferencias
Pág.
GRANDE Sebastián. Petrogénesis de los arcos volcánicos: nuevas evidencias geoquímicas e
isotópicas y modelos propuestos.
2
GRANDE Sebastián. Ciclos tectónicos en la Cordillera de La Costa.
4
Ponencias orales
AGUILAR I. “Quimiestratigrafía” de una sección del Esquisto de Tacagua, Uria, edo. Vargas.
6
ALEZONES R., FALCÓN C., GUILLÉN W., MEDINA D., MUÑOZ P., RODRÍGUEZ H. & VÁSQUEZ D.
Atlas geológico del Ávila, Caracas.
8
ALEZONES R., AGUILAR I., CARABALLO E. & URBINA L. Atlas petrográfico ígneo-metamórficosedimentario del norte de Venezuela.
9
ALVARADO A. Integración geológica de la península de Araya, estado Sucre.
11
CAMPOSANO L., URBANI F. & CONTRERAS O. Petrografía y geoquímica de rocas ígneas halladas
en Isla de Aves, noreste de Venezuela.
13
CAMPOSANO L., URBANI F., VISCARRET P., FOURNIER H. & BARITTO I. Rocas volcánicas de la
zona de Sanare, estado Falcón.
15
CARABALLO E. Mineralogía y geoquímica de diversas unidades de mármol de la Serranía del
Litoral, Cordillera de la Costa.
17
CONTRERAS O. Algunas propuestas para el Complejo de El Tinaco.
19
DÍAZ QUINTERO A. La otra cara de las rocas metamórficas en el área de Caracas.
20
GRANDE S. Las kimberlitas de Guaniamo.
21
GRANDE S. Rocas ígneas de la península de Paraguaná.
23
GRANDE S. Rocas volcánicas de Falcón central: caracterización geoquímica y tectónica, modelos
propuestos.
25
IZTÚRIZ A. T. & GRANDE S. Datación geocronológica de la trondhjemita presente en el cerro
Pariapán, estado Guárico.
28
MENDI D. & RODRÍGUEZ E. Integración geológica de la península de Paraguaná, estado Falcón.
29
MENDI D., CAMPOSANO L. & BAQUERO M. Petrografía de rocas del basamento de la Ensenada de
la Vela, Falcón. Notas de avance.
32
PASQUALI J., SIFONTES R., YANES C., HERRERA M., JIMÉNEZ Y & PÉREZ N. Potencial minero de
la cuenca del río Aro, estado Bolívar, Venezuela.
34
PÉREZ L. & URBANI F. Mejoramiento de la cartografía de rocas metamórficas de la hoja 6947,
Cordillera de la Costa-Venezuela, basado en la aplicación de sistemas de información
geográfica y teledetección espacial.
36
REKOWSKI F. & RIVAS L. Integración geológica de la isla de Margarita, estado Nueva Esparta.
37
RIVAS F. & LINARES J. Estudio geológico de superficie de la Formación Palmarito al norte de la
ciudad de Mérida, entre las localidades de San Benito (Vuelta de Lola) y Ejido.
39
URBANI F. Nomenclatura y síntesis de las unidades ígneo-metamórficas de la Cordillera de la
Costa.
41
URBANI F., CAMPOSANO L. & GRANDE S. Todasana: una enigmática unidad ígnea de la
Cordillera de la Costa.
43
URBANI F., CAMPOSANO L., & SZCZERBAN E. Las rocas ígneas y metamórficas de la sección
Guarenta – El Manteco, estado Bolívar, Venezuela.
45
VELÁSQUEZ G. & TOSSIANI T. Modelo de fusión para los basaltos de la Formación El Callao.
47
VISCARRET P. & URBANI F. Algunos aspectos de la geología de la región de El Baúl, estado
Cojedes.
49
VISCARRET P., LAFFAILLE J. & GUERRERO O. Caracterización geológica y petrográfica de rocas
del Parque Nacional Sierra Nevada. Mérida.
51
WRIGHT J. & WILD S. Aruba and Curaçao: remnants of a collided pacific oceanic plateau ? Initial
geological results of the Bolívar project.
53
2. I SIMPOSIO DE ESTRATOTIPOS DE VENEZUELA. ULA, Mérida, julio de 2005
Pág.
AYALA R. & CARRILLO J. Nuevos hallazgos paleontológicos en la secuencia Cretácica de La
Culata, valle de San Javier. Estado Mérida.
CASTRO G., SÁNCHEZ J. & GUERRERO O. Caracterización sedimentológica de la localidad tipo de
la Formación Isnotú. Estado Trujillo.
GAMERO H. Nuevos avances de la sedimentología.
HERNÁNDEZ M. Estratigrafía, paleontología y edad del Miembro Jají. Proposición de una nueva
unidad litoestratigráfica.
JIMÉNEZ D & GUERRERO O. Caracterización sedimentológica de la localidad tipo de la Formación
Betijoque, estado Trujillo.
LAYA J. C. & PÉREZ R. Nuevos aportes a la estratigrafía del Paleozoico Inferior en la región de
Caparo. Estado Barinas.
MACSOTAY O & PERAZA T. Estratotipos de unidades molásicas Cenozoicas en la cuenca de
Barinas.
MACSOTAY O., PERAZA T. & COTILLON P. Olistostromos, olistolitos y olistones en formaciones
sedimentarias del Cretácico y Cenozoico de Venezuela: origen téctono-sedimentario.
MENDOZA V. Evolución geotectónica y recursos minerales del escudo de Guayana en Venezuela.
MONTILLA N. & ALMARZA R. Caracterización sedimentalógica- estratigráfica de la Formación La
Villa, en el sector Cañada Honda. Maracaibo, estado Zulia.
MORA J., TORO R. & GUERRERO O. Caracterización sedimentológica de la Formación Palmar en
la localidad tipo, sección río Buena Vista. Estado Trujillo.
ODREMAN O. Reseña sobre el establecimiento de secciones tipo en el occidente de Venezuela,
con enfasis en el Precámbrico-Paleozoico.
PACHANO M. & RINCÓN D. Lámina didáctica del modelo de sedimentación de la facies no roja de
la Formación La Quinta, estado Mérida.
PERAZA T. Estudio paleoecológico del mioceno tardío-plioceno en el área de la estructura de La
Vela, estado Falcón, Venezuela.
PILLOUD A. Métodos de campo para el levantamiento de estratotipos de superficie.
PORRAS R. & ALVARADO F. Levantamiento geológico de superficie de 490 ha. de la concesión la
victoria. Municipio lobatera. Estado Táchira.
RAMÍREZ K., MARGOTTA J.A., PADRÓN V. & ZAPATA E. Estudio sedimentológico y
quimioestratigráfico de la sección basal de la Formación Querecual en el oriente venezolano.
SCHERER W. La tercera edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela y el Código Geológico de
PDVSA.
SCHERER W., SAVIAN V. & PERAZA T. Estratotipos de la Formación La Luna.
SERRANO C. Nuevos aportes de la Formación Río Guache entre Guaramacal y el río Anitos,
estado Trujillo.
SOTO G. & ZAPATA E. Caracterización geoquímica de procesos diagenéticos en secuencias
carbonáticas. Formación La Luna, occidente de Venezuela.
TROCONIS K & GUERRERO O. Caracterización sedimentológica de la localidad tipo de la
Formación Mucujún, estado Mérida.
URBANI F. Historia de los mapas geológicos de Venezuela: 1850-2004.
VERA D. Caracterización geológica de la Formación Icotea de edad Oligoceno. Yacimiento
Urdaneta 01. Cuenca de Maracaibo.
VIVAS J. Estratigrafía y sedimentología de la Formación Carache, estado Trujillo. Venezuela.
(Paleozoico Superior).
VIZCARRET P. Sección estratigráfica de referencia de la Formación Palmarito. Flanco sur andino
de los andes venezolanos.
I Simposio de Estratotipos de Venezuela. Acta Final.
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3. TEMAS DE VARGAS. Trabajos de la UPEL, Instituto Pedagógico de Caracas, Dpto. de Ciencias de la
Tierra
BARRIENTOS Y., IZTÚRIZ A. & RUÍZ S. Contenido de fluoruros en tres fuentes termominerales del
Pág.
78
río Chichiriviche, estado Vargas, Venezuela.
BARRIENTOS Y., IZTÚRIZ A., RUÍZ S. & URBANI F. Concentración de sílice y sulfato en tres
fuentes termominerales del río Chichiriviche, estado Vargas, Venezuela.
BARRIENTOS Y., RUÍZ S., DEVIA B. & PERDOMO Y. Indicadores de potabilidad, calidad del agua y
sanitaria en la cuenca media-baja del río Piedra Azul, estado Vargas, Venezuela.
BARRIENTOS Y., RUIZ S., & IZTÚRIZ A. Contenido de hierro total en dos manantiales del río
Osorio, estado Vargas, Venezuela, estudio preliminar.
BARRIENTOS Y., RUIZ S. & IZTÚRIZ A. Caracterización físico-química del manantial La Pólvora,
río Osorio, La Guaira, estado Vargas, periodo enero 2000-junio 2001.
BARRIENTOS Y., RUIZ. S., & IZTÚRIZ A. Análisis hidroquímico del manantial La Pólvora, Río
Osorio, La Guaira, estado Vargas, estudio preliminar.
BARRIENTOS Y., RUÍZ S., IZTÚRIZ A. & DEVIA B. Análisis hidroquímico y de calidad de agua del
río Piedra Azul, estado Vargas, Venezuela, estudio preliminar.
BARRIENTOS Y., RUÍZ. S., IZTÚRIZ A. & URBANI F. Re-evaluación de algunos parámetros físicoquímicos en tres fuentes termominerales del río Chichiriviche, estado Vargas, Venezuela.
BEZADA M., PACHECO H., GONZÁLEZ O. & GIL R. Análisis de factores naturales y humanos en la
destrucción de Carmen de Uria, estado Vargas.
GONZÁLEZ Z., RODRÍGUEZ R. & MÉNDEZ W. Aspectos morfométricos de la cuenca del río Piedra
Azul, estadoVargas, Venezuela, su relación con la génesis de movimientos en masa.
IZTÚRIZ A. & SUÁREZ C. Geomorfología de las cuencas media y baja de los ríos Piedra Azul y
Osorio, estado Vargas, Venezuela.
PACHECO H., BARRIENTOS Y. & RUÍZ S. Uso actual del espacio y su posible influencia en la
calidad de las aguas de consumo humano en la cuenca del río Piedra Azul, estado Vargas,
Venezuela.
PACHECO H., SUÁREZ C., GÓMEZ J. & VILLARROEL V. Expansión temporo-espacial urbana de La
Guaira, durante el período 1736-1997.
RUÍZ S., SUÁREZ C., BARRIENTOS Y., DEVIA B & PERDOMO Y. Contenidos de hierro total y
aluminio en las aguas del río Piedra Azul, estado Vargas, Venezuela.
SUÁREZ C. & PACHECO H. Geomorfología de quebrada Seca, afluente del río Piedra Azul, estado
Vargas.
SUÁREZ C., BARRIENTOS Y. & RUÍZ S. Acueductos rurales en las cuencas de los ríos Osorio y
Piedra Azul, estado Vargas.
SUÁREZ C., BARRIENTOS Y., BEZADA M. & MÉNDEZ W. Río Osorio: 300 años de retrospectiva de
desastres ambientales en La Guaira, estado Vargas, Venezuela.
SUÁREZ RUIZ C. & IZTÚRIZ A. Características del curso de los ríos Piedra Azul y Osorio, estado
Vargas. Venezuela.
TORREALBA M & PACHECO H. Determinación de áreas de amenazas naturales en las cuencas de
los ríos Osorio y Piedra Azul, La Guaira, estado Vargas, aplicando los sistemas de
información geográfica.
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4. TRABAJOS ESPECIALES DE GRADO DE GEOLOGÍA
Pág.
ABUHAZI A., DOS SANTOS F. & NUNES M. Sedimentología y estratigrafía de las formaciones
Coche y Tortuga en la península de Araya.
ACERO M. H. & DOMÍNGUEZ J. Estudio geológico – geotécnico y evaluación de las condiciones
del terreno que constituye el campus de la Ciudad Universitaria de Caracas (CUC).
BORNO S. & OJEDA V. Estudio bioestratigráfico de los depósitos de edad Mioceno que afloran a
lo largo de la quebrada el Paují y en la sección de carretera Urumaco-Pedregal, estado Falcón.
CONTRERAS O. Estudio geológico de rocas sedimentarias y metamórficas en el área San Carlos,
El Pao, estado Cojedes.
ESPARIS E. & HERNÁNDEZ O. Integración y actualización geológica del área comprendida entre
las poblaciones de Churuguara y Piedra Grande, estados Falcón y Lara.
GONZÁLEZ A. & VÁSQUEZ D. Modelo sedimentológico y estratigráfico de las arenas de petróleo y
gas pertenecientes a las formaciones Oficina y Merecure en el campo Socororo Oeste, estado
Anzoátegui.
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LINARES J. & RIVAS F. Estudio geológico de superficie de la Formación Palmarito al norte de la
ciudad de Mérida, entre las localidades de San benito (vuelta de Lola) y Ejido.
MENDI D. & RODRÍGUEZ E. Integración geológica de la península de Paraguaná, estado Falcón.
PADILLA J. Caracterización de ambientes sedimentarios carbonático - recientes de aguas someras
presentes en la isla Gran Roque, parque nacional Archipiélago Los Roques, Dependencias
Federales.
PENÍN J. & VILLARROEL V. Integración y actualización geológica del área de Jacura y Capadare,
estado Falcón.
PEÑA L. Estudio de riesgo geológico en el sector Maiquetía-Caraballeda, estado Vargas.
RANGEL M. D. Caracterización y predicción de fracturas en yacimientos siliciclásticos, área de
Tácata, Anzoátegui nororiental. Venezuela.
REKOWSKI F. & RIVAS L. Integración geológica de la isla de Margarita, estado Nueva Esparta.
TORRES J. G. Caracterización geoquímica de la Formación Aguardiente en la presa La Vueltosa,
Santa María de Caparo, estado Mérida.
WAGNER R. Estudio estructural regional y análisis de deformaciones recientes en el frente de
montaña de la Serranía del Interior Oriental y en la parte norte de subcuenca de Maturín.
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5. TRABAJOS ESPECIALES DE GRADO DE GEOFÍSICA
Pág.
ÁVILA J. Modelado bidimensional de la corteza en la zona de colisión Caribe-Suramérica: región
oriental de Venezuela (estado Anzoátegui).
BEZADA M. Modelado bidimensional de la corteza en la zona de colisión Caribe-Suramérica:
región occidental de Venezuela (estados Falcón y Lara).
CAMPOS A. Definición de las relaciones entre parámetros geofísicos en pozos disponibles a lo
largo de la línea 4 del Metro de Caracas.
CASTILLO E. Modelado 2D gravimétrico y magnético de un transecto O-E en la cuenca oriental
de Venezuela.
DE MARCO R. Caracterización geofísica de la terraza aluvial de Barquisimeto, estado Lara:
integración de sísmica de refracción, ruido sísmico ambiental y gravimetría.
GUÉDEZ R. Estudio cortical en el área centro-norte y noroccidental de Venezuela a partir de datos
de sísmica de refracción.
HECHT J. Caracterización geofísica mediante estudios de ruido sísmico ambiental y gravimétricos
del municipio Zamora (Guatire), estado Miranda.
MENDES M. Caracterización geofísica del subsuelo de la zona oeste de Barcelona, estado
Anzoátegui, aplicando métodos sísmicos y gravimétricos.
MONCADA J. Modelado gravimétrico del basamento del municipio Libertador, Distrito Capital,
Caracas.
NÓBILE J. Caracterización geofísica de la cuenca de tracción de Cabudare, noroccidente de
Venezuela.
NUÑEZ D. Modelado gravimétrico y magnético de un perfil oeste-este a lo largo del paralelo 9° N
en la cuenca Barinas-Apure.
VIEIRA J. Modelado bidimensional de la corteza en la zona de colisión Caribe-Suramérica: región
central de Venezuela (estados Aragua y Guárico).
YÁNEZ M. Modelado bidimensional de la corteza en la zona de colisión Caribe-Suramérica,
región oriental de Venezuela (estados Sucre y Monagas).
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6. OTROS TEMAS GEOLÓGICOS
Pág.
BARRIENTOS Y., GONZÁLEZ D. & URBANI F. Estudio hidroquímico de los manantiales: Cumbotico
y Cumbote. Colonia Tovar, estado Aragua. Venezuela.
111
BARRIENTOS Y., IZTÚRIZ A., RUIZ S., CERMEÑO E. & URBANI F. Análisis químico y mineralógico
del depósito mineral y del residuo de evaporación del agua en el manantial Turumo, estado
Miranda. Venezuela.
111
BARRIENTOS Y., IZTÚRIZ A. & URBANI F. Caracterización de una alfombra de cianobacterias: 112
composición, cobertura y depósito mineral asociado a la fuente AR-5. Hacienda el
Chupadero, estado Aragua.
BIZZI L. A. et al. The Venezuelan Guyana shield basement dating project, progress report. 1999.
CAMPOSANO L. & URBANI F. Mediciones en muestras geológicas con el espectrómetro de
fluorescencia de rayos x por energía dispersiva Niton XL-722S.
CAMPOSANO L., URBANI F. & CONTRERAS O. Caracterización química y mineralógica de
muestras recolectadas en Isla de Aves. Venezuela.
COLVÉE P. & SZCZERBAN E. Mediciones de radioactividad gamma en la fuente termal Pringüe,
Aguas Calientes, Ureña, estado Táchira.
COLVÉE P. & SZCZERBAN E. Dos edades K-Ar de rocas del estado Amazonas.
COLVÉE P. & SZCZERBAN E. El depósito mineral del Cerro Impacto, estado Bolívar. Revisión,
evaluación e importancia económica.
NIETO G. Aspectos geoespeleológicos de la cuenca de la quebrada Marupaquén, estado Bolívar,
Venezuela.
MACSOTAY O., PERAZA T. & FURRER M. El sustrato Cretácico de las psefitas Pleistocenas de la
sierra de Falcón en la sub cuenca de Casupal. Venezuela.
MENDOZA V. Geología de Venezuela. Tomo I: Cretácico, Terciario y Reciente sedimentario de
Venezuela.
MENDOZA V. Geología de Venezuela. Tomo II: Escudo de Guayana, Andes venezolanos y
Cordillera de la Costa.
RINCÓN A Los mamíferos fósiles del Pleistoceno de la cueva del Zumbador (Fa. 116), estado
Falcón, Venezuela.
RINCÓN A. & STUCCHI M. Primer registro de la familia pelagornithidae (aves: pelecaniformes)
para Venezuela.
URBANI F. Las unidades geológicas del macizo de El Baúl, estado Cojedes, Venezuela:
Actualización de su nomenclatura.
URBANI F. Geología de la isla del Gran Roque, Parque Nacional Los Roques, Venezuela: Guía de
excursión.
URBANI F. Vistas de las manifestaciones geotérmicas de Venezuela.
URBANI F. & CAMPOSANO L. El lineamiento cuaternario de Río Caribe–Yaguaraparo, estado
Sucre, Venezuela.
URBANI F., CAMPOSANO L., AUDEMARD F. & AVÉ LALLEMANT H. Cordillera de La Costa,
Venezuela: Excursión geológica de campo.
URBANI F. & GRANDE S. Abreviaturas de minerales formadores de rocas.
URBANI F., MÉNDEZ BAAMONDE J. & CONTRERAS O. Notas sobre el presunto "jaspe verde" de la
Formación Santa Rita, estado Lara.
VISCARRET P., GUERRERO O. & ANDARA A. Atlas petrográfico de rocas ígneas y metamórficas de
la Sierra Nevada de Mérida. Venezuela.
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
I JORNADAS VENEZOLANAS DE GEOLOGÍA DE ROCAS ÍGNEAS Y METAMÓRFICAS
UCV. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas 25 y 26 de Noviembre 2005
N° Carpt Conferencias
Pág.
1
1 GRANDE Sebastián. Petrogénesis de los arcos volcánicos: nuevas evidencias geoquímicas e
isotópicas y modelos propuestos.
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2 GRANDE Sebastián. Ciclos tectónicos en la Cordillera de La Costa.
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Ponencias orales
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3 AGUILAR I. “Quimiestratigrafía” de una sección del Esquisto de Tacagua, Uria, edo.
4
4 ALEZONES R., FALCÓN C., GUILLÉN W., MEDINA D., MUÑOZ P., RODRÍGUEZ H. &
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5 ALEZONES R., AGUILAR I., CARABALLO E. & URBINA L. Atlas petrográfico ígneo-
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6 ALVARADO A. Integración geológica de la península de Araya, estado Sucre.
7 CAMPOSANO L., URBANI F. & CONTRERAS O. Petrografía y geoquímica de rocas ígneas
8
8 CAMPOSANO L., URBANI F., VISCARRET P., FOURNIER H. & BARITTO I. Rocas volcánicas de
9
9 CARABALLO E. Mineralogía y geoquímica de diversas unidades de mármol de la Serranía
Vargas.
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VÁSQUEZ D. Atlas geológico del Ávila, Caracas.
metamórfico-sedimentario del norte de Venezuela.
halladas en Isla de Aves, noreste de Venezuela.
la zona de Sanare, estado Falcón.
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del Litoral, Cordillera de la Costa.
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10 CONTRERAS O. Algunas propuestas para el Complejo de El Tinaco.
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13 IZTÚRIZ A. T. & GRANDE S. Datación geocronológica de la trondhjemita presente en el
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14 MENDI D. & RODRÍGUEZ E. Integración geológica de la península de Paraguaná, estado
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15 MENDI D., CAMPOSANO L. & BAQUERO M. Petrografía de rocas del basamento de la
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16 PASQUALI J., SIFONTES R., YANES C., HERRERA M., JIMÉNEZ Y & PÉREZ N. Potencial
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17 PÉREZ L. & URBANI F. Mejoramiento de la cartografía de rocas metamórficas de la hoja
DÍAZ QUINTERO A. La otra cara de las rocas metamórficas en el área de Caracas.
11 GRANDE S. Las kimberlitas de Guaniamo.
GRANDE S. Rocas ígneas de la península de Paraguaná.
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12 GRANDE S. Rocas volcánicas de Falcón central: caracterización geoquímica y tectónica,
modelos propuestos.
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cerro Pariapán, estado Guárico.
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minero de la cuenca del río Aro, estado Bolívar, Venezuela.
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6947, Cordillera de la Costa-Venezuela, basado en la aplicación de sistemas de
información geográfica y teledetección espacial.
REKOWSKI F. & RIVAS L. Integración geológica de la isla de Margarita, estado Nueva
Esparta.
RIVAS F. & LINARES J. Estudio geológico de superficie de la Formación Palmarito al norte
de la ciudad de Mérida, entre las localidades de San Benito (Vuelta de Lola) y Ejido.
URBANI F. Nomenclatura y síntesis de las unidades ígneo-metamórficas de la Cordillera de
la Costa.
URBANI F., CAMPOSANO L. & GRANDE S. Todasana: una enigmática unidad ígnea de la
Cordillera de la Costa.
URBANI F., CAMPOSANO L., & SZCZERBAN E. Las rocas ígneas y metamórficas de la
sección Guarenta – El Manteco, estado Bolívar, Venezuela.
VELÁSQUEZ G. & TOSSIANI T. Modelo de fusión para los basaltos de la Formación El
Callao.
VISCARRET P. & URBANI F. Algunos aspectos de la geología de la región de El Baúl, estado
Cojedes.
VISCARRET P., LAFFAILLE J. & GUERRERO O. Caracterización geológica y petrográfica de
rocas del Parque Nacional Sierra Nevada. Mérida.
WRIGHT J. & WILD S. Aruba and Curaçao: remnants of a collided pacific oceanic plateau ?
Initial geological results of the Bolívar project.
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
PETROGÉNESIS DE LOS ARCOS VOLCÁNICOS: NUEVAS EVIDENCIAS GEOQUÍMICAS E
ISOTÓPICAS Y MODELOS PROPUESTOS.
(Volcanic Arc Petrogenesis: New Geochemical and Isotopic Evidences and Proposed Models)
GRANDE Sebastián
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas 1053.
Email: [email protected].
(Presentación de 48 láminas en CD anexo, carpeta 1. Presentation of 48 slides in enclosed CD, file 1)
Durante los últimos 15 años se ha llegado a tener un conocimiento mucho más profundo acerca del complejo
proceso de petrogénesis de los arcos magmáticos originados en las zonas de subducción. Los modelos actualmente
aceptados, si bien tienen algunos detractores, son muy superiores a todos los propuestos anteriormente, pues se basan
en sólidas evidencias geoquímicas e isotópicas, además de datos experimentales en laboratorios hiperbáricos. Son
modelos muy flexibles que permiten además la actuación conjunta de varios mecanismos de diferenciación
magmática, a parte del común fraccionamiento gravitacional, como contaminación cortical, hibridización, mezcla
magmática y la influencia de material sedimentario oceánico. El régimen termal aceptado actualmente en la litosfera
subducida y la cuña mantelar suprayacente no permite la fusión de las metabasitas oceánicas debido a que se produce
una fuerte depresión de las isotermas y la temperatura en la supuesta zona de origen del magma no sobrepasa los
750º C, siendo insuficiente para fundir rocas máficas, aun en presencia de abundante H2O. La magnitud de esta
depresión termal depende de varios factores, como la edad y el espesor de la placa subducida, el ángulo y la
velocidad de subducción. Para una placa litosférica vieja y fría, que subduce a un ángulo entre 40-60º y a velocidades
entre 6-9 cm/año, caso común en los arcos situados en el oeste del Pacífico, dicha depresión es considerable. Otro
problema petrogenético lo representan las rocas fuentes de los fluidos magmáticos generados, que en orden de
importancia y factibilidad serían las siguientes: 1. Corteza oceánica basáltico-gabroide metasomatizada o
metamorfizada a las facies esquistos verdes y anfibolita + sedimentos marinos y de ante-arco subducidos y
metamorfizados + agua marina intersticial; 2. Cuña mantelar debajo del arco volcánico; 3. Corteza y litosfera del
arco volcánico; 4. Manto litosférico de la placa subducida; 5. Astenosfera por debajo de la placa subducida
Los nuevos modelos propuestos por WINTERS (2003) invocan los siguientes mecanismos generales para la
petrogénesis de los arcos volcánicos:
1. La subducción de la placa litosférica lleva a la corteza oceánica y parte de su cobertura sedimentaria a
grandes profundidades dentro del manto (>100 km), donde sufren metamorfismo de muy alta P, siendo liberados
fluidos acuosos calientes, dejando un residuo prácticamente anhidro de eclogita.
2. Estos fluidos tienen una huella geoquímica muy diagnóstica: altos LIL y LREE; bajos HFS.
3. También tienen la huella del conjunto corteza anfibolitizada + sedimentos marinos: alta 87Sr/86Sr; baja
143
14
Nd/ 4Nd; además si los sedimentos subducidos son jóvenes pueden contribuir 10Be cosmogénico a estos fluidos.
4. Estos fluidos serían capaces de metasomatizar la cuña mantelar suprayacente a la placa subducida,
enriqueciéndola en LIL, LREE, B, 87Sr/86Sr, y posiblemente 10Be, disminuyendo la relación 143Nd/144Nd del manto
alterado.
5. La adición de estos fluidos a la cuña mantelar, que se halla por encima de la zona de máxima de
depresión termal, deprime considerablemente el solidus de la peridotita (unos 500º C, al menos) de la cuña mantelar
suprayacente a la placa subducida, permitiendo la fusión parcial del manto metasomatizado a temperaturas entre
1.100-1.200º C, para generar magmas basálticos hidratados calco-alcalinos BCA que ascienden hacia la superficie del
arco, manteniendo todas las huellas geoquímicas e isotópicas descritas.
6. Es probable que exista un contraflujo mantelar debajo del arco que favorezca aun más la fusión parcial de
la cuña de manto metasomatizado.
En los arcos volcánicos los magmas BCA pueden generarse mediante dos mecanismos distintos:
1. Por ascenso diapírico y descompresión adiabática de la peridotita hidratada (metasomatizada);
2. Por fusión parcial a profundidad de la peridotita hidratada.
A niveles someros (corticales) el basalto forma cámaras magmáticas donde puede que:
1. Sea eruptado directamente a la superficie: como flujos y conos cineríticos máficos.
2. Forme cámaras magmáticas profundas: donde sufra una fuerte diferenciación, con extenso fraccionamiento,
mezcla magmática y contaminación cortical, que generará los magmas más félsicos de las series calco-alcalinas
(dacitas y riolitas), causantes de las erupciones más violentas, con nubes piroclásticas y flujos de cenizas.
2
Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
La petrogénesis de los arcos continentales o márgenes activos procede de modo bastante similar, pero con algunas
notables diferencias, puesto que se tiene una corteza continental más gruesa y heterogénea previa a la subducción
(generalmente transicional y cubierta por un grueso prisma de margen pasivo), que complica aun más la situación:
1. Al igual que en los arcos insulares el magma primario generado es el BCA, pero a diferencia de los arcos
insulares, donde el magmatismo basáltico es muy predominante, en los márgenes activos muy pocos magmas
máficos logran alcanzar la superficie y si lo logran estarán fuertemente contaminados, constituyendo series
shoshoníticas ricas en K.
2. A esas grandes profundidades (50-70 km) en la base de la corteza continental el peso específico del magma
basáltico (3,1) es algo superior al de las rocas continentales (2,9), de modo que ellas actúan como un filtro de
densidad, que aunado a su grosor, impide el ascenso masivo del magma basáltico a la superficie.
3. En vez, los basaltos son represados al nivel del MOHO subcontinental, formando grandes acumulaciones
magmáticas que aumentan la temperatura en la base de la corteza, donde podrá ocurrir la anatexis de las rocas
continentales.
4. Complejos procesos de diferenciación, mezcla magmática, asimilación de rocas corticales y hasta fusión zonal,
generan magmas intermedios, que se emplazan como stocks o pequeños batolitos tonalíticos y granodioríticos, o
prosiguen su fraccionamiento hacia diferenciados graníticos más félsicos, para finalmente ser eruptados formando
estratovolcanes, domos y extensos flujos piroclásticos riolíticos.
5. Debido al gran espesor de la litosfera continental es poco probable que exista un flujo mantelar debajo del arco,
como ocurre en los arcos de islas volcánicos, sobre todo cuando la subducción es de ángulo bajo.
Los magmas basálticos hidratados BCA en los márgenes activos se generan mediante los mismos mecanismos
antes descritos, pero a niveles someros (corticales) el basalto puede:
A) Formar cámaras magmáticas someras: donde puede suceder que sea eruptado directamente a la superficie como
tal, o sufra fraccionamiento, mezcla magmática y/o contaminación cortical, generando los magmas más félsicos de
las series calco-alcalinas, las riolitas, que producen erupciones violentas con emisión de nubes piroclásticas;
B) Quedar represado al nivel del MOHO subcontinental, donde su alta temperatura (> 1.100º C) provocará la
anatexis de la corteza inferior, generando magmas félsicos que se mezclarán con el basalto generando las abundantes
lavas intermedias a félsicas que caracterizan a las series calco-alcalinas continentales.
C) Una parte de estos magmas será emplazada a profundidad y cristalizará lentamente, generando enormes
batolitos “graníticos” (realmente de tonalíticos a cuarzo monzoníticos, los verdaderos granitos son escasos).
Los modelos anteriores (RINGWOOD 1976) estimaban que la alteración de la cuña mantelar se debía a la reacción
entre un magma silíceo producido por la fusión de la eclogita oceánica, que no podría nunca ascender a la superficie
sin reaccionar primero con el abundante olivino mantelar, para generar un manto híbrido de piroxenita granatífera,
que luego por ascenso adiabático generaría magma calco-alcalino. Los nuevos modelos proponen que la alteración
que se produce en la cuña mantelar es meramente metasomática y no magmática: hidratación y silicificación, con
apreciable metasomatismo alcalino y posible carbonatación.
Sin embargo toda regla tiene su excepción: los magmas adakíticos (andesitas de alto MgO), que sí parecen
provenir de la fusión parcial directa de la corteza subducida, hecho que sólo parece ocurrir cuando la placa subducida
es una litosfera oceánica muy joven y caliente, o es subducida la propia dorsal que la originó; De esta manera se
minimiza la depresión termal de la subducción y es posible alcanzar temperaturas altas en la zona de Benioff capaces
de fundir directamente a la corteza oceánica eclogitizada, al menos temporalmente; también la subducción de una
dorsal asísmica o traza de punto caliente puede lograr una disminución en el ángulo de subducción que
descompresione la corteza oceánica subducida, generando magma adakítico, como ocurre en ciertos volcanes de los
Andes de Ecuador a Chile. A diferencia del magma dacítico, sobresaturado en sílice, que propuso Ringwood en su
modelo, el magma adakítico es un magma subsaturado porque contiene fenocristales de olivino; por ello puede
atravesar el manto sin reaccionar con él y ser eruptado como lava adakítica en la superficie. Claro, estos magmas son
raros, episódicos y volumétricamente poco relevantes frente a los enormes volúmenes de magmas C-A y Th
eruptados en los arcos volcánicos.
Se concluye que:
- A pesar de lo que proponían los antiguos modelos petrogenéticos acerca del origen de las lavas C-A de los arcos
volcánicos, ellas no parecen haber sido generadas por la fusión parcial de corteza oceánica subducida, aunque es
innegable que tanto la corteza subducida como su cobertura sedimentaria sí parecen haber contribuido materiales a la
fuente del magma, que es casi exclusivamente la cuña mantelar suprayacente.
- La diferencia entre la etapa de arco inmaduro (tholeítico) y de arco maduro (calco-alcalino) se debe a la diferente
profundidad, presión y temperatura a la que ocurre la deshidratación de la corteza oceánica subducida y la fusión
parcial del manto metasomatizado que crea, según el caso, condiciones relativamente reductoras u oxidantes que
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
generan dos series aparentemente distintas, pero estrechamente relacionadas. Debido a esto las tholeítas de arco
volcánico IAT son magmas algo hidratados comparados con las tholeítas MORB.
- Durante la deshidratación metamórfica de la corteza subducida se liberan, además de fluidos acuosos, cantidades
de CO2, de álcalis y otros elementos solubles, entre ellos LIL y LREE, B, F, P, y de metales económicamente
importantes como Cu, Pb, Zn, Ag, Au, etc., presentes en depósitos vulcanogénicos, hidrogénicos o metasomáticos en
la corteza oceánica, o como trazas en los minerales de la anfibolita subducida. Toda esa concentración de metales
será luego incorporada a la cuña mantelar que generará los magmas calco-alcalinos. De ahí la tan abundante
metalogénesis que caracteriza a los arcos volcánicos maduros y los márgenes activos.
CICLOS TECTÓNICOS EN LA CORDILLERA DE LA COSTA
(Tectonic Cycles in the Cordillera de la Costa, Venezuela)
GRANDE Sebastián
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas 1053.
Email: [email protected].
(Presentación de 39 láminas en CD anexo, carpeta 2. Presentation of 39 slides in enclosed CD, file 2)
La Cordillera de la Costa, situada al norte de Venezuela fue originada por una colisión rasante, en un régimen
transpresivo, en la que el choque oblicuo de la placa del Caribe y del sistema arco-trinchera del arco de Grenada con
el margen pasivo mesozoico del norte de Sudamérica provocó un complejo emplazamiento de bloques tectónicos de
diferentes edades y orígenes, generando un vasto cinturón metamórfico de bajo grado, fuertemente deformado y muy
caótico. El prisma de margen pasivo, alternado con dislocaciones marginales transformantes, se depositó sobre un
basamento muy complejo, con rocas de edades de precámbricas a paleozoicas.
Al menos siete ciclos tectónicos pueden reconocerse hasta ahora en las rocas de la Cordillera, desde Yaracuy a la
península de Paria, siendo éstos de más antiguos a más jóvenes:
1. Ciclo Arqueano (2700 Ma?): posiblemente representado por rocas diorítico-trondhjemíticas del Complejo de
El Tinaco, en la facies de la anfibolita, y quizás por complejos migmatíticos como el de Todasana-Cabo Codera.
2. Ciclo Proterozoico medio: representado por las rocas del Augengneis de Peña de Mora, que arrojaban una
isócrona de Rb-Sr en roca total de 1560 Ma, pero que nuevas determinaciones U-Pb aumentaron a 1800 Ma,
relacionándolas con la orogénesis Transamazónica reconocida en el NW y SE del Escudo de Guayana.
3. Ciclo Proterozoico tardío: representado por las anortositas del Complejo de Yumare, de afinidad posiblemente
grenvilliana (1300-1100 Ma).
4. Ciclo Brasiliano-Panafricano: representado por granitos de edad Cámbrico a Neoproterozoico, como el
Granito de Guaremal, con una nueva edad U-Pb en circón de 550 Ma y otros granitos en el sur de los Andes de
Mérida.
5. Ciclo Ouachita o Apalachiano-Caledoniano: representado por el Gneis de Cabriales, con una edad de 270
Ma, el Granito de El Amparo, el Gneis de Sebastopol y cinturones metamórficos de grado medio, en la facies de la
anfibolita almandínica, conteniendo sillimanita.
6. Ciclo Caracas: representado por los metasedimentos marinos del margen pasivo Jurásico-Cretácico
desarrollado al norte de Sudamérica.
7. Ciclo Caribeño: representado por rocas de afinidad oceánica, metamorfizadas a alta P/T, incluyendo filitas
grafitosas, esquistos y anfibolitas glaucofánicos, metabasaltos de afinidad MORB, eclogitas y serpentinitas,
considerados todos como fragmentos obducidos de la Placa del Caribe y del prisma de acreción de Barbados, todas
ellas de edad Cretácico medio a tardío; también por rocas del propio arco de Grenada emplazadas tectónicamente en
la cordillera, como las Volcánicas de Tiara y el Complejo de Villa de Cura, entre otras.
Todas estas unidades son alóctonas y afloran en distintas localidades de la Cordillera, a veces en zonas muy
restringidas y limitadas. Esta inmensa variedad litológica, que incluye además varias facies y grados metamórficos,
ha sido el producto de numerosos ciclos tectónicos superpuestos, en respuesta a los patrones de movimiento de las
placas Americana, Euroasiática y Africana desde hace al menos 2.000 Ma. Considerando como un basamento
precámbrico antiguo los dos primeros ciclos reconocidos, el tercero, perteneciente a la Orogénesis Grenvilliana,
corresponde al cierre de un antiguo proto-Atlántico, ocurrido hace 1.000 Ma, que generó al supercontinente
proterozoico de Rodinia y al inmenso orógeno Grenvilliano, posiblemente el mayor cinturón orogénico formado en
toda la historia terrestre.
4
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
El ciclo Brasiliano-Panafricano, de edad Neoproterozoico es el peor definido de todos, hasta ahora rocas con estas
edades solo son el Granito de Guaremal y algunos granitos ubicados en la zona del río Caparo, al sur de los Andes de
Mérida. Si se considera que el Granito de Guaremal es intrusivo en las rocas del Complejo de San Julián, entonces
dicho Complejo sería de edad al menos Neoproterozoico, o más antiguo, pudiendo pertenecer a la Orogénesis
Grenvilliana, es decir, posiblemente es también un fragmento de Rodinia.
El ciclo Ouachita-Apalachiano-Caledoniano representa el final de un largo ciclo de Wilson, donde los fragmentos
continentales separados de Rodinia se volvieron a aglutinar para formar la más conocida Pangea jurásica. La colisión
de Laurasia con Gondwana creó un orógeno transcontinental similar al Grenvilliano, que iba desde Nueva Zembla a
Escandinavia, a Groenlandia, a los Altos Escoceses, a los Apalaches, a los Ouachitas, al norte de Sudamérica,
caracterizado por cinturones metamórficos de grado medio, en la facies de la anfibolita almandínica. Partes de este
gran cinturón afloran en el Complejo Iglesias, en los Andes de Mérida, y rocas con estas características, conteniendo
apreciables proporciones de sillimanita, han sido localizadas en varios lugares de la cordillera de la Costa,
incluyendo La Entrada, al norte de Valencia y la quebrada Camurí Chico, en Naiquatá (Angulo y Jurado, 2003). Este
orógeno también incluye plutones graníticos anatécticos o sus equivalentes metamorfizados, como los granitos de El
Amparo, al norte de Paraguaná, y el Gneis de Cabriales, al norte de Valencia.
La orogénesis Ouachita no deja de ser misteriosa. En esta Cordillera, situada en la parte sur de Estados Unidos,
solo afloran sedimentos marinos de someros a muy profundos (incluyendo novaculitas), sobrecorridos y deformados,
pero no metamorfizados, y existe una notoria escasez de rocas ígneas. Es evidente que el Orógeno Ouachita fue el
antepaís de un cinturón colisional que se formó por el choque de dos bloques continentales, es decir, Norteamérica y
Sudamérica - ésta última era parte de Gondwana todavía. Si esta colisión fue el cierre final de un océano tuvo que
haber un arco continental en el norte de Sudamérica, posiblemente las rocas graníticas de edades entre 260-320 Ma
aflorantes en la Cordillera representen las raíces profundas exhumadas de ese antiguo arco, en parte soterrado debajo
de Yucatán.
La separación de Pangea originó el actual océano Atlántico, pero en la zona norte de Sudamérica existió un
complejo mosaico de microplacas, entre ellas las de Yucatán y Chortis, cuya separación generó márgenes pasivos,
alternados con dislocaciones marginales transformantes, en el norte de Sudamérica. En este margen pasivo se
depositó un grueso prisma miogeoclinal, constituido por sedimentos marinos de someros a profundos que fueron
metamorfizados a la facies de esquistos verdes durante la colisión del arco de Grenada con el norte de Sudamérica.
Estas rocas se agrupan en la Asociación Metasedimentaria Caracas (AMC), que incluye rocas metapelíticas,
metapsamíticas y mármoles. El basamento sobre el cual se depositó esta Asociación estaba constituido por rocas
pertenecientes a todos los ciclos anteriores, desde el Arqueano (¿?) al Ouachita, agrupadas en la Asociación
Metamórfica Ávila (AMA).
El último ciclo generador de Cordillera de la Costa es el Ciclo Caribeño. La colisión rasante, bajo un régimen
transpresivo, de ese inmenso elemento morfotectónico formado por el prisma de acreción de Barbados, con más de
40 km de espesor y quizás 200-300 km de ancho, y el arco volcánico del Grenada, con al menos 25 km de espesor y
80 km de ancho y la propia placa del Caribe, con su meseta submarina, actuó como un arado gigantesco que
literalmente excavó el margen pasivo donde se estaban depositando los sedimentos de la AMC y produjo un caótico
emplazamiento de fragmentos y bloques continentales antiguos, del arco de Grenada, del prisma de acreción de
Barbados y de la litosfera del Caribe. Se ha agrupado a todas las rocas de afinidad oceánica o de arco volcánico en la
Asociación Metamórfica la Costa (AML). La melánge tectónica generada constituye un terreno caótico, donde es
posible hallar rocas de las AMC, AMA y AML, de ultramáficas a pegmatitas, desde mármoles a anfibolitas, desde
eclogitas a gneis granítico. No solo, sino que estas rocas representan todos los ciclos anteriormente descritos y tienen
un rango de edad desde Precámbrico a Cretácico. Las de la AMA sufrieron los efectos del metamorfismo de bajo
grado y adquirieron una nueva foliación y mineralogía, preservando algunos minerales reliquia de ciclos anteriores,
como la sillimanita presente en rocas del Complejo de San Julián (AMA); las de la AML preservaron onfacita y
glaucofano en las metamafitas.
Aunque el evento orogénico que causó el emplazamiento de todos estos bloques y generó el cinturón metamórfico
de bajo grado de la Cordillera fue el último, el Caribeño, es importante notar que la génesis de esta compleja
Cordillera no podrá nunca comprenderse si no se relacionan las rocas halladas - y datadas - con ciclos tectónicos
antiguos, hoy remanentes en forma de ciertas litologías, asociaciones minerales metamórficas y texturas reliquias. El
principal problema que estos estudios de reconstrucción tectónica han tenido es la carencia de datos geocronológicos
confiables. Las edades K-Ar en biotita de varias rocas de la Cordillera arrojan valores entre 30-33 Ma, que
corresponden al levantamiento transpresivo de la Cordillera, ocurrido unos 50 Ma después de la colisión oblicua
arco-continente. Las edades Rb-Sr en biotita y roca total arrojan edades de 80-90 Ma, que corresponden al
metamorfismo de bajo grado causado por dicha colisión. Pero las edades que permiten identificar los ciclos antiguos
no son éstas, deberían ser al menos edades Rb-Sr en isócronas de roca total, o mejor aun si son U-Pb o Sm-Nd, u otro
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
método más moderno. Incluso las isócronas de Rb-Sr en roca total pueden dar edades de cristalización erróneas,
debido a que la homogenización isotópica del Sr radiogénico no fue completa, de modo que la edad aparente
obtenida es intermedia entre la verdadera edad de cristalización y la del último evento metamórfico. Por ejemplo, en
el mismo Granito de Guaremal la isócrona Rb-Sr arrojó una edad de 404 Ma, empero nuevas y recientes
determinaciones por U-Pb en circones aumentaron su edad a 550 Ma colocándolo en el Neoproterozoico, es decir,
ligado a un evento magmático del Ciclo Panafricano. Se debe recordar que Sudamérica hasta hace 180 Ma nunca fue
un bloque independiente y formaba parte junto con África, India, Australia y Antártida del supercontinente
Gondwana, que era la parte sur de Pangea. De modo que la evolución de Sudamérica debe estar estrechamente ligada
a la de África y también a la del sur de Norteamérica, cuando menos.
Otras rocas sin edad conocida se han relacionado con ciclos antiguos por simple correlación litológica. La
existencia de anortositas titaníferas en el Complejo de Yumare indica que se trata de un bloque de edad grenvilliana,
pues el “evento anortosítico”, de extensión mundial, aparentemente se originó en una vasta cadena de rifts
continentales que comenzaron a separar a Rodinia, generando los bloques que más tarde irían a integrar a la más
conocida Pangea. Lo mismo puede decirse con las rocas que presuntamente pueden pertenecer a ciclos Proterozoicos
o hasta Arqueanos, no existen edades confiables, solo algunas determinaciones K-Ar en biotita. La asociación de
metadioritas-metatonalitas-metatrondhjemitas que se halla en el Complejo El Tinaco y la Cordillera de la Costa
sugiere una similitud con rocas arqueanas del Escudo de Guayana, similares posiblemente al Complejo de Supamo.
Igualmente las rocas del Complejo Migmatítico de Todasana-Cabo Codera pudieran asociarse a migmatitas del
mismo Complejo de Supamo, o quizás a rocas similares del ciclo Apalachiano aflorantes en Groenlandia, o del ciclo
Brasiliano-Panafricano.
“QUIMIESTRATIGRAFÍA” DE UNA SECCIÓN DEL ESQUISTO TACAGUA, URIA, EDO. VARGAS (*)
(“Chemostratigraphy” of a section of the Tacagua Schist, Uria, Vargas State, Venezuela)
AGUILAR I.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Laboratorio de Geología y Geoquímica.
Email: [email protected]
Tutor: Franco URBANI. UCV y FUNVISIS. Caracas.
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Presentación de 16 láminas en CD anexo, carpeta 3. Presentation of 16 slides in enclosed CD, file 3)
En la quebrada Carmen de Uria, estado Vargas aflora una sección del Esquisto Tacagua, unidad metasedimentaria
constituida por la intercalación de esquisto grafitoso, metatoba (esquisto actinolítico-epidótico) y zonas carbonáticas
y ricas en cuarzo.
En dicha sección se estudiaron 60 muestras recolectadas previamente por R. OLLARVES, M. NOGUERA, J. C.
SUÁREZ, A. CASTILLO y L. MELO; los análisis de componentes mayoritarios fueron determinados por A. LOZANO, F.
CHENG y D. PRIETO (por fluorescencia de rayos X por dispersión de energía con fuente de tubo de Rh) y los análisis
de elementos traza hechos por G. PRADA y A. BARRIOS (por fluorescencia de rayos X por dispersión de energía con
fuente radioactiva). Las muestras fueron analizadas adicionalmente por la autora por espectrometría de rayos gamma
y caracterizados de acuerdo a la carta de color MUNSELL.
Los cambios litológicos existentes en la sección aflorante se registraron en una columna y en función de ello se
definieron unidades que fueron denominadas “visuales” o de campo. A partir de los análisis químicos de las muestras
se realizaron perfiles correspondientes a los componentes mayoritarios (SiO2, TiO2, Al2O3, MnO, MgO, CaO, Fe2O3,
K2O), elementos traza (V, Ce, Co, Cr, Cu, Ga, Ba, Ge, Zr, Sr, Rb, Zn, Ni), isótopos radiactivos (214Bi, 212Bi, 40K,
208
Tl) y el código RGB de la tabla de color MUNSELL. Con estas variables se construyeron perfiles verticales, tanto
con los valores de las concentraciones obtenidas (Tabla 1), como con promedios móviles de tres celdas que permite
generar una curva mas suavizada con máximos y mínimos que se traducen de la respuesta química y/o radiométrica
de la composición de las muestras.
Con los datos numéricos se realizaron dendrogramas (constreñidos al orden de las muestras) y a partir de las
agrupaciones obtenidas, se establecieron paquetes con el objeto de verificar el grado de acierto contra las unidades
visuales determinadas en el campo.
Probablemente la observación más significativa corresponden a los elementos traza V, Co, Cr, Cu y Ni (Tabla 1),
quienes tienen una clara correspondencia con los cambios relativos en la abundancia de los niveles grafitosos de la
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
columna y deben estar asociados a los complejos órgano-metálicos que forma la materia orgánica del protolito,
absorbiendo estos grandes cationes.
Tabla 1. Concentración de los elementos traza en ppm a partir de los cuales se generan las curvas de la Fig. 1.
Muestra
V
Co
Cr
Cu
Ni
Muestra
V
Co
Cr
Cu
Ni
Muestra
V
Co
Cr
Cu
Ni
Muestra
V
Co
Cr
Cu
Ni
CU60
128
90
413
44
548
CU44
59
50
334
30
433
CU28
50
25
308
78
200
CU13
109
70
439
30
318
CU59
50
15
315
13
395
CU43
61
55
383
63
402
CU27
121
78
340
33
354
CU12
50
10
190
41
243
CU58
98
56
364
42
538
CU42
87
62
384
32
307
CU26
127
69
382
30
300
CU11
50
2
128
6
169
CU57
101
55
369
32
342
CU41
96
53
429
45
618
CU25
87
80
354
13
273
CU10
50
7
147
34
185
CU56
84
52
394
94
328
CU40
88
58
299
62
187
CU24
124
77
351
24
200
CU9
72
33
253
30
262
CU55
56
44
382
61
458
CU39
124
57
276
71
200
CU23
159
78
435
30
230
CU8
50
1
128
30
212
CU54
72
71
424
92
523
CU38
157
10
246
52
406
CU22
115
81
380
40
200
CU7
50
5
157
1
217
CU53
68
63
377
84
398
CU37
123
88
365
69
200
CU21
106
63
349
92
221
CU6
56
9
216
30
452
CU52
99
62
403
79
175
CU36
95
67
374
32
302
CU20
131
82
450
30
161
CU5
50
11
124
30
266
CU51
94
64
401
52
165
CU35
106
80
401
28
251
CU19
132
59
407
30
200
CU4
50
15
102
6
266
CU50
100
64
347
13
365
CU34
102
91
464
85
204
CU18
101
74
454
30
245
CU3
50
9
210
37
344
CU49
66
52
372
66
428
CU33
50
60
417
80
430
CU17
50
82
346
139
138
CU2
64
44
428
30
160
CU48
50
63
340
145
200
CU32
75
53
501
72
167
CU16
80
66
365
49
200
CU1
119
75
310
44
200
CU47
70
47
372
54
407
CU31
50
31
233
84
696
CU15
108
106
519
85
155
CU46
83
48
374
41
565
CU30
79
30
301
44
200
CU14
117
86
360
13
401
CU45
81
46
375
72
445
CU29
141
82
195
30
437
Dendrograma de componentes
mayoritarios, traza e isótopos
Perfiles químicos de los elementos traza más representativos de la litología
V
Cr
Co
Ni
Cu
500,00
450,00
400,00
350,00
300,00
250,00
90,00
80,00
150,00
70,00
100,00
60,00
50,00
40,00
0,00
10,00
30,00
20,00
500,00
450,00
400,00
350,00
300,00
250,00
200,00
90,00
150,00
80,00
70,00
100,00
100,00
60,00
50,00
40,00
30,00
0,00
10,00
20,00
160,00
140,00
80,00
120,00
60,00
100,00
40,00
200,00
Unidades
visuales
Unidades
visuales
Los perfiles mostrados en la Fig. 1 muestran una relación entre el incremento de V, Co y Cr en los niveles
grafitosos (reflejados en la banda de unidades visuales como áreas grises). En la base de la columna (zona
carbonática – epidótica) se muestra una disminución de los mismos elementos. Entre los dos tipos de dendrogramas
realizados, tanto con toda la matriz de datos (químicos, isotópicos, color) en la izquierda, como sólo con los
elementos trazas (derecha), este último es el que muestra las mejores correlaciones con las unidades visuales, de
hecho casi exactas con lo observado en el campo, lo cual muestra la bondad del uso de estos elementos en zonas con
alta influencia de materia orgánica en el protolito. Casos semejantes ocurren en las formaciones La Luna y
Querecual, donde precisamente los mismos elementos, y entre ellos el vanadio más conspicuamente, siempre se
encuentran asociados a los protolitos de mayor concentración de materia orgánica.
Dendrograma de elementos
traza
Paquete 4
Paquete 3
Paquete 2
Paquete 1
2000 1600 1200
800
400
0
0
400
800 1200 1600 2000
Figura 1. Las unidades “visuales” o de campo, definidas en función la variabilidad mineralógica de la sección vertical. Cada
unidad se identifica con un par o un trío de colores que corresponden a zonas ricas en:
Epidoto
Grafito
Carbonatos
7
Cuarzo
Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
ATLAS GEOLÓGICO DEL ÁVILA, CARACAS, VENEZUELA
(Geological Atlas of the Ávila Massif, Caracas, Venezuela)
ALEZONES R., FALCÓN C., GUILLÉN W., MEDINA D., MUÑOZ P., RODRÍGUEZ H. & VÁSQUEZ D.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Dpto. de Geología. Lab. de Petrología ÍgneoMetamórfica. Email: [email protected]
(Presentación de 13 láminas en CD anexo, carpeta 4. Presentation of 13 slides in enclosed CD, file 4)
La ciudad de Caracas se encuentra resguarda de muchos de los accidentes climáticos (tormentas tropicales,
ventiscas, huracanes) por esa barrera natural que se conoce como “Cerro El Ávila” o “Guaraira Repano” como lo
llamaban los indígenas. Este macizo, que se extiende desde las costas del estado Miranda hasta prácticamente las
costas del estado Aragua, muestra una geología muy interesante y variada, así como una cambiante fisiografía,
geomorfología, vegetación y fauna. El laboratorio geológico por excelencia que posee la ciudad capital es
precisamente el “Parque Nacional El Ávila”, el cual ha sido motivo de varios estudios, muchos de los cuales han
estado auspiciados y dirigidos por los diferentes profesionales que han laborado en la Escuela de Geología de la
Universidad Central de Venezuela. De esta manera , existe una buena cantidad de información escrita, cartográfica,
gráfica, fotográfica, petrográfica que yace en las bibliotecas pero que no ha sido ordenada de forma tal que pueda ser
condensada en un solo volumen y que cumpla la misión de relacionar gráficamente y de forma amena, así como
interactiva, todo este cúmulo de importante información. La idea original era condensar información escrita que
pudiese utilizarse a la par del magnífico “Atlas Geológico de la Cordillera de la Costa”, pero luego los diferentes
integrantes del grupo de trabajo añadieron ideas que cambiaron esta concepción inicial para dar paso a este atlas,
donde la parte interactiva quizás sea el elemento más resaltante.
Tiene como objetivo, dar a conocer todos aquellos tópicos y referencias que contribuyen, de cualquier manera, a
un mejor estudio y conocimiento general del Parque Nacional El Ávila; se hace hincapié en todo aquello referente a
los recursos e información que éste ofrece, enfatizando principalmente en su geología, pero sin dejar atrás lo
referente a su fisiografía, vías de acceso, entre otras definiciones y conjunto de términos, con la idea de que funcione
como una herramienta informativa e interactiva para el público lector.
Además, se pretende que sirva como una guía de aspectos generales del Parque, así como un compendio detallado
de la información geológica obtenida de éste, la cual comprenderá, principalmente, información extraída de distintas
tesis de grados y trabajos auspiciados por la Universidad Central de Venezuela dentro de dicho parque.
Este Atlas se encuentra dirigido principalmente a quienes visiten el Ávila, y tengan interés en los aspectos
geológicos generales que puedan ser apreciados con tan solo recorrer el Parque por los caminos y quebradas. Se
intenta también que pueda ser de interés para personas ligadas al campo de ciencias de la tierra, que les pueda servir
como una recopilación de información geológica de los distintos estudios e investigaciones llevadas a cabo en el
parque. Igualmente, por poseer información no solamente geológica, sino también general sobre el Ávila, puede ser
útil para personas sin interés en las ciencias de la tierra, y que tan sólo necesiten información más general (límites,
fisiografía, mapas de las vías de acceso, etc.). Este trabajo contempla, en sus partes iniciales, algunos aspectos
generales del Ávila, entre los que se encuentran: historia del parque; descripción de la fisiografía, de la vegetación y
de la fauna; además de una guía de las vías de acceso y puestos de guarda-parques existentes en el mismo.
En cuanto a la descripción geológica, se pretende hacer más detallada, por lo que comprende mapas de unidades
litológicas, mapas geológico-estructurales, referencia a los afloramientos que se consiguen en el parque, información
gráfica (específicamente fotografías) de distintas muestras de mano y petrografías descritas de las distintas unidades
litológicas que se pueden reconocer en este, así como también material gráfico obtenido como resultado de salidas de
campo realizadas por el grupo de trabajo. Además se incluye una descripción de las estructuras geológicas presentes,
y distintos cortes geológicos, que permitan reconocer estas litologías, estructuras y la relación entre ambas. También
se encuentra un capítulo donde se muestran los diferentes modelos geológicos que tratan de explicar el origen y
actual posición espacial del macizo avileño.
La presentación del mismo consta de una versión física en papel que conformará el Atlas Geológico del Ávila en
su totalidad. Es necesario señalar que el actual trabajo es el primero de esos capítulos, y que comprende la cuenca del
Río Tócome (Fig. 1), abarcando una extensión aproximada de 13,5 km2 y que estudiada anteriormente por GARCÍA
DE LOS SALMONES (1994) y en cuyo muestreo se basa parte de la información petrográfica y geológica encontrada en
el Atlas. Sin embargo, y como rasgo destacable de este proyecto, se presentará una segunda versión en forma de CD
interactivo. En éste, el usuario podrá moverse a través del Atlas Geológico del Ávila de manera interactiva y con
mucha mayor facilidad y flexibilidad, permitiéndole acceder rápidamente, a las distintas páginas electrónicas que
conformarán esta versión.
8
Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Figura 1. Mapa geológico donde se resalta la zona de estudio de este primer capítulo del Atlas Geológico del Ávila,
correspondiente a GARCÍA DE LOS SALMONES (1994).
Referencia:
GARCÍA DE LOS SALMONES L. J. 1994. Reconocimiento geológico de la cuenca del Río Tócome, Parque Nacional el Ávila, estado
Miranda. UCV, Dpto. Geol. Trabajo Especial de Grado. Inédito. 213 p.
ATLAS PETROGRÁFICO ÍGNEO-METAMÓRFICO-SEDIMENTARIO DEL NORTE DE VENEZUELA
(Igneous-Metamorphic-Sedimentary Petrographic Atlas of Northern Venezuela)
ALEZONES R., AGUILAR I., CARABALLO E. & URBINA L.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Dpto. de Geología. Lab. de Petrología ÍgneoMetamórfica. Email: [email protected]
(Presentación de 18 láminas en CD anexo, carpeta 5. Presentation of 18 slides in enclosed CD, file 5)
El estudio petrográfico constituye una técnica básica que todo profesional de las ciencias de la Tierra debe manejar
con cierta pericia. Este Atlas se realiza con el fin de proporcionar una base teórico-práctica en cuanto a petrografía
del norte de Venezuela y presentar un instrumento de trabajo para estudiantes y profesionales de geología, minas y
geoquímica.
Se propone realizar dos versiones del Atlas mencionado, una versión impresa (Fig.1) que contenga
fundamentalmente las fotomicrografías de las secciones finas con su nombre, ubicación, fuente, etc., así como el
mapa de ubicación correspondiente y el diagrama de facies metamórficas, el triángulo de clasificación de PETTIJOHN
et al. (1973) o en su defecto el triángulo de clasificación de rocas ígneas de STRECKEISEN (1973). Las fotografías
estarán acompañadas de sus respectivos comentarios u observaciones. La otra versión será en digital en forma de
página Web (Fig. 2), donde permanecerán las características esenciales de la versión impresa con propiedades
adicionales tales como vínculos, para permitir una interacción entre el usuario y el contenido del atlas.
Las secciones finas seleccionadas para tomar las fotomicrografías correspondientes a la Serranía del Litoral fueron
extraídas de las tesis de ANGULO & JURADO (2004) y RÍOS (1989), de la Faja de Villa de Cura de CHIRINOS &
MARQUINA (1987) y NAVARRO (1983), así como del norte de la Cordillera de Mérida (Trujillo) de OCHOA (2005).
De la región falconiana fueron tomados de los trabajos de grado de YULNER & ROMERO (2004) y de trabajos diversos
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
informes de la asignatura Laboratorio de Geología de Campo impartida en el año 2005. Estas últimas secciones finas
corresponden a rocas sedimentarias.
En este Atlas se orienta el análisis de las secciones finas en función de sus características texturales y de la
mineralogía en particular. La primera, para dar un nombre a la roca y la segunda para establecer un vínculo directo
entre la muestra y una facies metamórfica, un magma de composición específico que finalmente estarán asociados a
un marco tectónico o propiedades texturales presentes en una roca sedimentaria.
Dentro de los objetivos que este Atlas pretende alcanzar, está el acercar a los lectores a la escala microscópica de
las secciones finas y a las realidades de los marcos tectónicos y procesos geológicos del norte de Venezuela dando un
valor agregado a los análisis petrográficos como es la integración de herramientas geológicas (mineralogía óptica,
petrografía y tectónica).
Figura 1. Formato imprimible del atlas.
Figura 2. Formato digital del atlas. El mapa representa un icono para que aparezca un mapa de ubicación detallado.
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Referencias
ANGULO L. & JURADO M. 2004. Estudio petrográfico de las rocas del macizo Ávila recolectadas entre los ríos Miguelena y
Camurí Chico y las quebradas Tacamahaca y Chacaito, edo. Vargas y Miranda. Universidad Central de Venezuela, Escuela de
Geología, Minas y Geofísica. Trabajo especial de grado.
CHIRINOS A. & MARQUINA M. 1987. Estudio geológico de la región oriental de la Faja de Villa de Cura. Universidad Central de
Venezuela, Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Trabajo especial de grado.
NAVARRO E. 1983. Petrología y petrogénesis de las rocas metavolcánicas del Grupo de Villa de Cura. Universidad Central de
Venezuela, Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Trabajo de Ascenso.
OCHOA E. 2005. Geología de las rocas granitoides de una región al sur de Valera, área norte, estado Trujillo. Universidad
Central de Venezuela, Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Trabajo especial de grado.
RÍOS D. 1989. Geología de un segmento de la Cordillera de La Costa entre Macuto y Naiguatá y Los Ocumitos-Turgua, Distrito
Federal y edo. Miranda. Universidad Central de Venezuela, Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Trabajo especial de
grado.
URBANI F. & RODRÍGUEZ J. 2004. Atlas geológico de la Cordillera de la Costa. Edic. Fundación GEOS y FUNVISIS, Caracas,
146 p.
ROMERO Y. & SALAS H. 2004. Estudio de litofacies del Eoceno superior – Mioceno en la zona centro occidental de la cuenca de
Falcón, sección sureste de la población de Pedregal. Universidad Central de Venezuela, Escuela de Geología, Minas y
Geofísica. Trabajo especial de grado.
INTEGRACIÓN GEOLÓGICA DE LA PENÍNSULA DE ARAYA, ESTADO SUCRE (*)
(Geological integration of Araya Península, Sucre, Venezuela)
ALVARADO A.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica. Caracas 1053.
Email: [email protected]
Tutor: Franco URBANI. UCV y FUNVISIS. Caracas.
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Presentación de 17 láminas en CD anexo, carpeta 6. Presentation of 17 slides in enclosed CD, file 6)
Los estudios geológicos en la Península de Araya, al noreste de Venezuela, presentan notables diferencias en
cuanto a la definición de las formaciones sedimentarias y unidades ígneo-metamórficas existentes, estructuras e
interpretaciones de la evolución geológica en el área, distribuidas en numerosos trabajos y mapas de diversas escalas.
El objetivo fundamental del trabajo es recopilar e integrar la cartografía geológica existente de la península de Araya,
estado Sucre, a través de la realización de 21 mapas geológicos a escala 1:25.000; una síntesis de la información
litológica, petrográfica, estructural, geomorfológica y geoquímica presentada por los diversos autores, haciendo
especial énfasis en las descripciones de rocas ígneo-metamórficas para adaptar la nomenclatura de las Unidades
según las normas internacionales de unidades litodémicas y por último, un resumen de la evolución geológicaestructural de la región.
Las rocas que afloran en la península se han correlacionado desde hace algunos años con las de la Serranía del
Litoral central: Napa Costera y Napa Caracas. Las unidades sedimentarias han sido separadas en unidades informales
litológicas y geomorfológicas Cuaternarias propuestas por DANIELO (1974) y MACSOTAY & CARABALLO (1976) y
formaciones válidas en CIEN (2005).
Las unidades ígneo-metamórficas han sido redefinidas (Tabla 1). Se reconocen dos períodos de deformación en la
región, el primero D1 durante el Cretácico Tardío. Éste es contemporáneo con el desarrollo de la foliación regional
(S1) en un contexto metamórfico variable desde la facies de la anfibolita hasta la de esquistos verdes. En esta fase el
plegamiento es asimétrico y la dirección de los ejes es variable entre N55º-75ºE. En el segundo período de
deformación D2, postmetamórfico, se desarrolla esquistosidad crenulada (S2) sin neogénesis mineral, con planos
axiales de los pliegues normales o volcados hacia el sureste.
Los pliegues se encuentran asociados con fallas y corrimientos con pequeñas rampas frontales y laterales (norte de
la península). Las fallas más notables dentro del área de estudio son las que poseen dirección E-O como las de El
Pilar, Cariaco, Manzanillo, entre otras; las fallas de Tacarigua, Salazar y Laguna Grande, que poseen una dirección
aproximada ENE-OSO; las fallas con dirección NNE-SSO como las de Chiguana, Cachipo y Guacarapo (al sureste
de la península), las que se encuentran en la zona de Río Casanay (asociadas a la falla de El Pilar), las de El Rincón y
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Guaranache en la parte noroccidental, y por último las de dirección NNO-SSE en la zona de San José de Areocuar
principalmente.
Los corrimientos se encuentran en la parte este de la zona principalmente, entre ellos el más notable es el
corrimiento de Chuparipal que pone en contacto la cordillera metamórfica con la Serranía del Interior Oriental.
Figura 1. Mapa geológico simplificado. Las abreviaturas Tcu, Qb y Qal, corresponden a las formaciones Cubagua, Barrigón y al
aluvión Cuaternario respectivamente (tomado de HACKLEY et al. 2005).
Tabla 1. Nomenclatura de las Unidades ígneo-metamórficas
CIEN (2005)
Nuevas denominaciones (Este trabajo)
Intrusivas graníticas jóvenes de Carúpano (Plioceno Temprano)
Riolita porfídica de Carúpano
Meta-volcanosedimentarias de Laguna Chica
Formación Laguna Chica (Mesozoico)
Unidad meta-volcanosedimentaria sin carbonatos
Unidad grafitosa
Formación Güinimita (Barremiense-Aptiense)
Metasedimentarias de Güinimita
Meta-volcanosedimentarias de El Maguey
Unidad de metarenisca y mármol
Unidad de mármol y lavas
Formación Carúpano (Barremiense-Aptiense)
Esquisto de Carúpano
Olistolitos de serpentinita
Formación Tunapui (Cretácico Temprano)
Esquisto de Tunapui
Metaígneas de El Copey
Metavolcánicas
Metagabro
Serpentinita-peridotita serpentinizada
Asociación Metamórfica Manicuare
Unidad Superior
Unidad Media
Unidad Inferior
Formación El Copey (Jurásico-Cretácico Temprano)
Formación Manicuare (Jurásico-Cretácico Temprano)
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Tabla 2. Esquema de la organización de las unidades ígneo-metamórficas y su nomenclatura en los mapas
Esquema descriptivo (CHEVALIER 1987)
Cobertura metasedimentaria (Albiense-Turoniense ?) del sustrato metaofiolítico
Meta-volcanosedimentarias de El Maguey
Unidad de metarenisca y mármol
Km
Km2
Km1
Unidad de mármol y lava
Klc
Meta-volcanosedimentarias de Laguna Chica
ALÓCTONO
Nomenclatura (en mapas de este trabajo)
Unidad meta-volcanosedimentaria sin carbonatos
Unidad grafitosa
Sustrato metaofiolítico de Araya (Jurásico-Cretácico Temprano?)
Metavolcánicas de El Copey
Metavolcánicas
Metagabro
Serpentinita-peridotita serpentinizada
Al sur de la falla de Laguna Grande
Riolita porfídica de Carúpano (Plioceno)
Complejo Lechozal (Terciario)
Metasedimentarias de Güinimita (Cretácico Tardío)
Esquisto de Carúpano (Cretácico Temprano)
AUTÓCTONO
Olistolitos de serpentinita
(Relativo)
Esquisto de Tunapui (Cretácico Temprano)
Al norte de la falla de Laguna Grande
Asociación Metamórfica Manicuare (Paleozoico-Mesozoico)
Unidad Superior
Unidad Media
Unidad Inferior
Klc2
Klc1
Kec
Kec2
Kec1g
Kec1s
Igr
Ktl
Kg
Kc1
Kc1s
Kt
Jkm
Jkm3
Jkm2
Jkm1
PETROGRAFÍA Y GEOQUÍMICA DE ROCAS ÍGNEAS HALLADAS EN ISLA DE AVES,
NORTE DE VENEZUELA
(Petrography and geochemistry of igneous rock found in Aves Island, North of Venezuela)
CAMPOSANO L., URBANI F. & CONTRERAS O.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica.
Caracas 1053. Email: [email protected]
(Presentación de 16 láminas en CD anexo, carpeta 7. Presentation of 16 slides in enclosed CD, file 7)
(1)
Isla de Aves está ubicada en el mar Caribe al este de las Antillas Menores y en el noreste del territorio venezolano
a unos 650 kms de la ciudad de Caracas, geológicamente la isla representa la única zona emergida de la Prominencia
de Aves. Como parte de visitas realizadas en marzo de 2001 y julio 2002, fueron recolectadas muestras de
sedimentos superficiales, rocas sedimentarias carbonáticas, y pequeños fragmentos de rocas ígneas. En total se
recogieron 33 muestras, de las cuales solo cuatro poseen características de rocas de origen ígneo.
En este trabajo, se realizó el estudio petrográfico y el análisis químico de las cuatro muestras ígneas utilizando la
técnica de fluorescencia de rayos x por energía dispersiva. Se determinaron de esta manera las concentraciones de los
elementos SiO2, TiO2, Al2O3, CaO, K2O, MgO, Fe2O3, MnO, Ba, Cu, V, Zr, Sr, Rb, Zn, Ni, Cr, Mo, Pb, Se, Hg y Co,
así como las clasificaciones petrográficas de las muestras.
NAGLE (1972), presenta una descripción preliminar de rocas sedimentarias, ígneas y metamórficas recolectadas en
dragados realizados en diversas localidades de la Prominencia de Aves. Estas incluyen, tomas de muestras en dos
zonas cercanas a Isla de Aves, ubicadas al noreste y al sureste de la isla en distancias no mayores a 8 kilómetros.
Dentro de la variedad de rocas descritas por este autor, se mencionan entre otras, rocas ígneas tales como andesitas,
pórfidos de andesita, basaltos, fragmentos de pumitas, brechas volcánicas, andesitas piroxénicas, basaltos
amigdaloides, dacitas y diabasas.
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
El análisis petrográfico de las cuatro muestras ígneas, objeto de este trabajo, revela la existencia de tres rocas
volcánicas y una plutónica, cuya mineralogía observada y la clasificación puede apreciarse en la tabla 1. Las rocas
volcánicas poseen algunas características comunes como la existencia de fenocristales de piroxenos y andesina (An3050). También se destaca la existencia de texturas eutaxítica y admidaloide en la muestra iav31, lo que refleja su
carácter de flujo piroclástico. Estas rocas forman parte de la serie calco-alcalina: Basaltos – Andesitas – Dacitas –
Riolitas, ya propuesta por DALY (1933) en el arco de las Antillas Menores, donde las características principales de
las mismas son la existencia de rocas porfiríticas, fenocristales de plagioclasa cálcica zonada, ortopiroxenos
(hipersteno), hornblenda y biotita.
Tabla 1. Resumen general de la mineralogía observada en secciones finas de muestras ígneas de Isla de Aves
Muestra
iav 24
iav 26
iav 27
iav 31
Mineralogía
Matriz afanítica, piroxeno (augita) prismático y alargado, andesina, pirrotita
Matriz vítrea, andesina tabular zonada, hipersteno, hematita, apatito, horblenda
Holocristalina, cuarzo, andesina y feld.K, biotita, epidoto, hematita
Matriz afanítica, cuarzo, andesina, feld.K, pirrotita, apatito
Clasificación
Andesita porfidítica
Pórfido de andesita
Melanosienogranito
Riolita cuarcífera
En cuanto a la composición química, REA & BAKER (1980) presentan una revisión de datos químicos de rocas del
norte de las Antillas Menores, encontrando valores generales de SiO2 entre 48% y 65 %, con rangos para andesitas
entre 54 y 63 % y mayores a 70% para las riolitas. Otras características químicas de estas rocas calco-alcalinas
mostradas por los autores son bajas concentraciones de TiO2 (< 0,9%) y MgO (< 4,5%) y relativamente altas de
Al2O3 (17% - 18,5%) y CaO (6,8% - 9,4%). Al comparar los datos obtenidos en muestras de Isla de Aves (Tabla 2),
se puede apreciar, con excepción de iav31 (melano-sienogranito), que los valores de SiO2, TiO2, Al2O3, MgO y CaO
corresponden con los rangos establecidos al norte de las Antillas Menores. Con respecto a los valores de elementos
traza, estos varían dependiendo de la localidad, por lo que se muestran datos de Dominica (BROWN et al., 1977) ya
que esta se ubica al este de Isla de Aves. Los siguientes datos son valores promedios de andesitas de dicha isla: Zr
(102ppm), Rb (42ppm), Ni (37ppm), Cr (126ppm), Sr (284ppm) y Ba (215ppm). Al comparar estos valores con las
andesitas obtenidas en este trabajo (iav24 y iav26) se observa una diferencia significativa entre estas.
Tabla 2. Concentraciones de elementos mayoritarios (%) y traza ( ppm) de muestras ígneas provenientes de Isla de Aves
ID
Al2O3 SiO2 CaO K2O TiO2 Fe2O3 MgO MnO
iav24 14,40 54,60 5,23 4,66 0,73
6,73
Mo
Zr
Sr
4,71 0,047 181 70 774
Rb
Pb
16
<15 577 <20 2339 5210 7955 <70 2349 395 328
Se
V
Hg
Zn
Cu
Ni
Co
Cr
Ba
iav26 14,52 52,52 5,82 0,59 0,41
5,78
0,71 0,178
6
56 285
33
<15
27
39
87
254
292
118
252 <100 157
iav27 11,50 73,96 0,68 4,48 0,11
2,55
2,11 0,025
35 221 28
416
39
<4
<20
7
135
<40
<70
<35 <100 <15
iav31 10,82 78,46 0,42 4,57 0,27
2,17
2,83 <0,01
4
295
24
<4
<20
<5
45
<40
74
<35
77
79
135 856
Según el diagrama K2O vs SiO2 de LE MAITRE et al. (1989) (Fig. 1a), las muestras de Isla de Aves corresponden a
una serie calco-alcalina, distribuyéndose en zonas correspondientes a medio y alto contenido de K2O. Esto concuerda
con la secuencia de rocas propuesta por DALY (1933). De la misma manera, al representar las concentraciones de Ti
y Zr en el diagrama de discriminación de basaltos propuesto por PEARCE & CANN (1973) (Fig.1b), la zona de estudio
químicamente corresponde, como era de esperarse a basaltos calco-alcalinos o toleíticos de arco de islas.
14000
5
4
iav27
a
b
Ti (ppm)
M edio K2O
Serie Calco-Alcalina
2
IV
10000
Alto K2O
Serie Calco-Alcalina
3
%K2O
12000
iav31
iav24
8000
Arco de
isla
II
6000
MOR
I
Bajo K2O
SerieTholeítica
iav26
iav26
2000
0
III
iav24
4000
1
MOR
Basaltos
calco-
iav31
0
45
55
65
%SiO2
0
75
20
40
60
80
100
120
140
160
180
200
Zr (ppm )
Figura 1. a) Diagrama de LE MAITRE (1989) para series toleíticas y calco-alcalinas. b) Diagrama de PEARCE & CANN (1973)
para discriminación de basaltos.
14
Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Finalmente se tiene que las muestras recolectadas en Isla de Aves en primer lugar guardan relación con las rocas
reportadas por NAGLE (1972). Las mismas (iav24, iav26, iav31) corresponden a series calco-alcalinas que conforman
la secuencia de rocas Basaltos-Andesitas-Dacitas-Riolitas reportadas por REA & BAKER (1980) en islas de las
Antillas Menores. Las composiciones químicas obtenidas por FRX-ED se ubican dentro de los rangos establecidos
para estos tipos de rocas al compararlos con datos de las Antillas Menores, aunque los traza difieren
significativamente. A pesar de la poca cantidad de muestras, los diagramas de LE MAITRE (1989) y de PEARCE &
CANN (1973), permiten confirmar la posible procedencia de estas rocas y vincularlas químicamente a series calcoalcalinas y arcos de islas respectivamente.
ROCAS VOLCÁNICAS DE LA ZONA DE SANARE, ESTADO FALCÓN. VENEZUELA
(Volcanic rocks of Sanare zone, Falcon state, Venezuela)
CAMPOSANO L., URBANI F., VISCARRET P., FOURNIER H. & BARITTO I.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. Geología y Geoquímica. Caracas.
Email.: [email protected]
(Cartel en CD anexo, carpeta 8. Poster in enclosed CD, file 8)
El primer autor en notar la presencia de cuerpos de rocas volcánicas en la zona de Sanare fue NATERA (1957),
posteriormente son mencionadas por GONZÁLEZ (1979). CAMACHO & MIJARES (1989) cartografían geológicamente
la zona de Sanare y reportan en la quebrada Yaracuibare una serie de cuerpos ígneos de “andesita” sin mayores
descripciones. Esa misma localidad ha sido visitada recientemente, ubicándose dichos cuerpos en dos afloramientos
separados en una extensión de aproximadamente 210 m (FOURNIER et al. 2003). Se encontraron varios diques (o
mantos) de basalto, intrusionando las lutitas de la Formación Cerro Misión (Eoceno Tardío), en ellos se tomaron
muestras para ser analizadas petrográfica y geoquímicamente.
En el primer afloramiento el rumbo y buzamiento general de las rocas sedimentarias es de N55E 67S, aquí la roca
(K01) ígnea conserva la misma orientación geológica que las rocas sedimentarias pero con buzamiento vertical. En el
contacto entre esta roca y la arenisca adyacente se puede observar un material gris oscuro de unos 10 cm de espesor,
de grano muy fino y de aspecto filítico que delata algún proceso de cocción. En el segundo afloramiento (K02-K04)
se puede apreciar la geometría de los cuerpos ígneos y el contacto con la roca caja lutítica. Son cuerpos tabulares, de
aproximadamente 2 m de altura y con variaciones de espesor desde 0,7 m hasta 3,1 m. El rumbo de estas rocas es de
N50°E y un buzamiento predominante de 60°S, en algunos es subvertical (K02 y K04).
En este afloramiento el contacto con las rocas ígneas es una capa de grano sensiblemente más fino, de color negro
a gris oscuro y de aspecto y consistencia filítica muy parecido al encontrado en el primer afloramiento. Todos los
cuerpos ígneos son tabulares por lo que se pueden clasificar como diques, sills o mantos (Tabla 1).
Tabla 1. Dimensiones de los diques.
Afloramiento de la muestra
K01
K02
K03
K04
Ancho (m)
3,1
1,15
0,7
1,4
Alto (m)
2,0
1,0
0,5
-
Área (m2)
6,2
1,15
0,35
-
Debido a la concordancia geométrica entre la roca caja (arenisca y lutita) y las rocas ígneas, se pudiera pensar en
un Sill como estructura intrusiva, concordante con la roca caja, sin embargo no se puede asegurar en todos los casos
debido a la erosión y remoción del material de aspecto cocinado adosado a los diques. De cualquier modo son
tabulares por lo tanto se descarta sean apófisis, que son por naturaleza irregulares.
En cuanto a los resultados petrográficos, la plagioclasa y los carbonatos son los minerales esenciales, seguido de
olivino serpentinizado (antigorita) en algunos cristales de hábito prismático. La calcita, muy abundante, se encuentra
como alteración de la plagioclasa. El tipo de plagioclasa resultó ser oliglocasa-andesina (An10-An50). La cristalinidad
de la mayoría es hipocristalina, con granularidad fanerítica, de fábrica subidiomórfica y porfirítica. Las texturas
reportadas son las siguientes: poikilítica (leucoxeno en antigorita y en siderita), afieltrada (matriz de plagioclasa sin
orientación) y ofítica (interrelación entre piroxeno y plagioclasa). Según su mineralogía todas las rocas son
clasificadas como Leucobasalto (Tabla 2).
15
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Tabla 2. Resultados petrográficos.
Composición mineral
Gran.
Fbr.
Cz. Pla. Ol.
Px.
Matriz
Fd-K.
Clasif.
Fanerítica Subidiomorfica
50
3
17
15
Fanerítica Subidiomorfica
65
5
5
20
5
Leucobasalto
Fanerítica
K03
0,5-2
Hipocristalina
Subidiomorfica
2
50
13
15
16
4
Porfirític
Fanerítica
K04
0,5-2
Hialocristalina
Subidiomorfica
55
5
23
17
Porfirític
Tam: tamaño de grano, Cristal: cristalinidad, Gran: granularidad, Fbr: fábrica, Cz: cuarzo, Pla: plagioclasa, Ol: olivino serpentinizado, Px:
piroxeno, Fd-K: feldespato potásico, Clasif: clasificación de la roca. Matriz afanítica no diferenciable.
ID
K01
K02
Tam (mm)
0,5-1
0,5-2
Cristal.
Hipocristalina
Hipocristalina
Los resultados petrográficos indican que las rocas ígneas han sido alteradas por un proceso de hidratación y de
carbonatización, ya que se puede observar que en algunos granos se conservan los hábitos de minerales máficos,
tales como olivino y piroxeno y que han sido reemplazados por antigorita y calcita, presentándose ahora como
seudomorfos. Es muy posible que el Ca+2 de los carbonatos haya sido aportado por la matriz plagioclásica.
En cuanto a los datos geoquímicos se tiene que los valores de SiO2 se encuentran por debajo del 50%, además
poseen bajas concentraciones de K2O y Na2O, y mayores de MgO, Fe2O3 y CaO con respecto a una andesita
promedio. Los elementos traza Co, Cr, Pb, Th, V, Y y Nb son en general mayores que dicho promedio, mientras Cu,
Rb, Sr y Zr son considerablemente más bajos (Tabla 3).
Tabla 3. Resultados geoquímicos.
ID
SiO2
P2O5
MnO
K2O
CaO
Fe2O3
TiO2
MgO
Na2O
Al2O3
Ba
Co
Cu
Cr
Pb
Rb
Sr
Th
V
Y
Zn
Zr
Nb
K01
49,51
0,29
0,13
0,693
7,71
8,36
0,405
7,88
2,99
17,74
96
29
3
122
22
18
137
8
362
28
29
22
32
K02
46,84
0,21
0,14
0,10
8,24
10,03
0,334
15,88
2,05
13,86
97
45
0
317
21
0
129
6
621
27
29
18
27
K03
49,80
0,27
0,20
0,10
11,71
8,06
0,401
5,44
0,60
21,68
0
31
47
236
23
0
89
9
473
27
31
21
27
K04
47,81
0,19
0,16
0,10
8,94
10,74
0,346
13,14
1,44
14,09
37
53
41
307
22
0
83
3
671
26
30
15
25
El gráfico de discriminación de COX et al. (1979), a partir de los álcalis (Na2O+K2O) y SiO2 permite clasificar
estas muestras como basaltos, mientras el gráfico de PEARCE & CANN (1973) con los elementos inmóviles Ti y Zr,
las clasifica como basaltos toleíticos de bajo potasio. Otros gráficos como el de IRVING & BARAJAR (1971), usando
MgO, FeO y álcalis (Na2O+K2O) y PEARCE (1975) con datos de Ti y Cr, también ubican estas muestras dentro del
campo de basaltos toleíticos (Fig.1).
Muchos autores sugieren que las suites toleíticas están caracterizadas por basaltos con presencia de piroxenos con
bajo calcio, junto con plagioclasa cálcica y bajos en sílice, además de ser rocas enriquecidas en hierro; a su vez son
propios de volcanismo intraplaca.
Al graficar Cr vs Y según PEARCE (1982) para proveniencia tectónica, los basaltos se ubican en el campo de los
basaltos intraplaca. Los datos de esta localidad parecen reforzar lo indicado por GRANDE (2005), quien sugiere que
las volcánicas de Falcón Central son de origen intraplaca y propone que los magmas que formaron estos cuerpos se
generaron en el manto superior posterior a un proceso de expansión cortical o rifting, que no llegó a la etapa final de
separación continental creando corteza oceánica.
Estas consideraciones hacen suponer que las rocas volcánicas de Falcón Oriental, en Sanare, también orientadas
W-E, pueden corresponder a la misma suite de rocas o ser relativamente más jóvenes.
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
18000
100000
LKT - A,B
CAB - A,C
OFB - B,D
15000
LKT - Low Potassium Tholeiites
OFB - Ocean Floor Basalts
D
9000
6000
B
Ti
Ti
12000
10000
OFB
C
A
3000
LKT
0
0
1000
25 50 75 100 125 150 175 200 225 250
10
Zr
100
1000
Cr
FeOt
1000
MORB
Tholeiitic
C r(ppm )
100
10
WPB
VAB
Calc-Alkaline
1
Na2O+K2O
1
MgO
10
100
Y(ppm)
Figura1. Diagramas de discriminación de basaltos a partir de datos geoquímicos.
MINERALOGÍA Y GEOQUÍMICA DE DIVERSAS UNIDADES DE MÁRMOL DE LA SERRANÍA DEL
LITORAL, CORDILLERA DE LA COSTA, VENEZUELA (*)
(Mineralogy and geochemistry of the several marble units of the Serranía del Litoral, Venezuela)
CARABALLO E.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica. Caracas 1053.
Tutor: Franco URBANI. UCV y FUNVISIS. Caracas.
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Cartel en CD anexo, carpeta 9. Poster in enclosed CD, file 9)
En la parte central de la Serranía del Litoral de la Cordillera de La Costa se hallan las siguientes unidades que
contienen grandes cuerpos de mármol, a saber:
Complejo Nirgua: Perteneciente a la Asociación Metamórfica La Costa, y de la cual se tomaron muestras en
Chichiriviche de la Costa, Vargas.
Mármol de Antímano: se extiende desde el suroeste de Caracas, hasta el flanco norte de la Serranía del Litoral,
específicamente hacia el este de La Guaira. Buenos afloramientos se encuentran en la Cantera Nacional de Mamera y
en la cuenca del río Camurí Grande. Se tomaron muestras en las canteras de Mamera.
Mármol de Zenda: esta unidad pertenece al Esquisto Las Brisas. Se estudiaron diversos cuerpos que afloran desde
Baruta hasta Fila de Mariches.
Mármol de Los Colorados: es una unidad del Esquisto Las Mercedes. Se muestreó la cueva Alfredo Jahn,
Birongo, edo. Miranda.
Se compilaron todos los datos mineralógicos (% de dolomita) y geoquímica de 1.137 muestras de las unidades
citadas, analizadas previamente por numerosos estudiantes del Laboratorio de Geología y Geoquímica, para luego a
través de programas de estadística, realizar diversos tipos de procesamientos univariantes y multivariantes, además
de gráficos comparativos.
Analizando los diagramas (Fig. 1) se tiene que en general:
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
- Nirgua posee mayores concentraciones de SiO2, Fe2O3, TiO2, V, Cr, Ni, Zr, Zr y Sr de manera general se tiene
que ha recibido un mayor aporte siliciclástico, volcaniclástico o una fuente mixta dado que las concentraciones de
éstos en esta unidad son mayores con respecto a las demás.
- Antímano, muestra una tendencia parcialmente semejante a Nirgua, si bien no se disponen de todos los
elementos trazas para una mejor comparación.
- Los Colorados muestra un patrón inverso a Nirgua, es decir con valores bajos o mínimos en los mismos
elementos. Probablemente se depositó en una zona alejada del aporte de clásticos ya que presenta bajas
concentraciones con respecto a las otras unidades.
- Zenda, a pesar que presenta una baja concentración en SiO2, evidencia algún tipo de aporte de clásticos, esto
dado por un aumento en las concentraciones de Al2O3, Zn, Zr, Rb, Ba, Ge, La y Sn.
60
0,3
SiO2
TiO2
50
0,2
%
%
40
30
0,1
20
10
300
20
Los Colorados
15
10
150
5
100
0
Antímano
Zenda
Nirgua
200
Los Colorados
250
MgO
Zenda
%
25
Antímano
Antímano
Nirgua
Zenda
Antímano
Nirgua
Colorado
30
Zr
350
Nirgua
p.p.m.
400
Zenda
0
0
Figura 1. Diagramas de caja que indican una diferencia conspicua entre unidades mayores. Están ubicadas de oeste a este.
Los resultados indicaron que las unidades principales como Nirgua y Antímano (Asociación Metamórfica La
Costa) recibieron un aporte siliciclástico y/o volcaniclástico. Esto dado por las altas concentraciones de elementos
(Tabla 1) asociados a fuentes terrígenas y volcánicas (Ba, TiO2, Zr, Rb, Sr, etc). Es probable que Zenda se haya
generado en una plataforma carbonática de aguas restringidas y probablemente con alta tasa de evaporación que
permitió y favoreció la dolomitización, y con aporte adicional siliciclástico.
Tabla 1. Distribución general de la concentración de los elementos analizados para cada unidad. Esta busca comparar las unidades
de mármol y establecer diferencias y semejanzas entre ellas.
Unidad
SiO2
Al2O3
CaO
MgO
Fe2O3
TiO2
MnO
V
Cr
Ni
Zn
Zr
Rb
Sr
Ba
Ge
La
Sn
Te
I.C.
Dol.
Nirgua
Antímano
Zenda
Los Colorados
Máxima concentración
Concentración intermedia
Mínima concentración
No posee análisis
La Fig. 2 muestra la distribución de sílice y de dolomita en los cuerpos de mármol de la Cordillera de La Costa. El
SiO2 indica un aporte por una fuente de sedimentos terrígena y/o volcaniclástica ácida, y se observa que Nirgua ha
recibido una mayor cantidad de sedimentos probablemente en una plataforma abierta que contrarrestara el proceso de
dolomitización, por el contrario Los Colorados no está muy influenciada por esta característica, esto probablemente
por la lejanía a la fuente, siendo muy poco dolomítica.
Antímano presenta una configuración similar en cuanto a siliciclásticos, ya que tienen una cantidad muy similar a
Nirgua. El Mármol de Zenda se halló muy probablemente en una zona restringida con alta evaporación que
permitiera la acumulación de magnesio y permitiera promoviera el proceso de dolomitización (junto a un sedimento
poroso y permeable que permitiera la migración del Mg).
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100
80
80
Dolomita
%
40
20
60
Los Colorados
40
20
0
0
0
10
20
30
40
0
50
20
40
60
80
100
100
100
80
80
Dolomita
%
60
60
%
%
SiO2
Nirgua
100
40
20
0
40
20
0
0
Mármol de
Nirgua
60
10
20
30
40
50
0
20
40
60
80
100
Mármol de Los
Colorados
Mármol de Zenda
Mármol de
Antímano
Antímano
Zenda
40
20
0
0
10
20
30
40
50
40
40
20
0
0
20
40
60
80
100
80
60
%
60
20
0
100
%
60
%
60
Dolomita
80
SiO2
100
80
Dolomita
100
80
SiO2
%
100
40
20
0
0
10
20
30
40
50
0
20
40
60
80
100
Figura 2. Mapa esquemático de ubicación de los cuerpos principales de la Cordillera de La Costa que muestra la distribución de
sílice y dolomita.
Entre los diversos cuerpos del Mármol de Zenda del Sur de Caracas se notan fuertes variaciones. Existe un
enriquecimiento de elementos traza de Oeste a Este (zonas 3 a 2, Fig. 3), y luego ocurre una disminución brusca
hacia Fila de Mariches (zona 1, Fig. 3). Es posible que exista algún control de falla que sea la causa de las diferencias
químicas entre las zonas 2 y 1.
N
2
3
1
Figura 3. Mapa esquemático de ubicación de los cuerpos menores del Mármol de Zenda, donde están presentes las tres zonas
definidas en base a la concentración de los elementos traza.
ALGUNAS PROPUESTAS PARA EL COMPLEJO DE EL TINACO
(Some proposals about El Tinaco Complex)
CONTRERAS O.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica. Caracas 1053.
(Presentación de 21 láminas en CD anexo, carpeta 10. Presentation of 21 slides in enclosed CD, file 10)
El Complejo Tinaco fue definido por RENZ & SHORT (1960) como una gran variedad de rocas ígneas y
sedimentarias metamorfizadas muy plegadas. Posteriormente, MENÉNDEZ (1965) incluye en el Complejo de El
Tinaco al Gneis de La Aguadita, el Esquisto de Tinapú y algunos plutones trondhjemíticos. JARVIS (1966) señala que
el Complejo de El Tinaco forma parte del basamento de la Cordillera de La Costa, en la Faja de Caucagua - El
Tinaco. Las rocas del Complejo de El Tinaco afloran en los alrededores del pueblo de Tinaco, estado Cojedes. Por
ser una unidad metamórfica intensamente deformada el espesor no es determinable.
Como es de esperar en estas rocas metamórficas no se han detectado fósiles, pero según determinaciones por el
método Rb/Sr, OSTOS (1990) en el Gneis de La Aguadita indica una edad aparente de 945+/-178 Ma (PreMesozoico), por lo cual las correlaciones previas con otras unidades presuntamente basamento en otras napas de la
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Cordillera de la Costa, como el Gneis de Sebastopol no es válida dado que ésta última unidad es de edad Ordovícico.
En cuanto al mármol de la Quebrada Corozal, el análisis petrográfico y por difracción con rayos x corresponde a un
mármol tremolítico, y no diopsídico como señalan RENZ & SHORT (1960).
Es de hacer notar que RENZ & SHORT (1960) no proponen una localidad tipo para el Complejo de El Tinaco, por
consiguiente en este trabajo se propone como localidad tipo el cauce superior bajo de la quebrada Corozal, a la cual
se llega saliendo de Tinaco por la carretera hacia San Carlos (estado Cojedes), 2,2 Km al norte, en la vía a la mina de
amianto. Esta propuesta de localidad tipo se debe a la variedad y buena calidad de los afloramientos. En esa sección
el Complejo se encuentra en contacto de falla con el Complejo Sedimentario Corozal.
Adicionalmente se redefine el Complejo Tinaco como una unidad de rocas metamórficas (metaígneas y
metasedimentarias) altamente tectonizadas, donde se presenta una amplia variedad litológica como: esquisto, gneis,
mármol, anfibolita, trondhjemita, metagranito, volcánicas, etc. Se recomienda además incluir en el Complejo a la
actual Formación Pilancones, con los nombres de Volcánicas de Pilancones, con el fin de agrupar estas unidades y
así simplificar la terminología geológica del área, comprendidas dentro de la Napa Caucagua - El Tinaco. La
adyacente Formación Tiramuto pertenece a la Napa de Villa de Cura
Anfibolita.
Mármol anfibólico.
Quebrada Corozal. Complejo de El Tinaco
LA OTRA CARA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS EN EL ÁREA DE CARACAS
DÍAZ QUINTERO A.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología Minas y Geofísica. Caracas 1053. Email: [email protected]
Las rocas metamórficas que conforman los alrededores de la ciudad de Caracas han venido siendo estudiadas y
clasificadas desde el año de 1938, cuando AGUERREVERE y ZUOLAGA establecieron los primeros criterios
petrográficos y cronoestratigráficos sobre las mismas, a continuación de los cuales, una serie de autores, entre los
cuales podemos mencionar a DENGO (1951), SMITH (1952), SEIDERS (1965), WEHRMANN (1972), OSTOS, NAVARRO
& URBANI (1987), y URBANI (1999) han hecho valiosos aportes para la compresión del marco regional donde se
ubican las citadas rocas.
Ha sucedido que casi paralelamente a las actividades de los autores antes citados, se produjo una intensa
intervención de esas rocas, como consecuencia del crecimiento urbanístico que se dio en la ciudad, como
consecuencia de lo cual, comenzaron a ejecutarse cortes de altura relevante que permitieron la exposición prolongada
de extensas secciones de las mismas, no solamente a las inclemencias del clima local, sino a los efectos del microclima antrópico que genera el hombre en las zonas altamente urbanizadas.
Cronológicamente podríamos establecer que el proceso de intervenciones o de cortes extensos y altos, se inició
hacia el año de 1946, cuando se cortó la trinchera que se conoce desde entonces como “La Roca Tarpeya”, donde se
expusieron sección de rocas de los Esquistos de las Mercedes. Posteriormente se inició el urbanismo de las colinas
ubicadas al sur del río Valle, donde se localizan las urbanizaciones de Colinas de Santa Mónica Y Colinas de Bello
Monte. Así mismo puede destacarse la carretera Panamericana Caracas – Los Teques y la Autopista Caracas – La
Guaira. Después de los años 50, la intervención de las colinas se extendió hacia lo que se ha venido denominando el
20
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
sureste de Caracas, que ha incorporado al área metropolitana las poblaciones de Baruta y el Hatillo, hasta llegar al
cuadro urbano urbanístico “organizado” que existe actualmente. Conviene destacar el concepto “organizado” ya que
después del 23 de enero de 1958, ocurrió una lenta, gradual y casi continua ocupación de las “otras colinas” que por
no estar “organizadas”, se han denominado “cerros”, en los cuales no se han ejecutado cortes muy altos, pero sí muy
numerosos y que también vamos a considerar en este intento de evaluación.
Las respuestas de las rocas han sido variadas y por lo tanto, nos permiten establecer, en algunos casos, relaciones
de causalidad casi directas, por ejemplo, los cortes efectuados a lo largo de la Autopista Coche-Tejerías, sobre los
esquistos y las filitas grafitosas, generaron inestabilidades a muy corto plazo, lo cual permite catalogar a dichas
facies, como materiales muy vulnerables o muy sensibles ante las intervenciones, lo cual obligaría a la adopción de
criterios de diseño muy conservadores. Otro caso contrastante al anterior son los cortes en las facies presentes en la
Roca Tarpeya, las primeras inestabilidades ocurrieron casi veinte años después, observándose que las mismas
ocurrieron en uno de los lados de la trinchera y en un sector muy bien localizado. Las inestabilidades en la carretera
Caracas – Los Teques igualmente se desarrollan después de un lapso que ronda los veinte años y cerca de treinta
años transcurrieron para que las inestabilidades se generaran en la Colinas de Santa Mónica.
En los casos reseñados, las condiciones a las cuales fueron expuestas las rocas no fueron exactamente las mismas,
tampoco son iguales las facies litológicas afectadas. Las condiciones “ambientales generales” pueden ser
establecidas, pero ¿Se ha investigado a profundidad el proceso geoquímico o bioquímico que determinó el
decaimiento de las propiedades geotécnicas originales de las rocas? La respuesta es un no rotundo. ¿Fueron afectadas
las mismas litologías en todos esos casos? Exceptuando las facies grafitosas que son fácilmente identificables, en el
resto de los casos, la definición petrológica suele ser genérica y corrientemente se mencionan o se identifican
“esquistos”, pero sin un respaldo petrográfico adecuado, ya que éste suele estar ausente en los estudios geotécnicos
rutinarios que sobre dichas rocas se han venido efectuando. Personalmente pienso que el costo de materializar tal
respaldo es despreciable, en comparación con el costo total del estudio puntual.
Las experiencias vividas en los diversos estudios realizados en los alrededores de Caracas le permiten al autor
plantear la persistente presencia de filitas, sin que pueda establecer en que proporción están, ni en cual nivel
estratigráfico de las diferentes unidades consideradas se encuentran. Pero hay filitas y las mismas han influido en la
evolución de los problemas geotécnicos de la región en una proporción que aun desconocemos.
En consecuencia se plantea la necesidad de iniciar un proceso de profundización del conocimiento de esa otra cara
de las rocas metamórficas de nuestro entorno, lo cual pasa por hacer estudios petrográficos mas detallados y por
cerrar filas con los especialistas en geoquímica, cuyos aportes pueden ser muy valiosos.
LAS KIMBERLITAS DE GUANIAMO. VENEZUELA
(The Guaniamo Kimberlites. Venezuela)
GRANDE S.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas 1053. Email: [email protected].
(Presentación de 22 láminas en CD anexo, carpeta 11. Presentation of 22 slides in enclosed CD, file 11)
En la región de Guaniamo, 300 km al sur de Caicara, estado Bolívar, aflora un conjunto de mantos y diques de
kimberlita, cuya meteorización ha producido ricos placeres aluviales diamantíferos, explotados desde 1950 con
métodos artesanales. El descubrimiento de estas rocas data de 1988, cuando Peter NIXON, un geólogo sudafricano,
reportó su existencia en un artículo de la revista sudafricana Industrial Diamonds Quarterly (INDIAQUA) en el cual
se describe su ubicación en la cuenca de la quebrada Grande, afluente del río Guaniamo y se muestran fotografías de
los delgados mantos y diques de kimberlita. El trabajo incluso menciona determinaciones preliminares de edad K-Ar
en flogopita de 1.700 Ma, ubicándolas así en el Proterozoico medio, como otras kimberlitas en el sur de China.
Nuevos trabajos realizados por CHANNER (1999, 2003) y exploraciones de la empresa Guaniamo Mining
Company, han realizad estudios más profundos, incluyendo calicatas y perforaciones hasta de 150 m, donde se han
extraído núcleos frescos que han permitido establecer mejor la forma y ubicación de estos cuerpos. Se trata en efecto
de delgados sills o mantos de 1-3,5 m de espesor, con un perfil bastante irregular y un buzamiento promedio de 8-10º
N, que aparecen en tres niveles paralelos distintos abarcando unos 230 m. Las típicas chimeneas de brecha o
diatremas no han sido halladas en la región. Nuevas determinaciones radimétricas por el método Rb-Sr en flogopita
arrojaron edades entre 830 y 700 Ma, colocándolas en el Neoproterozoico, casi 1.000 Ma más jóvenes que la edad
antes determinada.
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Las kimberlitas de Guaniamo son bastante particulares, incluso lo son los diamantes que contienen. Su tenor puede
alcanzar valores récord de hasta 0,3 g/tm, lo cual las hace económicamente muy atractivas, pero son sus propios
diamantes las que las hacen tan particulares. La roca es sí es inequigranular, porfídica, con grandes fenocristales de
Mg-olivino de 0,4-0,8 cm de diámetro, enstatita, diópsido, flogopita, granate y geikelita (Mg-ilmenita) están
embebidos en una matriz fina de olivino serpentinizado, calcita y clorita. Estos tres últimos minerales de seguro
reflejan algún tipo de alteración hidrotermal o deutérica del olivino y los piroxenos originales. Aunque parte de la
calcita podría ser incluso primaria. Los diamantes son solo xenocristales presentes en la matriz de la roca que fueron
arrastrados desde el manto superior durante el ascenso del magma, el cual tuvo que ser bastante rápido para evitar la
requilibración del mineral a bajas presiones, que lo destruiría. El diamante es pues una fase metastable traída por la
kimberlita a la superficie. El origen del magma kimberlítico se supone ligado a fenómenos de metasomatismo de
ciertas porciones del manto superior, en las cuales fueron inyectados volátiles, como H2O y CO2, y elementos
incompatibles como K y Ti, componentes todos reflejados en la mineralogía exótica de esta roca ultramáfica, como
flogopita, geikelita y calcita primaria. Esta composición anómala hace a estos cuerpos metasomatizados
particularmente inestables a profundidad obligándolos a un ascenso diapírico que produce una descompresión con
fusión parcial y exsolución de volátiles, que genera una erupción explosiva. Según WYLLIE (1982) solo si el ascenso
lleva a los diapiros por encima de la transición diamante-grafito, el magma explosivo generado allí contendrá
diamante y lo traerá a la superficie. Éstas serían kimberlitas fértiles, como las de Guaniamo o Kimberly (su localidad
tipo, en Sudáfrica). Al nivel mundial solo entre 5-10 % de las kimberlitas son diamantíferas, las demás son estériles y
solo contienen granate piropo, como en Bohemia.
En los diamantes de Guaniamo predominan las formas dodecaédricas, octaédricas y las maclas de espinela, que los
mineros locales denominan, respectivamente, “bolitas”, “trompitos” y “triangulitos Vick”, términos que describen su
morfología perfectamente. Un 80% de los diamantes extraídos son de tipo industrial o bort, los demás son de calidad
gema, sin embargo son escasos los diamantes con más de 1 quilate (1 quilate gema = 0,2 g). Según un estudio de
LAROCCA (2003), efectuado en unos 1.500 diamantes aluvionales de esta región, muestran formas cristalinas
complejas, agregados policristalinos, maclas, y hasta forman pequeñas esferillas criptocristalinas. El mismo autor
refiere que pueden ser incoloros, amarillos, verdes, grises y pardos, dando posibles explicaciones a cada tonalidad.
Los tonos verdosos al parecer se deben al ataque radiactivo mientras que se hallaban en los aluviones, que
posiblemente contenían granos o cristales de minerales conteniendo U o Th derivados de los abundantes granitos
alcalinos que afloran en el área. Los colores amarillos se deben a fracturas rellenas de hidróxidos de Fe, los grises y
pardos a distintos grados de inversión polimórfica a grafito o, posiblemente, a un gran número de microinclusiones
de minerales mantelares.
Las kimberlitas al nivel mundial contienen dos tipos de diamantes: peridotíticos y eclogíticos; estas kimberlitas son
las más ricas del mundo en diamantes eclogíticos, pues contienen casi un 90% de los mismos. En todas las
kimberlitas del mundo la mayor concentración de diamante no se halla en la roca ultramáfica misma, que a menudo
forma una especie de matriz que cementa a una brecha formada por xenolitos de rocas mantelares y corticales, sino
precisamente en los nódulos mantelares de eclogita, una eclogita de ultra alta presión denominada griquaita
(corresponde a las de tipo “A”, de COLEMAN (1972). Los delgados cuerpos tabulares de Guaniamo al parecer son
brechas intrusivas repletas de xenolitos corticales de gabro, granito, metalavas y diabasas, siendo muy escasos los
mantelares; sin embargo los diamantes son mayormente eclogíticos. Al parecer la violenta inyección de este magma
sobrecargado en xenolitos y volátiles disgregó a los nódulos fértiles de eclogita liberando a los diamantes a la matriz
kimberlítica, pues localmente el espesor de los mantos no sobrepasa los 30 cm constituyendo una angostura por la
cual el flujo hidráulico del magma se volvió turbulento y muy violento, lo suficiente para destruir los nódulos de
eclogita, que generalmente no superan los 10-15 cm de diámetro.
Existen dos maneras para determinar el origen peridotítico o eclogítico de los diamantes: a través de la relación
isotópica δ13C, o por el estudio de las inclusiones que contienen. En los peridotíticos esta relación tiene valores
cercanos a −5 ‰ con una dispersión muy pequeña de ± 0,5 ‰, indicando una fuente no fraccionada primaria,
posiblemente condrítica, es decir son diamantes formados junto con el manto terrestre hace más de 3.000 Ma. Se
trataría pues de carbono inorgánico primario del sistema solar. Las inclusiones en estos diamantes P son de granate
magnesiano (cromo-piropo), Mg-olivino, Mg-ortopiroxeno, Ca-clinopiroxeno y de la rara yimengita, una especie de
cromita con potasio hallada primeramente en kimberlitas del sur de la China, que evidencian su origen ultrabásico
mantelar. La misma relación isotópica en los diamantes eclogíticos E tiene una gran dispersión y va desde valores de
+4 a −35 ‰, se trata pues, en gran parte, de carbono con una huella fotosintética muy marcada, es decir, carbono
orgánico enriquecido en 12C.
El origen de este carbono no es difícil de explicar: se trata de restos de vida marina presentes en pelagitas u otros
sedimentos marinos suprayacentes a la corteza oceánica y que fueron, al menos parcialmente, subducidos junto con
ésta dentro del manto profundo. Esta materia orgánica soterrada se transformó primero en grafito, posiblemente
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debajo del complejo de subducción, y 100 km más abajo, a más de 50 kb de presión, en diamante. Las inclusiones
halladas en los diamantes E en vez comprenden onfacita (Na-Ca clinopiroxeno), granate almandino-piropo, cianita,
rutilo y sulfuros, como pirrotita y calcopirita, que evidencian un origen máfico, pues la eclogita no es sino corteza
oceánica metamorfizada a muy altas presiones en las zonas de subducción. CHANNER (op.cit.) indica que la presencia
abundante de estos diamantes eclogíticos pudiera indicar la existencia de una zona de subducción proterozoica al este
de la región de Guaniamo, en la zona del río Suapure, algo que tendría importantes implicaciones para la historia
geológica del Escudo proterozoico.
La lateritización tropical, tan intensa en esta región, ha creado un horizonte descompuesto y saprolítico de al
menos 30 m de espesor. Siendo estos cuerpos tan delgados, es evidente que las partes más someras de estos mantos
levemente inclinados yacen enteramente dentro del este horizonte. De este modo se ha formado un producto de
descomposición abigarrado, de colores verdes, amarillos, marrones, azulados y rojizos, que los mineros llaman
“pintura”. Sin embargo, a niveles algo profundos del horizonte laterítico la continua oscilación del nivel freático en
este régimen monzónico de lluvia-sequía muy pronunciado ha causado la silicificación de la kimberlita, produciendo
un horizonte muy duro y resistente, que los mineros llaman “pared”. En realidad debería llamarse “piso” o
“platabanda”, puesto que es un horizonte de suelo. La pared es una desgracia para los mineros pues extraer
diamantes de ella es exponerse a destruirlos, debido a la dureza del material, similar a la calcedonia. El mismo
razonamiento aplicaría a una extracción industrial también. En la “pared” son notables los abundantes pseudomorfos
silicificados de olivino euhedral, de aspecto terroso y color blancuzco. En vez la “pintura”, ubicada por encima de la
“pared”, es fácil de lavar siendo un material arcilloso deleznable; además los diamantes se han concentrado en ella en
proporción 7-10 veces mayor que la que tienen en la kimberlita fresca, la cual solo se consigue en perforaciones
profundas, obviamente.
Las primeras explotaciones artesanales en la quebrada Grande beneficiaron gravas diamantíferas soterradas debajo
de unos 8-9 m de aluviones recientes. Dichas gravas al parecer se formaron durante la última era glacial, cuando el
clima en el Escudo de Guayana era mucho más seco que el actual, incluso llegando a ser árido, de modo que el
drenaje era intermitente y formaba torrenteras efímeras. Sin embargo las excavaciones a partir de 1972 fueron más
abajo de este horizonte gravoso, alcanzando los 25 m, pero la producción seguía en aumento. Era obvio que los
mineros, sin tener ninguna preparación ni conocimientos estaban ya explotando el horizonte de “pintura”, una zona
de enriquecimiento secundario desarrollada encima de los cuerpos soterrados de kimberlita. Algunas perforaciones y
excavaciones a veces dejaban al descubierto los delgados mantos o algunos diques alimentadores casi verticales,
pero de seguro eran confundidos con cuerpos de diabasa o gabro comunes en la región, pero solo hasta 1988, cuando
un experto sudafricano en kimberlitas viajó a esta región se pudo acertar la existencia de esas rocas madre
diamantíferas.
Las kimberlitas de Guaniamo son las únicas halladas hasta ahora en Venezuela. Existen numerosos aluviones
diamantíferos en otras partes del estado Bolívar, en Guyana y Brasil, pero en ninguna otra localidad se ha hallado la
roca madre kimberlítica tan claramente expuesta. CHANNER (1999) menciona la posibilidad de que otros hallazgos
podrían hacerse en el futuro inmediato, pues las regiones afectadas por intrusiones kimberlíticas no son zonas
puntuales sino grandes cratones arqueanos, donde la litosfera continental tiene una profunda raíz de más de 150 km.
Y es imposible que estos cratones se limiten a zonas tan restringidas como la de quebrada Grande solamente.
Superponiendo el mapa de Sudáfrica sobre el del Escudo de Guayana es obvio que el campo de kimberlitas de
Transvaal abarca la totalidad del Escudo de Guayana, incluyendo partes de Brasil y las Guayanas, puesto que mide
1.200 km x 900 km, es decir, un área mayor que la de toda Venezuela. De este modo las perspectivas para la
industria diamantífera en el Escudo de Guayana lucen muy esperanzadoras, será posible a futuro el hallazgo de
enjambres de diatremas y chimeneas altamente productivos, y encontrar kimberlitas, alnoitas o lamproitas en otras
partes del Escudo donde se explotan desde hace décadas aluviones diamantíferos, como San Pedro de las Bocas, El
Paují o Icabarú.
ROCAS ÍGNEAS DE LA PENÍNSULA DE PARAGUANÁ
(Igneous Rocks of the Paraguaná Peninsula, Venezuela)
GRANDE S.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas 1053.
En la península de Paraguaná afloran dos grandes conjuntos de unidades de rocas ígneas, altamente contrastantes,
tanto por su mineralogía y litología, como por su marco tectónico de origen, y su edad geológica. Éstos son:
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
1. Mesa de Cocodite: donde afloran la Metagranodiorita de El Amparo y un probable basamento gnéisico-filítico,
de posible edad Paleozoico tardío a Proterozoico. La unidad denominada Filita de Pueblo Nuevo es edad Jurásico,
pues contiene amonites fósiles que permitieron datarla. Ésta debe estar en contacto erosional y/o tectónico sobre el
basamento antiguo que incluye al El Amparo y las posibles rocas metamórficas antiguas asociadas.
2. Napa ofiolítica de Paraguaná: formada por:
a. Las unidades Santa Ana, Siraba, Capuana y Arajó: integrado por rocas como basalto, diabasa, gabro y
anortosita, de afinidad tholeítica.
b. Ultramáficas de El Rodeo: integrado por harzburgita y dunita serpentinizada con cromitita podiforme,
intrusionadas por diques marginales de gabro pegmatítico.
En pocos lugares de la geografía nacional es posible evidenciar tan claramente la yuxtaposición tectónica de
litologías con edades tan diferentes y tan distinto carácter litológico como en la península de Paraguaná. El contacto
entre ambas unidades no aflora debido a que toda la península está cubierta por una secuencia sedimentaria tabular
de edad MiocenoTardío, formada por calizas algales, areniscas calcáreas y lutitas de la Formación Paraguaná, a su
vez cubierta en discordancia por el Conglomerado del Alto, de edad Pleistoceno.
Se considera esta región como parte del complejo límite sur de la placa del Caribe, donde porciones de la corteza
anómala del Caribe han sido obducidas sobre el margen continental de Sudamérica a raíz de la colisión transpresiva
de dicha placa oceánica con el margen norte de Sudamérica. En la Mesa de Cocodite, al norte de Pueblo Nuevo
aflora un complejo granítico-metasedimentario muy peneplanizado y meteorizado, que apenas alcanza 180 m de
altura. Son pocos los datos radimétricos disponibles en estas rocas, pero existen edades U-Pb en esfena en el
Metagranodiorita de El Amparo de 262-265 Ma, que lo colocan en el Pérmico, es decir, se podría tratar de rocas del
ciclo Ouachita-Apalachiano. Empero esta edad requiere confirmación con métodos más modernos, como U-Pb en
circón, no siendo totalmente confiable, lo que podría indicar que este Granito es aun más antiguo, y quizás tenga una
edad similar a la del Granito de Guaremal (550 Ma) o la de otros granitos que afloran en los Andes de Mérida, como
el de Caparo. El complejo metamórfico asociado a este plutón pareciera ser aun más antiguo, Paleozoico temprano o
hasta Proterozoico, aunque los escasos y meteorizados afloramientos existentes realmente no permiten acertar si el
granito es intrusivo en las metamórficas, o se trata de un bloque tectónico aparte. Los más recientes estudios de
campo efectuados por MENDI & RODRÍGUEZ (2004) parecen demostrar que existen ambos tipos de contactos entre
la metagranodiorita y las metasedimentarias, en ciertas partes intrusivo con desarrollo de una aureola de contacto de
hornfels andalucíticos, y en otras partes, tectónico.
Las rocas de afinidad oceánica afloran formando cerros y filas que alcanzan los 870 m de altura en el cerro Santa
Ana, y sólo unos 350 m en el cerro El Rodeo. En su conjunto representan una suite ofiolítica casi completa, pues
están presentes desde basaltos tholeíticos a serpentinitas, pasando por casi todas las variedades de rocas gabroides y
ultramáficas, muchas con texturas de cúmulo. En la dunita del cerro El Rodeo se halla un pequeño lente (pod) de
cromitita, pero sin valor económico debido a lo escaso de sus reservas, apenas 0,01 Mt. Esta unidad posiblemente
perteneció a la corteza oceánica del Caribe, la llamada Caribbean Large Igneous Province (CLIP), de la que
numerosos fragmentos obducidos se encuentran en la península de Nicoya en Costa Rica, la cordillera Occidental de
Colombia y la isla Gorgona, en las cercanas islas de Aruba y Curazao, y también en las penínsulas de la Goajira y de
Araya-Paria (KERR et al. 2002). Estas rocas pues tienen edad Mesozoico, posiblemente Cretácico medio, pues
forman parte de la litosfera oceánica de la placa del Caribe, por lo tanto no se relacionan para nada con las de la
unidad granítico-metamórfica anterior.
Siguiendo estas consideraciones es evidente que el contacto entre ambas unidades, la continental y la ofiolítica, es
seguramente tectónico. Estudios geofísicos de refracción profunda muestran que la napa ofiolítica solo tiene una raíz
de unos 4 km, y que debajo de ella yace un basamento continental que en efecto aflora al norte del complejo
ofiolítico. Estudios gravimétricos muestran la existencia de grandes fallas de rumbo casi W-E que atraviesan el
basamento de la península de Paraguaná, pero éstas pudieran ser estructuras más jóvenes ligadas a la neotectónica
del Caribe y no al corrimiento principal que emplazó estas rocas antes del Mioceno.
Las rocas de afinidad continental, en especial la Metagranodiorita de El Amparo, podrían pertenecen a la
orogénesis Ouachita-Apalachiana, que fue una megasutura continental a escala global ocurrida hace unos 300-250
Ma, o un evento orogénico aun más antiguo, Panafricano o Grenvilliano. Este dilema solo podrá resolverse con
nuevos datos geocronológicos. La parte sur del gran orógeno Apalachiano corresponde a la cordillera de Ouachita,
que aflora en el sur y SE de Estados Unidos, la parte norte es el orógeno Apalachiano, que se prolonga hacia
Groenlandia y Europa en el orógeno Caledoniano. Este orógeno Ouachita muestra gran deformación y muchos
sobrecorrimientos, y comprende sedimentos marinos de someros a muy profundos (incluyendo novaculitas), pero
muestra una total ausencia de rocas ígneas y ningún metamorfismo. Solo existe alguna escasa evidencia de cuarzo o
fragmentos volcánicos en alguna de sus areniscas. Si formó parte de un orógeno colisional no pudo representar sino
la zona o cuenca antepaís del mismo, en cuyo foredeep se depositaron las novaculitas. Empero, si un océano fue
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
cerrado durante esta orogenia, tuvo que haber subducción y la formación de un margen activo en el continente
opuesto, es decir, en el norte de Sudamérica. Porciones de dicho arco volcánico-plutónico se reconocen en Venezuela
y arrojan edades entre 270-260 Ma, incluyendo el Gneis de Cabriales, el Gneis de Sebastopol y el mencionado
Granito de El Amparo. Rocas de edades similares se encuentran también en los Andes de Mérida, sobre todo en la
zona de Valera-La Puerta y Timotes-Chachopo.
Por otra parte, si estas rocas son aun más antiguas representarían la sutura terminal que dio origen al
supercontinente de Gondwana, la orogénesis Panafricana-Brasiliana hace 500-600 Ma, o al evento proterozoico que
dio origen al supercontinente de Rodinia, en el Proterozoico tardío, hace 1.000 Ma.
Si se observa el ancho de un margen activo actual, por ejemplo los Andes centrales de Perú, es obvio que un
orógeno como el Ouachita antes de ser separado por el rifting que abrió el proto-Caribe y separó a Norteamérica de
Sudamérica (realmente Gondwana occidental), tuvo que tener a menos 300-400 km de ancho en sentido N-S. De este
modo, si se considera que los bloques de Yucatán y Chortis formaban parte del margen norte de la placa
Sudamericana cuando se formó este orógeno, y sobre todo cuando se generó el margen activo, es muy posible que las
rocas de ese arco volcánico y de la sutura ofiolítica generada mayormente se hallen en el basamento de la plataforma
de Yucatán y en el propio bloque Chortis, en Honduras-Nicaragua. Solo granitos, de origen anatéctico, generalmente
peralumínicos y micáceos, generados en zonas retro-arco compresivas, tal cual como podrían ser los cuerpos de El
Amparo, Cabriales, Sebastopol y los andinos, situados más al sur y detrás de la zona de sutura, pudieron preservarse
en el norte de Sudamérica, pues gran parte de la anchura del arco volcánico calco-alcalino estaba en los mencionados
bloques, que luego por rifting fueron separados y rotados hasta su actual posición, lejos de Sudamérica.
Con respecto a las rocas máfico-ultramáficas del complejo ofiolítico, es bastante probable que se trate de
fragmentos obducidos de la litosfera de la placa del Caribe emplazados sobre el margen continental del norte de
Sudamérica, representado por el complejo granítico-metasedimentario paleozoico, o más antiguo, situado más al
norte. Muchos modelos se han propuesto para explicar el espesor anómalo de 12-15 km de la corteza oceánica del
Caribe. Entre ellos destacan la sugerencia de que se trate de una porción de la placa del Pacífico afectada por una
pluma mantelar que extrusionó enormes volúmenes de lavas basálticas tholeíticas y alcalinas, incluyendo localmente
picritas (Curazao Lava Formation) y komatitas (isla Gorgona, Colombia). Airadas controversias existen sobre si la
pluma en cuestión es la que está presente actualmente debajo de las islas Galápagos u otra, extinta o inactiva
actualmente. Las extrusiones de lava muy fluida, de ultramáfica a máfica se esparcieron por el fondo del Caribe
ancestral generando una gruesa meseta submarina, similar a la meseta Ontong-Java en el sur Pacífico o a la Provincia
Magmática del Atlántico norte. La corteza oceánica se engrosaría a más del doble de su espesor habitual de 6-8 km,
hasta alcanzar los 12-15 km.
La placa oceánica anómala entraría en el Terciario medio en colisión transpresiva oblicua con el norte de
Sudamérica generando un complejo orógeno en el cual fueron obducidos fragmentos de la misma en forma de varios
complejos ofiolíticos, aflorantes en la Goajira, Paraguaná, cordillera de la Costa, Margarita y Araya-Paria. La actual
placa del Caribe ha quedado pues atrapada entre dos zonas de subducción, la de Centroamérica al oeste y el arco de
Grenada al este, y dos amplias zonas transpresivas, con algunas regiones transtensivas, como las fosas de Caimán y
de Cariaco, que demarcan los complejos límites norte y sur de la misma con los continentes norteamericano y
sudamericano. Justo al norte de Paraguaná y la Goajira se ha formado un cinturón de sobrecorrimiento caracterizado
por una subducción plana en la cual la placa del Caribe está siendo sobrecorrida por el bloque Maracaibo con
movimiento al norte y Paraguaná se halla justo en el extremo norte de dicho bloque. La subducción ha generado
focos sísmicos débiles a unos 120 km debajo del lago de Maracaibo, pero debido al bajo ángulo carece de la
suficiente cuña mantelar astenosférica que podría comenzar a formar un arco volcánico, por los momentos.
ROCAS VOLCÁNICAS DE FALCÓN CENTRAL. VENEZUELA:
CARACTERIZACIÓN GEOQUÍMICA Y TECTÓNICA, MODELOS PROPUESTOS.
(Volcanic Rocks of Central Falcón. Venezuela: Geochemical and Tectonic Discrimination,
Proposed Models)
GRANDE S.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas 1053. Email: [email protected].
(Presentación de 25 láminas en CD anexo, carpeta 12. Presentation of 25 slides in enclosed CD, file 12)
En la parte central de la Cuenca de Falcón aflora un conjunto de cuerpos subvolcánicos alcalino-máficos en forma
de mantos, diques, cuellos y chimeneas intrusionados en las secuencias pelítico-psamíticas de las formaciones
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Paraíso y Pecaya, de edad Oligoceno temprano a medio. Determinaciones de edad por el método Ar-Ar dan valores
variables entre 23 a 15 Ma, siendo las rocas más antiguas aquellas situadas en la parte oeste de la cuenca. Quince
cuerpos afloran en dos bandas de rumbo aproximado N60E, casi todos son cerros bastante empinados, de forma
cónica y cubiertos por abundante vegetación. La banda situada más al sur contiene los cuerpos más antiguos,
erosionados y de menor tamaño, que comienzan con los cerros Garrapata y Atravesado, prosigue con el manto de
Las Guarabitas, hacia los cerros Ciénaga, El Sol, Pascual, Paraguachoa, Alonzo y Mataire. La banda situada más al
norte contiene los cuerpos más jóvenes y de mayor tamaño, los cerros Agachiche y Manaure, éste último con 2 km
de largo, pero solo unos metros de espesor por tratarse de un manto inclinado.
Varios modelos han sido propuestos para explicar este particular vulcanismo intraplaca en la Cuenca de Falcón.
Según ESCORIHUELA & RONDÓN (2002) los datos geoquímicos graficados en los diagramas de discriminación
tectónica de basaltos, propuestos por PEARCE (1982), PEARCE & CANN (1973), MESCHEDE (1986), WOOD (1980),
FLOYD & WINCHESTER (1975) y otros, así como el diagrama de variación de REE condrítico, muestran claramente
una afinidad intraplaca WPB, de alcalina a transicional. Los magmas que originaron estos cuerpos se generaron en el
manto superior seguido a un proceso de expansión cortical o rifting, pero de modestas proporciones, que nunca llegó
a la etapa final de separación continental y creación de nueva corteza oceánica. Algunas rocas son basaltos alcalinos
y hawaitas, otras son basanitas-tefritas pues contienen remanentes alterados de nefelina, noseana y olivino, todas son
de carácter alcalino sódico; según MUESSIG (1972) algunas muestran afinidad alcalina potásica, siendo éstas muy
escasas y presentes solo como diques tardíos que cortan a cuerpos mayores, como el cerro Paraguachí. Las rocas en
afloramiento se muestran a menudo como mantos y cuellos con estructuras columnares y una intensa alteración
hidrotermal, que en algunos casos destruye todo vestigio de la mineralogía original. La evidencia de campo muestra
que estos magmas fueron inyectados en el fondo de un graben o rift, dentro de sedimentos marinos profundos, poco o
nada consolidados y saturados en agua marina. De ahí la gran alteración hidrotermal que se observa, que ha
serpentinizado al olivino, cloritizado o anfibolitizado a los piroxenos y carbonatado a las plagioclasas y los
clinopiroxenos, originalmente augitas titaníferas.
Uno de los cuerpos más resaltantes es el formado por los cerros Atravesado y Garrapata, que son las rocas con
edades más antiguas, de hasta 23 Ma, situadas en el extremo oeste de la Cuenca. Estas lavas son tan ricas en
xenocristales mantelares, xenolitos mantelares y corticales que podría decirse que estos cerros representan un
diatrema o chimenea de brecha intrusiva, repleto de fragmentos del manto superior y de la corteza atravesada. Son
comunes los xenocristales de pargasita mantelar y abundan los xenolitos de rocas ultramáficas (nódulos mantelares),
gabroides, cuarcíticos y hasta de raros mármoles de alto grado, con espinela y diópsido. Los de rocas sedimentarias,
ahora pirometamorfizados, es posible que provengan de las napas sedimentarias cretácicas que se supone forman el
basamento de la Cuenca de Falcón, o incluso de un basamento paleozoico más profundo. Los nódulos mantelares y
los xenocristales de pargasita son frecuentes en lavas de tendencia alcalina, originadas en el manto profundo, y éstas
resultaron geoquímicamente ser basanitas-tefritas, pero los xenolitos gabroides requieren más investigación. Una
posibilidad es que fueron arrancados por el magma ascendente cuando éste atravesó un complejo ofiolítico similar al
de Siquisique, que aflora algo más al sur de la región, pero existente también en el basamento de la Cuenca de
Falcón. Se requiere de mejores y más detallados estudios de esos xenolitos para acertar su origen.
De los modelos de rifting intracontinental propuestos los dos que tratan de explicar el origen de estas lavas se
pueden resumir del modo siguiente:
1. MUESSIG (1972): Se trata de una cuenca pull-apart ahora invertida y plegada, generada por dos fallas
transcurrentes maestras W-E que crearon un estiramiento litosférico lo suficientemente grande como para permitir la
descompresión del manto superior y generar magma máfico intrusivo, de tendencia alcalina intraplaca.
2. AUDEMARD (1999): Se trata de una cuenca retro-arco extensional relacionada con la misma expansión
que dio origen a la cuenca de Grenada y a la separación de la Prominencia de Aves del arco de Grenada. La
reconstrucción tectónica muestra que durante el Mio-Oligoceno la zona de expansión retro-arco se hallaba justo
donde está la Cuenca de Falcón hoy en día. La prolongación de esta zona de extensión de modo diacrónico hacia el
continente causó una pequeña expansión capaz de generar modestas cantidades de basaltos alcalinos y basanitas.
Los diagramas de discriminación de basaltos casi no pueden discriminar entre ambas hipótesis, pues en ambos
casos se generarían lavas alcalinas intraplaca WPB. Pero la alineación de los cuerpos en sentido W-E no concuerda
con el modelo de pull-apart, en el que los cuerpos deberían estar orientados en sentido N-S, ortogonales a su actual
posición.
Todo el episodio de expansión y vulcanismo fue relativamente efímero, pues tuvo una duración total de unos 8
Ma. Los modelos geotectónicos del norte de Sudamérica muestran que el régimen extensional fue rápidamente
sustituido por uno compresivo, debido al choque distal del arco de Panamá con el margen oeste de Sudamérica. De
este modo el graben fue invertido y se generó el Anticlinorio de Falcón. Sin embargo fue muy particular la manera
como los cuerpos subvolcánicos intrusivos respondieron a este plegamiento. Los cuerpos tabulares de tipo manto o
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sill, como las Guarabitas y algunos mantos laterales que se desprenden de las chimeneas del cerro Agachiche se
comportaron de manera frágil, desquebrajándose, de modo que los antiguos cuerpos continuos se han vuelto un
conjunto de bloques tabulares caóticos, que muestran buzamientos variables en todas direcciones. Los cuellos y
chimeneas, más masivos y verticales, simplemente se inclinaron levemente, tal como ocurre con las chimeneas del
cerro Agachiche. Todo eso es debido a que la roca caja era principalmente lutítica y se comportó plásticamente
durante el plegamiento; en la Formación Paraíso existen también algunos gruesos paquetes interestratificados de
arenisca que se comportaron de modo bastante similar a los cuerpos ígneos tabulares.
El cuerpo de Las Guarabitas es el que se halla mejor expuesto, puesto que alguna vez el material máfico allí
aflorante fue utilizado como piedra de construcción, dejando así grandes cortes frescos. Además la tala para hacer
potreros para ganado caprino ha dejado expuestos varios cuellos, parte del manto intrusivo y la aureola de contacto
incipiente que el magma produjo al intrusionar los sedimentos. En las rocas lutíticas de la Formación Pecaya, ricas
en materia orgánica, la misma ha recristalizado a estructuras que casi alcanzan a ser grafito, mientras que las
areniscas han sido transformadas en cuarcitas blancas manchadas por óxidos de hierro rojizos. De este modo se
asegura la naturaleza intrusiva de estos cuerpos, siempre cuestionada. Evidentemente debido al pequeño grosor de
los mantos (de 1-3 m) o de las chimeneas (30-100 m) el espesor de las aureolas de contacto formadas es bastante
escaso, a lo sumo unos 50 cm, y tampoco hubo condiciones para formar minerales de alta temperatura, como
cordierita, hipersteno y/o andalucita.
La alteración deutérica es notable en estas rocas, ha producido biotita titanífera y ha destruido casi totalmente a los
minerales subsaturados, como feldespatoides y olivino, contribuyendo a cloritizar al clinopiroxeno. Sin embargo en
esa misma zona la alteración hidrotermal submarina fue mucho más intensa y ha producido una gama de rocas
alteradas y texturas. Son frecuentes las texturas variolíticas y amigdaloides. En las partes superiores del manto
intrusivo se han hallado brechas hidrotermales, donde fragmentos angulares de 2 a 7 cm de lava basáltica están
embebidos en una matriz de cuarzo criptocristalino y pequeños cristales de siderita lenticular. En otros lugares de las
chimeneas allí aflorantes los juegos de diaclasas han sido rellenados hidrotermalmente por la misma asociación
mineral secundaria de cuarzo y siderita, solo que localmente en grietas o fracturas más abiertas los cristales de ambos
minerales se han desarrollado bastante, generando hermosas drusas. Sorprende la intensidad de la alteración
hidrotermal en estas rocas, pero se debe recordar que fueron intrusionadas en sedimentos saturados en agua y por
ende se crearon las condiciones perfectas para una corta pero intensa etapa de alteración hidrotermal, en la cual
también localmente se depositaron algunos sulfuros, como pirita y calcopirita. La siderita posiblemente proviene de
la meteorización o de una ulterior alteración hidrotermal de estos sulfuros ricos en hierro. También es curiosa la
presencia de abundante cuarzo, sobre todo cuando se trata de rocas alcalinas subsaturadas en sílice, pero la sílice
proviene de la alteración de los silicatos de las lavas y quizás de la roca caja sedimentaria, no del hecho que éstas
contengan sílice libre.
En general el modelo más probable se puede resumir como sigue: la expansión comenzó de manera violenta, con
la irrupción del diatrema o chimenea de brecha de los cerros Atravesado y Garrapata, cuyas lavas están repletas de
xenolitos y xenocristales, constituyendo verdaderas brechas intrusivas, posiblemente se pudo formar un mar, el cual
ya ha sido erosionado. Durante la siguiente etapa la extensión de la litosfera debajo de la Cuenca de Falcón fue
mayor, se alcanzaron mayores, pero aun moderados porcentajes de fusión parcial de la peridotita mantelar que
originaron magmas máficos alcalinos, que siendo muy fluidos fueron intrusionados como mantos entre los estratos
sedimentarios. Luego siguió la intrusión de varios cuerpos más, hasta completarse la primera banda W-E;
posteriormente se produjo un salto hacia el norte del eje de expansión de la cuenca y se generó la zona volcánica más
joven, representada por los cerros Agachiche y Manaure, los de mayor tamaño. Los magmas eran algo hidratados y
de tendencia alcalina sódica principalmente, aunque existen algunas lavas de tendencia alcalina potásica, pero muy
escasas, del tipo tristanita. Los volátiles acumulados en el magma en las últimas etapas de cristalización produjeron
una alteración deutérica que generó biotita titanífera y posible anfíbol kaersutita, con un fuerte pleocroismo rojizo o
marrón, cloritizó al piroxeno y serpentinizó a los escasos fenocristales de olivino presentes en estas lavas
subsaturadas. Luego el contacto de estos cuerpos calientes con el agua atrapada en los sedimentos circundantes creó
las condiciones perfectas para el establecimiento de celdas de circulación hidrotermal que a la larga causaron una
gran alteración en las rocas y depositaron típicos minerales de alteración secundaria en las grietas y diaclasas,
generando hermosas drusas con cuarzo hialino, siderita lenticular y escasos sulfuros de hierro, sobre todo en las
chimeneas más masivas. Los mantos fueron afectados también por la alteración hidrotermal generando en su
contacto superior brechas hidrotermales intrusivas, con textura de brecha cementada por los mismos minerales, pero
en un tamaño microcristalino, formando drusas.
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DATACIÓN GEOCRONOLÓGICA DE LA TRONDHJEMITA PRESENTE EN EL CERRO PARIAPÁN,
ESTADO GUÁRICO. VENEZUELA
(Geochronologic dating of trondhjemite present in cerro Pariapán, Guarico State, Venezuela)
IZTÚRIZ A.T. & GRANDE S.
UPEL-IPC. Dpto. de Ciencias de la Tierra. Email: [email protected]
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica.
(Cartel en CD anexo, carpeta 13. Poster in enclosed CD, file 13)
El objetivo fundamental de este trabajo fue la datación de rocas ígneas ácidas intrusivas (trondhjemita) localizadas
en un afloramiento de metalava asociada a la unidad litológica de las Volcánicas de Las Hermanas en el cerro
Pariapán, al norte de la ciudad de San Juan de Los Morros. La zona de estudio se ubica en la Faja Piemontina al
borde sur del denominado bloque de Villa de Cura, el cual se extiende por más de 250 km en sentido este-oeste y
tiene unos 28 km de ancho en dirección norte-sur, que forma parte de la Serranía del Interior de la cordillera del
Caribe. El bloque tectónico de Villa de Cura está compuesto por rocas metavolcánicas y metasedimentarias de
granulometría variable, agrupadas en las siguientes unidades:
a) Villa de Cura: esta unidad, fue subdividida en cuatro por NAVARRO (1983) - Unidad de meta-tobas, unidad de
meta-lavas, unidad de granofels y unidad de lavas, brechas y tobas. Se reconoce por el típico color verde de sus rocas
meta-ígneas que, en algunos casos, presentan foliación.
b) Las Hermanas: constituidas por aglomerado volcánico de grano grueso mal escogidos y con fragmentos de
naturaleza diversa, toba lítica de ceniza y lapilli sausuritizada, meta-lava y lava almohadillada amigdaloide y brecha
de flujo. En general, se pueden describir como rocas de tipo volcánico, resaltando la ocurrencia de materiales de
aspecto filítico con carácter sedimentario.
El espesor es variable en las distintas secciones: Villa de Cura (total): Un promedio de 9,5 km. b) Las Hermanas:
Entre 780 y 1.200 m.
Contactos: de fallas de corrimiento sobre las unidades sedimentarias más jóvenes.
Edad: la unidad Las Hermanas tiene una edad del Cretácico medio (120 Ma).
Ambiente: Las unidades de metatoba, metalava y granofel de la Asociación Metavolcanosedimentaria Villa de
Cura pertenecen una zona de ante-arco de un arco volcánico. Los resultados permiten corroborar que las rocas
pertenecientes a la unidad Las Hermanas corresponden a metalava, metatoba y brecha originadas en un arco de islas
volcánico de composición andesítico-basáltica.
Se procedió a realizar un trabajo de campo para verificar la existencia de las trondhjemitas y recolectarlas. En el
Intevep se hizo la preparación para el análisis de difracción de rayos X (DRX), con el propósito de determinar los
principales minerales presentes; además se realizaron secciones finas de rocas para su estudio petrográfico. Las
muestras fueron analizadas en el Departamento de Geología de la UCV por fluorescencia de rayos X (FRX) con el
objeto de obtener la composición química de las rocas presentes. Finalmente, se enviaron unos 8 kg estas rocas a
ActLabs, en Canadá, para su datación radimétrica por el método U-Pb en circones.
A través del análisis petrográfico se identificaron albita y cuarzo como los minerales principales de la roca, anfíbol
como secundario y circón como accesorio. En el triángulo de clasificación de rocas ígneas cae en las coordenadas: A
= 2 %; P = 65 %; Q = 33 % correspondiente a las trondhjemitas. El circón es un mineral de suma relevancia porque
contiene apreciables U y Pb. Los resultados de los análisis petrográficos fueron corroborados y reforzados por los
datos obtenidos a través de DRX y FRX. La información dada por FRX reveló una composición andesítico-basáltica
o intermedia para las rocas ígneas relacionadas con las trondhjemitas (dioritas y metalavas). Por medio del estudio
geocronológico (datación U-Pb) se determinó una edad bastante precisa de 119,9 ± 0,3 Ma (Fig.1).
Estos enclaves trondhjemíticos pudieron formarse por un proceso de inmiscibilidad o por cristalización
fraccionada a partir de un magma de composición andesítico-basáltica en un ambiente de arco de islas volcánico.
Otra posibilidad es que se trate de xenolitos provenientes de las raíces del propio arco volcánico, donde generalmente
ocurren procesos de fraccionamiento en cámaras magmáticas andesítico-basálticas que pueden generar diferenciados
trondhjemíticos. Los circones analizados tienen 120 Ma (Aptiense) de modo que la roca que los contiene podría
indicar que la edad del arco volcánico corresponde a Cretácico medio. Esto permite establecer una relación temporal
entre las diferentes unidades litológicas que se hallan en la zona de estudio: las metalavas que contienen a las
trondhjemitas no intrusionan a las rocas que componen a la Formación Garrapata; ya que las primeras son más
antiguas que las segundas, de edad Maastrichtiense-Paleoceno (65 ± 5 Ma).
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Es importante destacar que edades K-Ar de 119 ± 4 Ma y de 112 ± 4 Ma en rocas de afinidad calco-alcalina
provenientes de metalavas de Las Hermanas (LOUBET 1985, en NAVARRO 1985) coinciden con las determinadas en
las rocas tronhdjemíticas estudiadas y son indicativas de la edad del arco volcánico. Por otra parte, KLUGE et al.
(1992) reportan una edad de U-Pb 112 Ma para la trondhjemita de Matasiete, Isla de Margarita.
Figura 1. Diagrama de concordia de circones de la trondhjemita datada por U/Pb.
INTEGRACIÓN GEOLÓGICA DE LA PENÍNSULA DE PARAGUANÁ, ESTADO FALCÓN (*)
(Geological integration of the Paraguaná Peninsula, Falcón state, Venezuela)
MENDI D. & RODRÍGUEZ E.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica. Caracas 1053.
Email: [email protected]
Tutor: Franco URBANI. UCV y FUNVISIS. Caracas.
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Presentación de 50 láminas en CD anexo, carpeta 14. Presentation of 50 slides in enclosed CD, file 14)
La zona de estudio corresponde a la Península de Paraguaná, que comprende un área total de 2.273 km2, con
coordenadas geográficas Latitud Norte 11°30’18’’ (Pta. de Médano Blanco) y 12°11’46’’ (Cabo San Román) y
Longitud Oeste 69°41’07’’ (Punta Grande) y 70°18’05’’ (Punta Salinas). El objetivo principal de este trabajo
consistió en la recopilación, integración y actualización de la cartografía geológica existente, y la elaboración de una
síntesis de la evolución geológica de la zona. Surge de la necesidad de contar con una base geológica de la Península
actualizada, adaptando la nomenclatura de las unidades ígneo-metamórficas a las normas internacionales de unidades
litodémicas y con ello formar la capa temática digital de la geología de superficie para su uso en diversas actividades.
Para la elaboración de los mapas se utilizó toda la información cartográfica y trabajos previos existentes. El trabajo
se realizó en tres etapas: etapa compilatoria la cual consistió en la obtención de la información y construcción de los
mapas, etapa de campo donde hizo un chequeo general en la zona de estudio para corroborar la información previa y
mejorarla donde fuese posible, y la etapa de oficina donde se corrigieron los datos con la información de campo y se
digitalizaron los mapas. Para compilar la información obtenida y presentarla adecuadamente y según lo amerite el
caso, se sigue la técnica del calco, en donde con ayuda de una mesa de luz, la información encontrada en los diversos
trabajos previos es traspasada a la nueva hoja de integración, que posteriormente se digitalizaron. Estas hojas
consisten de un papel translúcido poco deformable adecuado para este tipo de aplicaciones.
Se elaboraron 12 mapas geológico-estructurales, 9 a escala 1:50.000 y 3 a escala 1:25.000, donde se presentan una
serie de unidades ígneo-metamórficas y sedimentarias-geomorfológicas, las cuales se señalan continuación:
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Kc5 Gabro sausuritizado
Kc4 Gabro pegmatítico gnéisico
Kc3 Gabro pematítico
Kc2 Leucogabro
Kc1 Gabro olivinífero-piroxénico de Siraba
Ker Ultramáficas de El Rodeo
Ker1 Dunita
Ker2 Ultramáficas de El Rodeo con alteración
silico-ferruginosa-magnesiana
Cuaternario – Holoceno
Diversas unidades de rocas aluvionales y coluviales
Qpea Conglomerado El Alto
Terciario
Tpp Formación Paraguaná (Plioceno Temprano)
Tmca Formación Cantaure (Mioceno Temprano)
UNIDADES ÍGNEO-METAMÓRFICAS
Unidades de litosfera oceánica
Cretácico
Ksa Basalto de Santa Ana
Ksa2 Basalto porfídico
Ksa1 Basalto afanítico
Ka Diabasa de Arajó
Kc Gabro de Capuana
Unidades de corteza continental
Jurásico Tardío
Jpn Filita de Pueblo Nuevo
Pérmico
Pea Metagranodiorita de El Amparo
Desde el punto de vista estructural, la Península de Paraguaná es considerada como un bloque tectónico
individualizado por fallas responsables de su geometría actual. Tanto la costa oriental como la occidental están
controladas por fallas de orientación NNO-SSE y dispuestas en échelon; hacia el exterior de la Península, la falla de
Pueblo Nuevo de dirección ONO-ESE constituye el borde norte de las rocas ígneo-metamórficas, y al sur esta
limitada por una falla normal profunda de orientación preferencial E-O.
La Metagranodiorita de El Amparo corresponde a un plutón epizonal, emplazado a poca profundidad, el cual
sufrió un período de deformación y de leve metamorfismo, a fines o inmediatamente después de su emplazamiento.
La Filita de Pueblo Nuevo es principalmente de origen marino, con abundante arena cuarzosa diseminada. Las
relaciones de corte entre la Metagranodiorita de El Amparo y la Filita de Pueblo Nuevo no están claras, se propone
por una parte que se encuentran en contacto de falla con fuerte cataclásis y alteración, y por otra parte se propone que
están en contacto discordante donde se presume la existencia de una roca caja pre-Pérmico (no determina hasta el
momento) que fue intrusionada por El Amparo y luego se depositó Pueblo Nuevo quedando en contacto por procesos
tectónicos del Cretácico Tardío-Paleoceno.
Las rocas ígneas máficas y ultramáficas del complejo Santa Ana-Arajó- Capuana-El Rodeo presentan una clara
afinidad oceánica, que luego fueron llevados hasta su posición actual como napas durante la interacción de las placas
Caribe y Suramericana, quedando dispuestos como un mosaico tectónico. Los autores exponen las siguientes
evidencias que permiten apoyar este origen: poco o ausencia de metamorfismo y recristalización, magma de carácter
oceánico y una raíz de no más de 4 km. Luego de los diversos procesos dinámicos expuestos anteriormente, en la
Península se presentaron las condiciones favorables para la depositación de sedimentos Terciarios-Cuaternarios, los
cuales poseen una notable estabilidad tectónica que contrasta con las unidades que se encuentran en el resto del
estado Falcón, en un ambiente que varía desde la zona litoral, hasta la plataforma somera, observándose un
incremento en la profundidad bajando en sección.
De toda la información recolectada y analizada, se propone a manera general el siguiente modelo evolutivo de la
Península:
Un primer evento intrusivo coloca la Metagranodiorita de El Amparo (Pérmico) dentro de una roca caja PrePérmico desconocida.
Luego sedimentación de la roca precursora de la Filita de Pueblo Nuevo (Jurásico), estas unidades están
relacionadas mediante una posible discordancia erosiva o bien por un contacto tectónico durante el cual ambas
unidades fueron alteradas y deformadas.
Posteriormente, durante la colisión oblicua entre las placas Caribe y Suramérica (Cretácico Tardío-Paleoceno), por
medio de un sistema de napas un fragmento de corteza oceánica fue emplazado sobre la corteza continental.
En el Paleoceno-Eoceno inferior se genera un evento distensivo quedando el bloque de Paraguaná separado del
resto del continente, esta etapa distensiva genera fallamientos en “echelón” formando pilares y fosas, que unido a la
erosión diferencial dejan expuesto el Cerro Santa Ana y su alrededores y la fila de Monte Cano (Metagranodiorita de
El Amparo y Filita de Pueblo Nuevo).
Posteriormente se depositaron las secuencias sedimentarias de: Cantaure (Mioceno Temprano), Paraguaná
(Plioceno Temprano) y El Alto (Pleistoceno).
Hasta el presente la Península se ha comportado como un bloque separado el cual sigue en levantamiento,
evidenciado por terrazas, cordones, playas expuestas, y por la formación del Istmo de Los Médanos.
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Debido a que dentro de la información que existe actualmente no está claro las verdaderas relaciones de contacto
entre la Metagranodiorita de El Amparo y la Filita de Pueblo Nuevo, vale la pena sugerir la elaboración de un amplio
reconocimiento geológico de la zona, incluyendo el levantamiento detallado de quebradas y áreas circundantes y
estudios petrográficos de las unidades. De esta manera, en caso de existir dos tipos de rocas metasedimentarias de
edad y características distintas, se podrá establecer la presencia o no de una zona de metamorfismo de contacto entre
ellas así como también su ubicación.
Se recomienda complementar esta información mediante la realización de estudios de datación más amplios con el
fin de asegurar la edad de los cuerpos. Para los cuerpos máficos-ultramáficos se sugiere un estudio geológicogeoquímico, ya que de estos no se tiene suficiente información acerca de su origen, además se propone realizar un
estudio de sísmica de reflexión y refracción y gravimetría para determinar la estructura a profundidad y relaciones de
corte entre la Metagranodiorita de El Amparo y las rocas máficas-ultramáficas.
3
2
4
1
Figura 1. Mapa compilado de la Península de Paraguaná. 1. unidades máficas-ultramáficas de Arajó, Santa Ana, El
Rodeo. 2. Metagranodiorita de El Amparo. 3. Filita de Pueblo Nuevo. 4. Formación Cantaure. El resto corresponde a la
Formación Paraguaná, Conglomerado El Alto y cuaternario con la subdivisión de las unidades geomorfológicas.
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
PETROGRAFÍA DE ROCAS DEL BASAMENTO DEL NORTE DEL ESTADO FALCÓN
(Petrography of basement rocks in Northern Falcon State, Venezuela)
MENDI D., CAMPOSANO L., URBANI F. & BAQUERO M.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica. Caracas 1053.
Email: [email protected]
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Presentación de 42 láminas en CD anexo, carpeta 15. Presentation of 42 slides in enclosed CD, file 15)
Se realizó un estudio petrográfico a 14 muestras pertenecientes al basamento del norte del estado Falcón, a
partir de núcleos tomados en pozos exploratorios. Un lote ubicado en la ensenada de La Vela al noreste de la ciudad
de Coro, correspondiente a los pozos LVC-12, LVC-13, LVC-14, LVC-17, LVC-18, LVC-22. Igualmente se
analizaron muestras del pozo MERO-1X al norte de la península de Paraguaná y del pozo QMC-1X en tierra firme al
oeste del estado Falcón (Fig. 1). Estas muestras corresponden a perforaciones realizadas a mediados de los años 60 y
70, producto de las primeras exploraciones “costa afuera” hechas en Venezuela por la industria petrolera. El objetivo
de este estudio consiste en analizar las secciones finas del basamento para determinar la mineralogía, tipo de roca y
el protolito, además realizar comparaciones con los cuerpos aflorantes en la superficie (Aruba, Paraguaná, Yumare,
etc.).
71º00’
70º00’
MERO-1X
ARUBA
0
2 km
12º00’
LVC-17
LVC-18
LVC-22
Pto. Fijo
LVC-13
GOLFO DE
VENEZUELA
Coro
LVC-12
FALCÓN
11º00’
QMC-1X
Figura 1. Ubicación de los pozos. Tomado y modificado de MENDI & RODRÍGUEZ (2005).
En la Tabla 1 se presentan los resultados petrográficos de 14 muestras estudiadas hasta el momento indicando la
mineralogía, el tipo de roca y protolito:
Tabla 1. Porcentaje mineralógico, roca y protolito. Abreviaturas de los minerales según URBANI & GRANDE (2005). Kfs=
feldespato sin diferenciar, Op= minerales opacos, Mtz = matriz afanítica.
Muetra/Prof.
LVC-12 8732'
LVC-13 9710'5''
LVC-17 7954'
LVC-18 11044'
LVC-22 8930’66’
LVC-22 9031’
LVC-22 9042’
LVC-22 9115’
LVC-22 9120’2’’
LVC-22 9312’
LVC-22 9592’
MERO-1X 11526'
MERO-1X 11528'
QMC-1X 14090'
Qtz Or Mc Kfs Pl Grt Px Srp Amp Chl
30
5
20 25
40 10
5
30
45
7
30 25
3
30
4
40 10 15
20 10
10
10
50
30
17
8
45
20
50
15 10
25
5 <1
85
10
10
35 15
2
20
3 20 10
9
40 17
10
20 10
<1
10
20 10
<1
<1
30 20 45
Bt Cal Zrn Ap Ttn Ep Op Mtz
70
<1
<1
20
<1
<1
<1 <1 <1 <1
1
<1 <1
<1
1
1 <1
8
<1
<1
10
<1 <1 <1
8
1
<1 <1
<1
60
60
5
32
Nombre de la roca
Oficalcita??
Anfibolita granatífera
Gabro horbléndico
Metagranodiorita
Cuarzo Sienita granatífera
Granito rico en Q
Granito rico en Q
Granulita
Piroxenita
Granulita
Granulita
Diabasa andesitica
Andesita
metagranodiorita
Protolito
Peridotita
Gabro horbléndico
Gabro horbléndico
Granodiorita
Cuarzo Sienita
Granito rico en Q
Granito rico en Q
Melano-granodiorita
Piroxenita
Melano-monzogranito
Melano-sienita
Diabasa andesitica
Andesita
Granodiorita
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El protolito de todas las muestras es ígneo. Principalmente plutónico félsico de afinidad de corteza continental
(granodiorita, cuarzo sienita, granito), semejante a los tipos de roca de la Metagranodiorita de El Amparo
(Paraguaná) y rocas de Perijá. Sin embargo la muestras LVC-22 9120’2’’ (Piroxenita), LVC-13 9710’5’’ (anfibolita
granatífera) y LVC-17 7954’ (gabro horbléndico) no concuerda con el resto, las cuales son máficas cuya afinidad
concuerda más con corteza oceánica y/o arco, semejantes a las rocas máficas que afloran en la península de
Paraguaná (gabro, piroxenita); al igual que la muestra LVC-12 8732’ que corresponde a rocas ultramáficas
(harzburguita, dunita). Esta mezcla de unidades tan disímiles entre si, en la ensenada de La Vela, se debe a que en
esta zona existe un escalonamiento tectónico en el basamento (Fig. 2), además esta región se encuentra dentro de la
zona de interacción entre la placa Caribe y Suramericana. Por su parte las muestras del pozo MERO-1X tienen clara
afinidad oceánica (diabasa andesítica, andesita) correlacionables con las rocas aflorantes en la isla de Aruba. Existe
una clara evidencia de metamorfismo, incluso de la facies granulita (alto grado) por lo que dichas rocas pueden
pertenecer a terrenos Precámbricos. Nótese que las granulitas más cercanas se encuentran en el Complejo de
Yumare, estado Yaracuy, a unos 150 km aproximadamente en dirección sureste, y en la parte central del macizo de
Santa Marta, Colombia, a unos 200 km aproximadamente al suroeste. Por su parte las rocas de afinidad oceánicas
son más jóvenes (Cretácico) correspondientes a la placa Caribe.
Figura 2. Configuración estructural del basamento en la ensenada de La Vela.
Tomado y modificado de VÁSQUEZ (1975).
Referencias:
MENDI D. & RODRÍGUEZ E. 2005. Integración Geológica de la Península de Paraguaná-Estado Falcón. UCV-G. 198 p.
URBANI F. & GRANDE S. 2005. Abreviaturas de minerales formadores de rocas. UCV, Escuela de Geología, Minas y Geofísica.
Caracas. Geos (UCV, Caracas), 38: 126-127.
VÁSQUEZ E. 1975. Results of Explorations in La Vela bay. Proceedings IX World Petroleum Congress. (Chichester, UK), 3:195197.
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POTENCIAL MINERO DE LA CUENCA DEL RÍO ARO, ESTADO BOLÍVAR. VENEZUELA
(Mineral potential of the Aro river drainage, Bolívar state, Venezuela)
PASQUALI J., SIFONTES R., YANES C., HERRERA M., JIMÉNEZ Y. & PÉREZ N.
UCV. Fac. de Ciencias. Instituto de Ciencias de la Tierra. Apartado 3895. Caracas 1010.
Email: [email protected]
(Presentación de 14 láminas en CD anexo, carpeta 16. Presentation of 14 slides in enclosed CD, file 16)
Con el propósito de establecer una base científica crítica que sirva para determinar, junto con informaciones de
carácter económico y social, la ordenación del territorio de un área considerable, se inició un proyecto
interdisciplinario en la cuenca del río Aro del estado Bolívar. El proyecto incorpora actividades en las áreas de la
botánica, geología, geoquímica, hidrología e ictiología y es financiado por FONACIT, donde se distingue con el
número G-2000001199.
Esta presentación puede ser considerada como un avance que comprende la parte metodológica utilizada y algunos
resultados obtenidos en geología, geoquímica e hidrología, que contribuyen a la determinación del potencial minero
de la cuenca.
El río Aro es un afluente de la margen derecha del río Orinoco, entre los ríos Caura y Caroní, y su cuenca es de
una superficie de unos 14.500 Km2. Con la excepción de algunas áreas en donde aflora la Fm. Mesa en su parte
norte, en la cuenca afloran rocas ígneas y metamórficas de la Provincia de Imataca en su parte norte y su parte
media; su parte sur es de difícil acceso y, por ende, esencialmente desconocida.
La litología predominante en el sector norte y medio consiste de gneises graníticos cuarzo-feldespáticos, cuerpos
granitoides con ligero metamorfismo, migmatitas, algunas de las cuales son de origen tobáceo, cuarcitas ferruginosas
y otras rocas metasedimentarias en menor cuantía.
En la cuenca del río Aro se encuentra el yacimiento de hierro más grande de Venezuela, el Cerro Bolívar. Los
trabajos geológicos de campo del proyecto han detectado numerosos afloramientos de cuarcitas ferruginosas, tanto
en el curso del río Aro como a lo largo de su afluente, el río Arizo. Esto indica que el potencial ferrífero de la cuenca
pudiese ser objeto de una exploración exitosa.
A lo largo del curso del río Aro se encuentran explotaciones primitivas de oro aluvial que pudieran ser indicio de
fuentes no aluviales importantes. A través del proyecto se ha colectado muestras de sedimentos finos en el río y sus
principales afluentes de su parte norte, en un intento de detectar las posibles fuentes primarias. Los resultados hasta
ahora han producido indicios que merecen la atención a través de estudios más detallados. La parte media y sur de la
cuenca será objeto de estudios en el futuro próximo.
Los estudios geológicos de superficie han determinado un potencial en rocas ornamentales graníticas. Este
potencial está siendo explotado en dos canteras, una de granito gris y otra de granito rojo de muy alta calidad. Sin
embargo el potencial en rocas ornamentales de la cuenca se considera como apenas tocado.
Los estudios geoquímicos a través de sedimentos finos y minerales pesados, y el análisis multielemental y
mineralógico han detectado áreas anómalas en la cuenca del río Hato Sucio (Au, Ba, La, Cu, Ni, Co, Mn), río Arizo
(Ba, Cr, Zn, Sn, Au), ríos Carapo y Guaigua (Sn) y anomalías en aguas en las cercanías de las poblaciones de La Flor
y Los Hicoteos (Sílice disuelta, Ca+2, Mg+2, Na+, SO4-2, HCO3-, Fe, F-).
Los estudios geoquímicos a través de aguas subterráneas, esencialmente aljibes, han detectado un área anómala
cercana a las poblaciones de La Flor y Los Hicoteos, la cual puede ser correlacionada con anomalías detectadas a
través de sedimentos. Se considera importante el uso de esta metodología en conjunción con las que utilizan
sedimentos.
La Fig. 1 de la cuenca del río Aro indica los sitios en donde, hasta ahora, se han colectado muestras de rocas,
sedimentos finos, minerales pesados y aguas subterráneas.
Aunque los trabajos de geología, geoquímica e hidrología no han culminado, se ha producido suficiente
información como para indicar que la ordenación del territorio correspondiente a la cuenca del río Aro, puede tomar
en cuenta la posibilidad de un desarrollo minero importante, en conjunción con otras actividades que también tienen
un potencial considerable. Se espera que, cualquiera que resulte ser la ordenación del territorio de esta área y áreas
similares, los desarrollos económicos se hagan de manera ordenada y respetuosa del ambiente.
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Figura 1. Localización de muestras tomadas en la cuenca del río Aro.
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
MEJORAMIENTO DE LA CARTOGRAFÍA DE ROCAS METAMÓRFICAS DE LA HOJA 6947,
CORDILLERA DE LA COSTA-VENEZUELA, BASADO EN LA APLICACIÓN DE SISTEMAS DE
INFORMACIÓN GEOGRÁFICA Y TELEDETECCIÓN ESPACIAL (*)
(Improvement of geologic mapping of sheet 6947, Cordillera de la Costa, Venezuela, based on Geographical
Information Systems and Remote Sensing)
(1)
PÉREZ L. (1) & URBANI F. (2)
Centro de Estudios Integrales del Ambiente. UCV, Caracas. Email: [email protected]
(2)
Escuela de Geología, Minas, y Geofísica. UCV y FUNVISIS, Caracas.
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Presentación de 36 láminas en CD anexo, carpeta 17. Presentation of 36 slides in enclosed CD, file 17)
Con el objetivo de contribuir al conocimiento geológico de la Cordillera de la Costa-Venezuela, se han aplicado
algunos algoritmos automatizados y semiautomatizados basados en técnicas desarrolladas en Sistemas de
Información Geográfica (SIG) y Procesamiento Digital de Imágenes (PDI) en el marco de la Teledetección Espacial
(TE), que permiten implementar análisis morfométricos, espectrales y geobotánicos y su relación con las unidades
geológicas que componen la Cordillera de la Costa-sección central, basada en un coeficiente de correlación
estadística espacial denominado coeficiente de Cramer, en un área que tiene una superficie aproximada de 1.590
km2.
En relación a las unidades geológicas, estas se presentan de forma diversa debido a que el área de estudio esta
incluida en parte de un cinturón de deformación del sureste del Caribe y norte de Sudamérica localizado en el
centronorte de Venezuela. Producto de esto, la Cordillera de la Costa es litológica, petrológica y
geocronológicamente muy heterogénea formada por terrenos de afinidad oceánica, de margen continental y de
basamento continental. Por estas razones, esta región está compuesta fundamentalmente de rocas ígneometamórficas de edades que van desde el Precámbrico hasta el Cretácico y marginalmente diversas unidades
sedimentarias del Terciario al Reciente. Esto es evidenciado por la cartografía de geología de superficie en el área de
estudio que muestra la existencia de al menos 26 unidades geológicas distintas, siendo 18 ígneo-metamórficas
agrupadas por las napas de la Serranía del Litoral (Asociación Metamórfica la Costa: Complejo Nirgua (CN),
Anfibolita de Cabo Codera (Ccc), Metadiorita de Todasana (Cto) y algunos cuerpos de Serpentinitas (Sp);
Asociación Metamórfica Caracas: Esquisto de Chuspita (CaC), Esquisto de las Mercedes (CaM, CaMp, CaMn,
CaMf), Esquisto de las Brisas (CaB) y Mármol de Zenda (CaBz); y la Asociación Metamórfica Avila representada
por las siguientes unidades geológicas: Metatonalita de Caruao (Ac), Complejo San Julián (Asj y Asjf) y el
Augengneis de Peña de Mora (APM)) y por las napas de la Serranía del Interior (Filita de Urape (Tu, Tug); y Filita
de Murugurata (TM) (URBANI & RODRÍGUEZ 2004).
Como se comento anteriormente estas unidades geológicas se correlacionaron con algunos análisis morfométricos
y visuales del terreno, estos versaron en la implementación de los siguientes algoritmos: modelos digitales de
elevación (MDE) como un modelo numérico de datos que muestra las deformaciones topográficas presentes en el
área de estudio y funciona como elemento de partida para la realización de otros modelos para evaluar la morfología
matemática y visual de terreno y por ende de la geología de superficie del área de estudio. A partir de este, se realizó
el modelo de iluminación y sombras (MDIS) con azimuth de iluminación (45°, 90°, 135°, 180°, 215°, 270°, 315°)
que sirvió para corregir la interpretaciones geológicas elaboradas anteriormente y permitió una primera mejora
cartográfica tanto de las unidades geológicas en el área de estudio como las lineaciones, al incorporar nuevas
diferenciaciones.
Esta diferenciación presentó un mejor basamento al incorporar como sustento, un análisis de textura o rugosidad
del terreno (utilizando la dimensión fractal) presentando un coeficiente de correlación de 0,8 con respecto a las
unidades geológicas presentes en el área de estudio. Siendo la dimensión fractal > 2,2 para las unidades ígneometamórficas, explicada por las propiedades de los minerales asociados a la matriz de la roca y su resistencia tanto a
los procesos erosivos y de meteorización como a la deformación tectónica imperante en el área de estudio.
Asimismo, presenta mayor robustez al incorporar otro tipo de indicadores como el nivel de disección y pendientes,
los cuales mostraron coeficientes de correlación de 0,89 disección y 0,815 pendientes, mostrando el valor promedio y
extremos para cada unidad geológica.
Por otro lado, como se menciono con anterioridad se trabajó con la cobertura vegetal, para poder hacer la relación
de las respuestas geobotánicas con respecto a la geología de superficie. Las rocas ígneas y metamórficas presentaron
una alta correlación espacial con distintas variedades de bosques y un coeficiente de correlación de 0,92.
Adicionado a esto, se procesaron dos tipos de imágenes de percepción remota, entre los cuales están las imágenes
Landsat 7 ETM+ path/row 003/053 y 004/054 y una imagen Radarsat; las cuales contribuyeron a disminuir la
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
incertidumbre en algunas áreas poco muestreadas de acuerdo con la data existente, a partir de la aplicación de
algunos algoritmos de realces de estructuras y extracción de unidades geológicas, entre los cuales están algunos
filtros direccionales y clasificaciones supervisadas y no supervisadas con coeficientes de correlación en el orden de
0,53 y 0,73.
Esta información permitió la generación de la propuesta cartográfica, en la cual se enriquece el conocimiento
estructural del área de estudio pasando de 298 lineaciones registradas en la literatura y en los mapas geológicos
existentes a 713 lineaciones, de esta forma se incremento el registro de las estructuras geológicas en un 58,2 %,
ofreciéndose además un nuevo esquema geológico en relación a límites de unidades geológicas como consecuencia
de la aplicación de tecnologías SIG y TE.
INTEGRACIÓN GEOLÓGICA DE LA ISLA DE MARGARITA, ESTADO NUEVA ESPARTA
(Geological integration of Margarita Island, Nueva Esparta state, Venezuela) (*)
REKOWSKI F. & RIVAS L.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica. Caracas 1053.
Email: [email protected]
Tutor: Franco URBANI. UCV y FUNVISIS. Caracas.
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Presentación de 29 láminas en CD anexo, carpeta 18 Presentation of 29 slides in enclosed CD, file 18)
La Isla de Margarita se localiza al Noreste de Venezuela, comprende un área aproximada de 875 km2 y se
encuentra ubicada entre latitud 10º 51' 50'' y 11º 11' 06'' y longitud 63º 46' 40''y 64º 24' 32''. Este trabajo surge a
partir de la necesidad de generar una base geológica actualizada y sigue como objetivo principal recopilar, integrar y
actualizar la cartografía geológica existente, para la cual se siguieron tres etapas, la primera o etapa compilatoria
consistió en la recopilación, análisis, integración y compilación de la información geológica (publicada o inédita),
generándose así los mapas geológicos preliminares, la etapa de campo se llevó a cabo en localidades donde una vez
realizada la integración y compilación de información, se encontraran divergencias considerables entre los autores o
ausencia de información y por último la etapa de oficina la cual consistió en incorporar y hacer las correcciones
necesarias según la información recopilada y observaciones realizadas en la etapa de campo y digitalización de los
mapas. Se generaron 18 cartas geológicas a escala 1:25.000 donde se distribuyen las unidades ígneo-metamórficas y
sedimentarias. De estas unidades se presentan las principales unidades ígneo–metamórficas.
UNIDADES ÍGNEO – METAMÓRFICAS
Rocas ígneas no metamorfizadas (Eoceno Medio)
Volcánicas de Los Frailes (Maastrichtiense)
Rocas metagraníticas
Apófisis pegmatíticos (Eoceno Temprano – Medio)
Metagranodiorita de Agua de Vaca (Cretácico Temprano)
Metagranito de San Juan Bautista (Cretácico Temprano)
Metagranito de El Salado (Cretácico Temprano)
Metatrondjemita de Matasiete (Cretácico Tardío)
Gneis de Guayacán (Cretácico Tardío)
Asociación Metamórfica Los Robles (Cretácico)
Complejo Metaofiolítico Paraguachí (Jurásico – Cretácico?)
Metavolcánicas de Manzanillo
Metamáficas de La Rinconada
Metaultramáficas de Cerro El Copey (Mpec)
Asociación Metamórfica Juan Griego (Pensilvaniense -Cretácico)
En la evolución geológica de la isla, se reconocen dos eventos compresivos, el primero marcado por la presencia
del Complejo Metaofiolítico Paraguachí en el tope de los metasedimentos de la Asociación Metamórfica Juan
Griego, lo cual se explica como una obducción durante el Cretácico Temprano de una parte de la corteza oceánica
sobre el paleomargen suramericano, éste bloque obducido fue previa y posteriormente intrusionado por plutones
graníticos.
El segundo evento, desarrolla pliegues, foliación y lineaciones, donde se puede distinguir cuatro fases de
deformación. La característica dominante generada es el paralelismo general de los ejes de los pliegues, los cuales
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
presentan la misma dirección de la cadena montañosa, cuyos ejes están orientados SW-NE en Margarita Oriental y
E-W en la península de Macanao.
Los criterios de movimiento, así como los estudios estructurales de las rocas metamórficas y la geometría de los
cuerpos no foliados, enfatizan que esencialmente las dislocaciones que han ocurrido son longitudinales, paralelas a la
cadena montañosa. Esta evolución a su vez puede ser dividida en 11 etapas que van desde el Paleozoico al MioPlioceno, basadas en dataciones radiométricas e interpretaciones determinadas por STÖCKHERT et al. (1993, 1995) e
incluyendo los modelos geodinámicos aportados por CHEVALIER (1987) y por MARESCH et al. (2000) (Fig1).
Eventos en diferentes condiciones espacio tiempo (las unidades acrecionadas y yuxtapuestas en la actualidad se encontraban
separadas)
1. Intrusión dentro del Complejo Metaofiolítico Paraguchí de rocas de composición trondhjemítica
2. Obducción de la corteza oceánica sobre el paleomargen pasivo continental y subducción de una sección de corteza oceánica
precursora de las eclogitas de alta P/T, aparición de la “Agrupación Margarita”
3. Nuevas intrusiones graníticas, así como la ocurrencia de volcanismo precursor de las Volcánicas de Los Frailes
4. Ascenso o exhumación de la “Agrupación Margarita” a un nivel intermedio y exposición a un régimen de transcurrencia
5. Exhumación a nivel superficial, régimen de fallamiento frágil en un régimen de transcolisión
6. Generación de fracturas y vetas de cuarzo
7. Intrusión de diques de composición basáltica a andesítica
8. Fallamiento inverso en direcciones variables
9. Fallamiento normal en direcciones variables
10. Levantamiento, erosión de los cinturones alóctonos y depositación de sedimentos neógenos.
Figura 1.Tomado de MARESCH et al. (2000) y STÖCKHERT et al. (1995)
La mayoría de las rocas metamórficas aflorantes, ya sean de origen ígneo o sedimentario, han sufrido un
metamorfismo de evolución retrograda, pasando de la facies de la anfibolita a la facies de los esquistos verdes,
existiendo materiales que habían alcanzado las condiciones de la facies de la eclogita.
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
ESTUDIO GEOLÓGICO DE SUPERFICIE DE LA FORMACIÓN PALMARITO AL NORTE DE LA
CIUDAD DE MÉRIDA, ENTRE LAS LOCALIDADES DE SAN BENITO (VUELTA DE LOLA) Y EJIDO
(Surface geology study of Palmarito Formation north of the city of Mérida, between San Benito (Vuelta de
Lola) and Ejido)
RIVAS F. & LINARES J.
ULA. Fac. de Ingeniería, Escuela de Ingeniería Geológica. Mérida. Email: [email protected]
(Presentación de 22 láminas en CD anexo, carpeta 19. Presentation of 22 slides in enclosed CD, file 19)
Se realizó un estudio geológico de superficie en el área comprendida entre el sector de San Benito Vía El Valle
(Vuelta de Lola) y el sector Manzano Alto, Polígono del Tiro (Ejido), Estado Mérida. En dicha zona se encuentran
unidades comprendidas desde el Paleozoico Superior (Formación Sabaneta y Formación Palmarito) y del Terciario
(Formación Mucujún).
La controversia en cuanto a la Formación Palmarito en Los Andes Venezolanos surge cuando leemos la
descripción litológica de dicha unidad que aparece en el Léxico Estratigráfico de Venezuela (CVET 1997) donde
afirman que dicha unidad está formada por una secuencia de lutita principalmente marinas, limo, arena y marga que
gradan hacia arriba a caliza marina. Sin embargo, varios autores entre ellos RAMÍREZ et al. (1972), en la región de
Timotes, GARCÍA & CAMPOS (1977), en la región de Valera Escuque, SHAGAM & HARGARVES (1977), en la región
de Mérida, MARECHAL (1973), en la quebrada Cases, CALATAYUD & PLASENCIA (2002), en la región de Chachopo
El Águila, determinan que las rocas que afloran en sus áreas de estudio son equivalentes metamórficos de las rocas
sedimentarias de la Formación Palmarito que afloran en la sección tipo en el flanco sur de Los Andes, en las regiones
de Boconó, Biscucuy y Carache.
El estudio de la Formación Palmarito en toda el área de investigación, presentó características que eran muy
diferentes a las expuestas en el Léxico Estratigráfico; lo cual posteriormente se profundizó con el análisis
petrográfico realizado a las diferentes litologías y sus asociaciones mineralógicas, esto nos condujo a concluir que
estas rocas sufrieron un metamorfismo regional dinamotermal tipo Barroviano, quedando las rocas ubicadas en las
facies de los esquistos verdes, en las subfacies de cuarzo-albita-moscovita-clorita.
Las litologías encontradas están conformadas por filita, la cual se presenta de color gris parduzco a verde o gris
marrón y brillo sericítico notable; la mayoría de las rocas están intensamente foliadas. Esta filita cubre la mayor
superficie de la zona en estudio. La cuarcita se presenta en color gris claro a oscuro, compacta, tamaño del grano
muy fino, con presencia de abundantes y diminutos granos de mica y cuarzo la textura externa es irregularmente
sedosa al tacto también las rocas están intensamente foliadas. El mármol presenta color gris claro a gris oscuro, con
color de meteorización de amarillo a anaranjado y vetas de calcita recristalizada, contienen abundantes fósiles y una
vez aplicado el análisis paleontológico a los mismos, arrojaron varios tipos como son: Fusulina, Parafusulina;
Schwagerina; Pseudoschwagerina; Neoschwagerina, el Género Rausella Dumbar, Niponitella (Hanzawa),
Globivalvulina, Paraglobivalvulina, la familia Nikiforovelidae (Bryozoa), Rectifenestella sp. (Bryozoa). Por medio
de ellos se pudo datar la Formación Palmarito como Permo-Carbonífero (Carbonífero-Pérmico Medio), habiéndose
depositado en un ambiente marino somero.
Es decir, que vamos a tener una unidad que se va a presentar metamórfica en el núcleo y norte de la cordillera y
sedimentaria en el flanco sur y noreste de la cordillera (Carache). En cuanto a la edad del metamorfismo éste
corresponde a la Orogénesis Herciniana del Permo-Triásico, que afectaron a las rocas Precámbricas y Paleozoicas en
el núcleo y norte de la cordillera. Este metamorfismo regional progresivo va desde la facies de los esquistos verdes
hasta alcanzar la facies de la anfibolita-almandino, alcanzando la subfacies de estaurolita-almandino y subfacies de la
silimanita-almandino-ortoclasa, como se evidencia en las rocas de las asociaciones: Sierra Nevada, Mucuchachí, Los
Torres y Río Momboy. Otro argumento para precisar mejor la edad del metamorfismo es el hecho de que las rocas ya
previamente metamorfizadas regionalmente en este evento, como la filita de El Balcón, fueron posteriormente
intrusionadas por plutones Triásicos (225 Ma), produciendo aureolas de contacto con Hornfels de andalucita, como
los que se observan en El Águila en el contacto de la filita de El Balcón y el Granito de El Carmen.
Es decir que primero se produce el metamorfismo regional, de edad post Palmarito (Pérmico Superior?) y
posteriormente en el Triásico el emplazamiento de los plutones. Estando toda esta actividad termal enmarcada dentro
de la Orogénesis Herciniana.
De todo lo anteriormente expuesto, se puede deducir que posteriormente a la sedimentación de la Formación
Palmarito, las rocas sufrieron un enterramiento hasta alcanzar las condiciones de presión y temperatura
correspondientes a las subfacies de cuarzo-albita-moscovita-clorita, corresponde a una presión 1,5-3 kbar,
profundidades entre cinco y diez kilómetros, temperaturas entre 200-300 °C por supuesto, que el comportamiento de
las rocas para alcanzar su condición de equilibrio bajo esas condiciones de presión y temperatura no es igual para
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
todas las litologías. La paragénesis mineral para ubicar el grado de metamorfismo está mejor representada en los
sedimentos pelíticos (lutitas y limolitas) que generaron las filitas y las rocas esquistosas mientras que las areniscas se
transformaron en cuarcitas y las calizas arrecifales en mármoles. Estos últimos por su composición mineralógica
original solo presentan recristalización de calcita y deformación que afectaron a los fósiles.
Las conclusiones principales están relacionadas con el metamorfismo, edad de la formación y correlación con
rocas similares aflorantes en otras localidades de Los Andes.
Petrografía.
Filita. NX, 10X. Obsérvese la
orientación de mica (moscovita) y
cuarzo, textura lepidoblástica
Mármol. NX, 5X.
Cuarcita. NX, 5X.
Fósiles en rocas carbonáticas.
0
0
0,5
0,5 mm
0,25
mm
Corte longitudinal de una
Parafusulina.
Corte longitudinal de una Fusulina
género Rauserella Dunbar.
40
0
0,25
0,5 mm
Corte de Neoschwagerina.
Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
NOMENCLATURA Y SÍNTESIS DE LAS UNIDADES ÍGNEO-METAMÓRFICAS DE LA CORDILLERA
DE LA COSTA. VENEZUELA
(Nomenclature and synthesis of the igneous and metamorphic units of the Cordillera de la Costa. Venezuela)(*)
URBANI F.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica.
FUNVISIS. El Llanito. Caracas. Email: [email protected]
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Presentación de 23 láminas en CD anexo, carpeta 20. Presentation of 23 slides in enclosed CD, file 20)
Desde los inicios de los estudios geológicos en Venezuela, se ha reconocido que en la Cordillera de la Costa los
tipos de rocas se orientan en sentido E-O. MENÉNDEZ (1966) la subdivide en fajas, lo cual se ha ido perfeccionando
con autores sucesivos. Pero la Serranía del Litoral siempre se mantuvo como una sola Faja, hasta los trabajos de
URBANI & OSTOS (1989) en que se subdivide.
Más recientemente con la culminación del Atlas de la Cordillera de la Costa de URBANI & RODRÍGUEZ (2004), la
cartografía de esta Serranía queda totalmente subdividida en tres napas (Costera, Ávila y Caracas) desde Cabo
Codera al Este hasta el estado Yaracuy. En la Fig. 1 se muestra esquemáticamente la distribución de dichas napas en
la parte central de la Cordillera de la Costa.
Napas de la Serranía del Litoral
Napa Costera
Caracas
Napa Ávila
Napa Caracas
Fallas de La Victoria
Napas de la Serranía del Interior
Napa de Caucagua- El Tinaco
Napa de Loma de Hierro
50 km
Napa de Villa de Cura
Figura. 1. Mapa geológico del norte de Venezuela. Tomado de HACKLEY et al. (2005).
En este trabajo se presenta una síntesis de las principales subdivisiones y unidades geológicas de la Cordillera de la
Costa, junto a interpretaciones diversas de cada una de ellas, como una contribución a las características geológicas
locales que deben tomarse en cuenta en modelos globales (Tabla 1).
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Tabla 1. Síntesis de las subdivisiones y principales unidades de la Cordillera de la costa
1ra. división 2da. división
Napa
Costera
Napas de la
Serranía
del Litoral
Napa
Ávila
Napa
Caracas
Napas de la
Serranía
del Interior
Napa Loma
de Hierro
Napa
Caucagua El Tinaco
1ra. división 2da. división
Napas de la
Serranía
del Interior
Napas de
Villa de
Cura
Unidades y observaciones
La Costa, Asociación Metamórfica
Tacagua, Esquisto de: Esquisto grafitoso, metatoba, epiclásticas. Metamorfizado a la facies del esquisto verde
y a diferencia de las otras dos unidades nunca ha estado bajo un metamorfismo de alta P- baja T. Ambiente
probable de ante-arco.
Nirgua, Complejo: Melange de subducción con gabro y basalto de afinidad MORB.
Antímano, Mármol de: Mármol con budines de eclogita y anfibolita.
Serpentinita (sin nombre formal): Cuerpos elongados de peridotita serpentinizada a lo largo de las fallas
principales.
Los elementos máficos de Nirgua y Antímano muestran asociaciones de minerales metamórficos de alta P - baja T
retrogradados hasta la facies de esquisto verde (clorita). Toda la Asociación corresponde a un melange de complejo
de subducción. Hay elementos de litósfera oceánica mezclados con sedimentos marinos contemporáneos, además
incorporando tectónicamente a elementos de corteza continental. Edad: probablemente Cretácico Temprano, pero
Nirgua incorpora elementos más viejos.
Ávila, Asociación Metamórfica:
Colonia Tovar, Gneis de la: metagranito fuertemente deformado. Pre-Mesozoico.
San Julián, Complejo: metasedimentos; rocas metaplutónicas: granito, tonalita, trodhjemita, diorita; rocas
metamáficas: anfibolita. Pre-Mesozoico.
Peña de Mora, Augengneis de: Metagranito porfirítico (rapakivi?) fuertemente deformado. Precámbrico.
Unidades de corteza continental: protolito ígneo (principalmente plutónicas graníticas-tonalíticas e hipoabisales
diabasa?) y sedimentario (pelítas y psamítas).
Caracas, Asociación Metasedimentaria.
Chuspita, Esquisto de: Esquisto/filita grafitosa y metarenisca de probable origen turbidítico. Cretácico
Temprano.
Las Mercedes, Esquisto de: Esquisto grafitoso y mármol. Lutita negra formada en una cuenca sedimentaria
con ambiente anóxico y/o de alta productividad. Jurásico Tardío a Cretácico Temprano.
Las Brisas, Esquisto de: Esquisto cuarzo muscovítico, metarenisca, metaconglomerado y cuerpos de mármol
hasta de dimensiones hectométricas. Edad Jurásico Tardío (Kimmeridgiense) a Cretácico Temprano.
Sedimentos metamorfizados a la facies de esquisto verde (clorita), corresponden a un margen continental pasivo.
Sebastopol, Gneis de: Roca granítica. Edad Silúrico. Basamento del Esquisto de Las Brisas.
Paracotos, Filita de: Cretácico Tardío. Unidad incluida en esta napa por BECK (1886) como la cobertura
sedimentaria de la napa ofiolítica.
Loma de Hierro, Complejo ofiolítico.
Tiara, Metavolcánicas de.
Mesia, Gabro de.
Loma de Níquel, Ultramáficas de.
Interpretada como una lonja de litósfera oceánica y su cobertura sedimentaria. Edad probable Jurásico Tardío? a
Cretácico temprano. Muestras de basalto y gabro muestran afinidad MORB.
La Guacamaya, Metadiorita.
Curiepe, Gneis Tonalítico de.
El Tinaco, Complejo.
Tinapú, Esquisto de: Rocas metasedimentarias cuarzo micáceas feldespáticas.
La Aguadita, Gneis: Rocas dioríticas-tonalíticas.
Esta napa contiene unidades de basamento metaplutónico félsico (unidades del Proterozoico - La Aguadita- al
Paleozoico), mezclado con unidades de origen plutónico, volcánico y sedimentario de probable edad Jurásico
Tardío a Cretácico Temprano. Todas las unidades son de corteza continental. Hay algunos cuerpos de
metabasaltos/metodizabas con afinidad de toleítas intra-placa.
3ra.división
Napa
Septentrional:
rocas con
metamorfismo de
alta P - baja T
Napa Meridional:
Con rocas no
metamórficas o
de muy bajo
metamorfismo
Unidades y observaciones
Villa de Cura, Asociación Metavolcanosedimentaria
El Caño y El Chino, Metatobas de: Sin diferenciar (fue subdividido por SHAGAM 1960
pero aparece sin diferenciar en autores posteriores). Principalmente metatoba.
El Carmen, Metalava de: Misma metatoba de la unidad anterior pero intercalada con
metabasalto piroxénico muy distintivo.
Santa Isabel, Granofel de: Mezcla de granofel, esquistos de variada mineralogía,
metasedimentos y chert.
Las unidades de El Caño, El Chino y El Carmen son distintivas y diferentes a Santa Isabel.
Toda la Asociación pertenece al complejo de subducción de un arco de islas, con
contribución mayoritaria de piroclásticas.
San Sebastián, Asociación Ígnea.
Las Hermanas, Volcánicas de: Mayormente constituida por lava.
Chacao, Ultramáficas de.
Usualmente con metamorfismo no mayor a prehnita-pumpellita. No hay estructuras
penetrativas. El basalto muestra afinidad de arco de islas con edad de Cretácico medio a
Tardío.
42
Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
TODASANA: UNA ENÍGMATICA UNIDAD ÍGNEA DE LA CORDILLERA DE LA COSTA.
VENEZUELA
(Todasana: an enigmatic igneous unit of the Cordillera de la Costa, Venezuela)
URBANI F., CAMPOSANO L. & GRANDE S.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica. Caracas 1053.
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Presentación de 19 láminas en CD anexo, carpeta 21. Presentation of 19 slides in enclosed CD, file 21)
La Metadiorita de Todasana, así denominada por el tipo de roca principal aflorante, se ubica en el estado Vargas,
abarcando la parte media de la cuenca del río Todasana y parte de la del río Oritapo (Fig. 1). Fue cartografiada por
URBANI & QUESADA (1969, 1972) y ESCALONA (1974). Este último autor realiza análisis modales de 150 muestras,
las cuales son analizadas químicamente por LARA (1976) & NÚÑEZ (1976). En 1987 con el equipo de trabajo del Dr.
Michel Loubet se recogieron una serie de cantos rodados para análisis químicos preliminares, que inesperadamente
culminaron en la tesis doctoral de LAR (1992), infortunadamente sin control geológico, por lo cual sus resultados
resultan difíciles de evaluar.
20 km
Figura 1. Mapa geológico de la zona donde aflora la Metadiorita de Todasana. Tomado de HACKLEY et al. (2005).
Los tipos litológicos principales son, primeramente una serie plutónica: diorita, monzodiorita, diorita cuarcífera,
pegmatitas (diorítica, gabroide), neosoma plagioclásico (tonalita, trondhjemita, anortosita), anfibolita, anfibolita
granatífera, gabro, hornblendita (algunas muestras similares a la hooibergita de Aruba), así como una serie de rocas
hipoabisales (diabasa, basalto, andesita,). Todas estas rocas tienen asociaciones minerales metamórficas, por lo que
deben denominarse con el prefijo meta.
Los contactos de la unidad son todos tectónicos, al norte con el Complejo Nirgua de la Asociación Metamórfica La
Costa, al este y sureste con el Augengneis de Peña de Mora, al sur y oeste con el Complejo San Julián, ambas
unidades de la Asociación Metamórfica Ávila.
Los tipos litológicos presentan una gran diversidad de estructuras, como agmática, de mezcla de magmas (“magma
mingling”), extensos y diversos tipos de fragmentación y brechación, inyecciones múltiples y sucesivas,
“almohadillas intrusivas” y muy complejas relaciones de corte (por dilatación), inclusive estructuras muy
probablemente formadas por fusión parcial (anatexis).
La nube de muestras en los diagramas pertinentes muestran afinidad tanto de basalto alcalino como sub-alcalino, e
igualmente algunas muestras muestran con afinidad toleítica y otras calcoalcalina.
En cuanto a la edad de la unidad, SANTAMARÍA & SCHUBERT (1974) analizan dos muestras de cantos rodados de
diorita del río Oritapo, determinando en roca total dos edades K/Ar, de: 76±4 y 77±4 Ma (Campaniense). Tanto
OSTOS (1990) como LAR (1992) realizan los estudios de Rb/Sr de 4 y 7 muestras respectivamente (cantos rodados)
sin poder determinar una isocrona adecuada. SAGNA (1990) analiza por K/Ar una anfibolita granatífera (TOD26, con
hornblenda, biotita, granate, plagioclasa, de protolito basalto alcalino), donde en biotita resulta una edad de 20-25 Ma
(Oligo–Mioceno), mientras que en hornblenda obtiene 110±32 Ma (Cretácico inferior a medio). Mas recientemente
J. L. PAQUETTE (2005, com. per.) extrae zircones de la misma muestra TOD26 y obtiene una edad U/Pb (ID–TIMS:
espectrometría de masas de ionización termal con dilución isotópica) resultando en 538±1 Ma (Cámbrico
Temprano). En otras palabras estas variadas edades, nos indican una amplia gama de eventos, desde la cristalización
del zircón (o del protolito basáltico), hasta un metamorfismo en el Cretácico inferior-medio y efectos metamórficos
tardíos en el Terciario que involucraron en la yustaposición de terrenos durante la interacción de la placa Caribe con
la Suramericanma.
En resumen entre muchas y diversas características, cabe mencionar que Todasana presenta: 1) Una gran
diversidad de rocas ígneas plutónicas e hipoabisales. 2) Múltiples y complejas relaciones de corte. 3) Estructuras de
43
Geos 38. Diciembre 2005.
I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
fusión parcial (anatexis - origen profundo). 4) Estructuras de mezcla magmática (líquidos inmiscibles, probablemente
productos de fusión de distintos tipos de rocas y su interacción durante su emplazamiento). 5) Aparece entre rocas de
las asociaciones metamórficas La Costa y Ávila. 6) Presenta una serie de rocas plutónicas: ultramáficas
(hornblendita), gabro, diorita, (diques de tonalita - trondjemitas – anortosita); luego debe ocurrir una exhumación
parcial e intrusión de la serie de rocas hipoabisales: diabasa, basalto-andesita. 7) Gran abundancia de anfíbol (alto
contenido de agua en el magma). 8) Químicamente parece cercana a la serie calco-alcalina. Las rocas máficas van de
alcalinas a/ sub-alcalinas. 9) “Desorden” en la sistemática de Rb-Sr y elementos trazas. 10) Las rocas máficas
relativamente más antiguas (gabro-basalto Æ anfibolita granatífera) sufrieron metamorfismo de grado medio
(anfibolita epidótica). 11) Todo fue afectado por una fase metamorfica más reciente de grado bajo (facies del
esquisto verde). 12) Comparado con las rocas envoltorio (Nirgua, San Julián y Peña de Mora), está muy poco
deformado, casi presenta un aspecto no metamórfico. 12) No se conoce ningún otro cuerpo semejante en Venezuela.
Algunos tipos de rocas y estructuras son semejantes a aquellos del batolito de Aruba, pero éste tiene una edad
U/Pb zircón de 89±1 (WRIGHT & WILD 2004) por lo cual no es un cuerpo “hermano”, dado que es más antiguo.
Magmas basalticos de tipo alcalino se encuentran en una gran diversidad de ambientes como islas oceánicas, arcos
de islas, márgenes activos y valles rift, por lo tanto esta caracterización no ayuda a despejar las dudas. Por todas estas
características y comparando con configuraciones de otras partes del mundo, Todasana parece corresponder a un
complejo ígneo supra-subducción en un arco magmático continental (Fig. 2).
Figura 2. En el área del recuadro negro pueden acontecer eventos como para formar un cuerpo tan complejo como Todasana.
Imagen tomada de GRANDE (2005).
Por supuesto quedan muchísimas dudas, entre otras: ¿Será Todasana enteramente un fragmento viejo (538 Ma) del
margen pasivo de Sur América, incorporado en la interacción con la placa Caribe ? ¿Podrá más bien ser parte de un
arco magmático "Caribeño" más joven que incorporó algúnos fragmentos antiguos (TOD 26, 538 Ma), además con
generación y mezcla de dos tipos de magma semejantes a lo que dio lugar al batolito de Aruba? Pero una hipótesis
de trabajo que no debe dejarse de lado, es que corresponda a un complejo migmatítico Neoproterozoico-Paleozoico,
dado que luce demasiado complicado como para representar las raíces de un arco volcánico del Caribe. Por lo tanto
sí se formó en un arco, puede haber sido un arco continental o margen activo, desarrollado sobre el margen norte de
Sudamérica durante la Orogénesis Panafricana, o a comienzos de la Caledoniana.
Hasta que no se puedan llevar a cabo estudios geoquímicos y geocronológicos detallados y con buen control
geológico de las muestras (no cantos rodados), nos queda por realizar más trabajo de campo detallado en sus
afloramientos, sobre todo para dilucidar el orden intrusivo de algunos de los tipos de roca, y para verificar si
realmente puedan haber sobrepuestas rocas de más de una serie de diferenciación.
44
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
LAS ROCAS ÍGNEAS Y METAMÓRFICAS DE LA SECCIÓN GUARENTA-EL MANTECO,
ESTADO BOLÍVAR, VENEZUELA
(The igneous and metamorphic rocks of the Guarenta - El Manteco section, Bolívar State, Venezuela)
(1)
URBANI F.,(1) CAMPOSANO L.(1) & SZCZERBAN E.(2)
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica. Caracas 1053.
(2)
INFRASUR C.A. Caracas.
(Presentación de 16 láminas en CD anexo, carpeta 22. Presentation of 16 slides in enclosed CD, file 22)
Se estudió una sección de 100 km de la carretera entre el puerto de Guarenta a las orillas del río Caroní cerca del
salto Tayucay, hasta El Manteco.
De sur a norte, se definen varias unidades litológicas con los siguientes nombres de campo y tipos petrográficos:
A: Intercalación de rocas cuarzo-feldespáticas y anfibólicas (sienita cuarcífera y melano monzogabro),
B: Gneis granítico (sienogranito y monzogranito),
G: Granito (monzonita cuarcífera, monzogranito, leuco-monzonita cuarcífera),
M: Migmatitas (monzogranito y melano-monzonita),
C: Grupo Roraima (cuarcita),
R: Granito rosado (monzonita cuarcífera) correspondiente a un cuerpo post-Supamo.
Diques de diabasa-gabro cortan las unidades C, G y M.
El Complejo Supamo presenta rocas mayormente de composición cuarzo-feldespática, consistente de rocas ígneas
félsicas, paragneises y migmatitas, así como algunas minoritarias metabasitas. Las muestras se analizaron por
petrografía, análisis químico por FRX-DE (elementos mayoritarios y traza), y conteos de radiactividad gamma.
Químicamente también se diferencian dos grupos: rocas máficas con contenidos de SiO2 menor a 52% y altos
porcentajes de CaO, Fe2O3 y TiO2 y félsicas con SiO2 mayor a 52% y menores concentraciones de CaO, Fe2O3 y
TiO2. Este comportamiento indica que estos tipos de roca no están genéticamente relacionadas. Las rocas félsicas
corresponden a una afinidad calco-alcalina de alto y medio K2O y las rocas máficas con tendencia toleítica de bajo
K2O.
En los conteos radiométricos las unidades G, M y R (félsicas) registran los mayores conteos, mientras las unidades
A, B y los diques de diabasa (máficas) poseen los menores conteos. Actualmente se esta intentando extender estas
unidades lateralmente con uso de imágenes de satélite.
Tabla 1. Grandes unidades observadas en campo
Unidad
A
B
Ubicación
Río Caroní (0+000). Guarenta
0+200 a 3+400 (Qda. Suramita)
Observaciones
Grupo Roraima: cuarcita (un solo afloramiento)
Cuerpo mayor de diabasa-gabro: grano fino a medio
Granito: grano fino a medio. Color blanco a gris claro, cruzado por
C
12+630 a 42+900
ocasionales diques de diabasa
D
43+300 a 51+200
Migmatita
E
52+500 (Río Hacha)
Granito rosado: grano medio (un solo afloramiento)
Granito: grano fino a medio. Color blanco a gris claro, cruzado por
C
53+000 a 86+700
ocasionales diques de diabasa (se observó un afloramiento de aplita)
F
88+100 a 91+100
Gneis granítico: biotítico, grano muy grueso
Intercalación de rocas gnéisicas claras (cuarzo feldespática) y oscuras
G
94+100 a 96+160. El Manteco
(anfibólicas)
La ubicación se indica como las progresivas de la carretera, pero nótese que entre una unidad y otra, hay intervalos no incluidos
que corresponden a tramos sin afloramientos.
45
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Tabla 2. Mineralogía y clasificación petrográfica.
ID
E
N
U
Cuarz
Feld-k
T1
524.250
734.520
A
93
7
T2
527.255
733.780
C-B
7
10
40
Lab
5
3
T3
532.256
737.646
35
38
13
And
2
7
T4
534.087
746.895
17
37
26
And
T5
534.348
746.908
20
35
30
And
3
T6
535.278
753.335
21
Lab
2
T8
538.333
753.892
45
And
8
T9
538.866
754.456
T10
539.423
755.221
T11
541.609
760.054
T12
542.075
760.951
T13
542.075
760.951
T14
542.786
763.016
T15
542.786
763.016
T16
542.889
766.207
T17
544.314
768.779
T18
543.675
769.864
T19
542.921
788.109
T20
541.633
773.242
C
C-B
C
Opc
Bio
Px
Hb
otro
IC
Cuarcita
43
Monzogabro-cuarcífero
9
Sienogranito
20
Monzogranito
4 Cl Ap
14
Monzogranito
17
60 M-Af
24
Basalto
40
3 Cl
55
Gabro
55
Melano-monzonitacuarcífera
3 Cl
20
Sienogranito
30
5
5
Tz Cl
20
5
1
4
15
5
25
38
17
And
2
15
27
43
12
And
3
10
3
2 Cl Zr
15
Sienogranito
15
40
30
And
2
8
5
Tz Tur
10
Monzonita-cuarcífera
25
Lab
15
7 Cl
75
Gabro porfídico
38
29
And
3
Tz Ap Zr
13
Neosoma monzogranítico
13
21
Lab
17
30
And
3
45
30
Oli
5
5
2
2
Lab
30
5
53
10
3
37
Tz Ap
66
22
28
Tz Cl Zr
53
10
1 Zr
11
Monzonita-cuarcífera
5
8 Es Ep Ap
Cl
32
Monzonita-cuarcífera
1 Ap
14
Monzonita-cuarcífera
6
34
25
Oli
5
10
15
31
40
Oli
5
5
3
35
21
30
Oli
5
7
2
542.047
777.858
15
38
T22
542.047
777.858
T23
542.735
788.119
12
16
45
Oli
5
7
T25
542.152
790.502
35
35
16
Oli
2
12
T26
546.166
802.031
12
45
27
Oli
20
20
25
Oli
3
6
59
30
Oli
3
13
Lab
1
C-B
43
Oli
3
20
lab
10
2
1
35
9
6
10
25 Cl M-Af
8
1 Ap
1
14
Monzogranito
4
Leuco-monzonitacuarcífera
70
Diabasa
21
Granodiorita
14
Aplita (sienogranito)
6 Ep Ap
16
Gneis monzogranitico
7 Es Zr
25
Gneis melano
monzogranítico
3 Ep
5
Gneis feldespático
3 Zr
87
Anfibolita
F
546.210
802.121
T28
548.630
807.484
T29
548.630
807.484
G
Paleosoma melanomonzonítico
Gneis melanomonzonítico
26
4
T21
T27
Clasificación
petrográfica
25
D
C
Mus
15
20
C
Plag 2
3
C-B
E
Plag 1
20
7
76
Los valores están dados en %: Cuarz: cuarzo, Feld-K: feldespato potásico, Hb: hornblenda, Px: piroxeno, Plag 1: % plagioclasa, Plag 2: tipo de
plagioclasa (Oli: oligoclasa, And: andesina, Lab: labradorita), Opac: opacos (magnetita en gabro-diabasa), pirita en granitos, IC: Índice de color, E
y N: Coordenadas UTM. U: unidades A a G (ver Tabla 1). C-B: indica dique de basalto-diabasa-gabro en los granitos de la unidad C.
Otros: Tz: trazas, Cl: clorita, M-Af: matriz afanítica, Ep: epidoto, Es: esfena, Ap: apatito, Zr: Zircón, Tur: turmalina. Petrografía original: J. A.
Margotta y A. Villalón.
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MODELO DE FUSIÓN PARA LOS BASALTOS DE LA FORMACIÓN EL CALLAO
(Melting model for the El Callao Formation basalts. Venezuela)
VELÁSQUEZ G. & TOSIANI T.
UCV. Fac. de Ciencias. Email: [email protected]; [email protected]
(Presentación de 13 láminas en CD anexo, carpeta 23. Presentation of 13 slides in enclosed CD, file 23)
Con el fin de determinar el porcentaje de fusión que pudo haber ocurrido en el manto para generar los basaltos
pertenecientes a la Formación El Callao se realizó un modelado con la utilización de elementos mayoritarios y las
tierras raras (REE). Con la composición química de dos muestras de basalto que representan el menor (B8171) y
mayor grado de fusión (B8159), se estableció un balance de masa para los elementos mayoritarios considerados
como menos móviles en los procesos de alteración, partiendo de una fuente mantelar pirolítica (RINGWOOD 1979) y
estableciendo dos residuos, una lherzolita (60% olivino, 30% ortopiroxeno, 8% clinopiroxeno, 1% plagioclasa, 1%
espinela) para pequeños grados de fusión parcial, y una harzburgita (80% olivino, 20% ortopiroxeno) para mayores
grados de fusión (Tabla 1).
Tabla 1. Porcentajes de fusión determinados (*) y cálculo de la composición de la fuente mantelar, se compara con
la composición del manto pirolítico.
SiO2
MgO
FeO
Al2O3
(*)7%
B8171
48,78
5,12
13,65
13,23
93 %
residuo
44,80
41,69
8,15
2,37
Fuente
estimada
45,08
39,10
8,50
3,13
(*)14%
B8159
51,15
5,22
12,12
12,38
86 %
residuo
42,45
44,40
8,40
1,25
Fuente
estimada
43,70
38,40
9,10
2,81
Manto
pirolítico
45,10
38,10
8,00
3,30
De esta manera se establece que los basaltos de la Formación El Callao pudieron ser generados a partir de una
fusión parcial entre un 7% y 14% de una fuente mantelar con una composición química similar a la del manto
pirolítico, los resultados obtenidos a partir de los elementos mayoritarios fueron corroborados por el modelaje de las
REE.
El grado de fusión parcial para los basaltos fue modelado, a partir de las REE, mediante la ecuación Cl/Co =
1/[D+F*(1–D)], partiendo de una fuente mantelar con una composición química igual a dos veces el valor condrítico
y estableciendo nuevamente como residuo peridotítico el utilizado para el modelado de los elementos mayoritarios.
De la ecuación Cl/Co = 1/[D+F*(1–D)], la concentración inicial (CO) es conocida ya que corresponde a la
composición química del manto superior, propuesta por SUN & NESBITT (1977), de dos veces el valor condrítico y
los coeficientes de distribución total por elemento (D) fueron calculados a partir de los coeficientes de distribución
mineral-fundido por elemento (KD) para cada mineral, mediante la ecuación D = Σ(wi*KD) donde w corresponde a la
proporción en peso de cada mineral que compone la asociación y KD es el coeficiente de distribución mineralfundido por elemento.
Variando el grado de fusión parcial (F), se obtuvo una concentración en el líquido (Clcalculada) por elemento, la cual
fue comparada con la composición de los basaltos estudiados, que en teoría representan a los líquidos generados a
partir de la fusión. Se establece como el grado de fusión parcial el valor de F que cumpla con la condición de que la
desviación estándar, entre la concentración calculada y la determinada en los basaltos estudiados, tienda a cero.
En la Fig. 1, se puede observar la similitud que existe entre la curva de la concentración en el líquido calculada,
para un valor de F de 7%, y la curva correspondiente a la muestra B8171, al igual que la similitud entre la curva de la
concentración en el líquido calculada, para un valor de F igual a 14%, y la curva de la muestra B8159. Para los
valores de F igual a 7% y 14% es donde se obtiene una menor desviación estándar, entre la concentración en el
líquido calculada y el valor en los basaltos, tanto para la muestra B8171 como para la muestra B8159,
respectivamente (Fig. 2).
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
valores/condrito
100
Cl calculada para F = 7%
Cl experimental (B8171)
10
Cl calculada para F = 14%
Cl experimental (B8159)
1
La
Ce
Pr
Nd
Pm Sm Eu
Gd Tb
REE
Dy
Ho
Er
Tm Yb
Lu
Figura 1. Gráfico para las REE mostrando el patrón desplegado por las curvas de concentración en el líquido calculada (F = 7%),
la curva de la muestra B8171, la curva correspondiente a la concentración en el líquido calculada (F = 14%) y la curva de la
muestra B8159. Valores condríticos tomados de MCDONOUGH & SUN (1995).
Muestra B8159
100
90
80
70
% desviación estándar
% desviación estándar
Muestra B8171
60
50
40
30
20
10
0
F = 7%
0
5
10
15
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
F = 14%
0
% Fusion (F)
5
10
15
20
% Fusión (F)
25
30
Figura 2. Porcentaje de fusión parcial (F) contra el porcentaje de desviación estándar entre la concentración en el líquido calculada
y la concentración determinada en los basaltos.
Del modelado realizado, mediante la utilización de los elementos mayoritarios y trazas, se puede concluir que los
basaltos de la Formación El Callao pudieron haber sido originados por medio de una fusión parcial entre 7% y 14%,
a partir de una fuente mantelar con una composición química similar a la del manto pirolítico.
Referencias:
MCDONOUGH W. F. & SUN S. 1995. The Composition of the Earth. Chemical Geology. 120:223-253.
RINGWOOD A. E. 1979. Origin of the Earth and Moon. New York: Springer-Verlag. 287 p.
SUN S. & NESBITT R. W. 1977. Chemical heterogeneity of the Archean mantle, composition of the earth and mantle evolution.
Earth and Planetary Science Letters. 35:429-448.
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
ALGUNOS ASPECTOS DE LA GEOLOGÍA DE LA REGIÓN DE EL BAÚL, ESTADO COJEDES.
VENEZUELA
(Some geological remarks on El Baúl area, Cojedes state. Venezuela)
VISCARRET P. & URBANI F.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas 1053. Email: [email protected]
(Presentación de 28 láminas en CD anexo, carpeta 24. Presentation of 28 slides in enclosed CD, file 24)
El macizo de El Baúl es una aislada zona montañosa muy disectada y de abrupto relieve, ubicada en las
adyacencias de la población de El Baúl, al sur del estado Cojedes, a unos 120 km de la población de Tinaco y unos
60 km de la población del Pao, con una dirección noroeste - sureste abarca una superficie aproximada de 720 km2.
Esta es una presentación preliminar de un trabajo en progreso, donde se pretende revisar y reinterpretar diversos
aspectos geológicos del macizo.
Ideas de la literatura
En el Macizo de el Baúl se localizan 3 grandes grupos de rocas, graníticas, volcánicas félsicas y sedimentarias.
Entre estas últimas se ubica la Formación Mireles, donde ROD (1955) localiza trilobites del Tremadocience inferior,
también descritos en más detalle por MARTÍN (1961) los cuales pertenecen a una especie, la Parabolina argentina.
FEO-CODECIDO (1963) señala una edad K/Ar de 297±10 Ma y MARTÍN (1968) de 287±10 Ma (Rb/Sr) para las rocas
graníticas, lo cual corresponde a la orogénesis Herciniana de finales del Paleozoico, mientras que para las Volcánicas
de Guacamayas, MARTÍN (1961) determina una edad de 192±3.8 (K/Ar) Ma.
Las unidades sedimentarias Mireles, Cerrajón y Cañaote, fueron estudiadas en detalle y redefinidas por MARTÍN
(1961). La Formación Mireles la incluye en la parte inferior del Grupo El Barbasco y la designa como una serie de
horizontes fosilíferos. La Formación ha sufrido un metamorfismo regional de bajo grado, correspondiente a la facies
de los esquistos verdes (zona moscovita-clorita), con una presunta superposición local de metamorfismo de contacto,
debido a la intrusión de cuerpos graníticos. En cuanto a la Formación Cerrajón, se utilizó este nombre, para designar
el nivel intermedio del Grupo El Barbasco, que aflora en la región norte-central y centro-oriental del macizo de El
Baúl. Presenta en su parte inferior, al Miembro Jobito, constituido por metalimolita, filita, cuarcita con rizaduras
deformadas, esquisto clorítico-cuarzoso y cuarcita masiva, que presentan colores gris verdoso, verde blanquecino,
rojo amarillento y violáceo. Los niveles medio y superior están esencialmente formados por lo que fue definido
como un hornfel pelítico (moscovita, cuarzo, andalucita) de color verde rojizo, denso, afanítico e intensamente
diaclasado, en las que se presentan horizontes de cuarcitas sacaroideas (cuarzo, sericita, clorita) de gran espesor y
persistencia, sobre todo hacia el tope de la Formación se señala que el nivel superior de la unidad fue intrusionado
por diques de riolita esferulítica, de hasta 5 m de espesor y de color blanco verdoso. La Formación Cañaote,
corresponde a los niveles superiores del Grupo El Barbasco. Litológicamente la unidad se compone de cuarcita
micácea orientada (60%), interestratificada en su parte media y superior con metarenisca arcósica lenticular,
ligeramente foliada, de grano grueso pobremente escogida y de color blanco, y por hornfel psamítico, denso y de
color verde azulado, que meteorizan a blanco y rojo violáceo; son excelentes capas guías y desarrollan lentes
afaníticos. MARTÍN (1961) le asigna a esta Formación un metaconglomerado lítico, que denominó seudo-gneis de
Cayetano, que aflora 1 km al sur de la casa principal del Hato Piñero.
Los granitoides, considerándose la fecha de edad Paleozoica, presuntamente, intrusionaron en el Paleozoico, al
Grupo El Barbasco, grupo de rocas con edades posibles que oscilan desde el Cámbrico Tardío al Ordovícico, lo cual
fue descrito por FEO-CODECIDO (1954), ROD (1955) y MARTÍN (1961) Estas rocas graníticas fueron subdivididas por
MARTÍN (1961) en facies, según el tamaño de grano, siendo las facies Mogote las más gruesas (pórfidos) y las facies
Mata Oscura y Piñero, de grano mas fino. Acompañan a estas rocas, cristalizaciones interpretadas como remanentes
correspondientes a sienitas y lamprofiros. Complementa el marco geológico del Macizo de El Baúl, rocas volcánicas
de probable edad Jurásico, denominadas Volcánicas de Guacamayas, las cuales representan un vulcanismo asociado
a procesos de rift de edad Triásico – Jurásico, el centro volcánico desarrollado para ese entonces, originando cinco
episodios volcánicos, que de mas viejos a mas joven son: Corcovado, Casupal, Valle Hondo, El Oso y Segoviera.
Al final de la siguiente sección se indica un esquema total de las unidades aflorantes en El Baúl, con los nombres
de MARTÍN (1961) y una propuesta de URBANI (2002).
Algunas nuevas interpretaciones
Del análisis de la literatura y de una salida preliminar de campo se han planteado muchas interrogantes y
consideramos que este macizo es mucho más complicado de lo que se ha publicado al respecto. Ejemplo de esto es el
Granito de Mogote que a diferencia de Mata Oscura y Piñero, presenta textura rapakivi con textura wiborgita (Fig. 1)
que sólo se ha localizado, a nivel internacional, en el Proterozoico. La variedad wiborgita es la más típica y exhibe
49
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
un anillo de oligoclasa rodeando a los fenocristales ovoidales de feldespato potásico. De esta manera el Granito de
Mogote de El Baúl podría ubicarse dentro del evento de granitos rapakivi, correspondiendo al mismo ciclo
Parguazensis del Escudo de Guayana, de edad entre 1.400-1.600 Ma.
El Granito Parguaza es de color gris en comparación con el Granito de Mogote que es anaranjado. Es posible que
este color en el feldespato potásico se deba a una leve alteración hidrotermal deutérica, la cual depositó minúsculas
hojuelas de hematita dentro del feldespato, dándole esa coloración rosada-anaranjada (hasta roja) tan característica de
estos cuerpos. De esta manera, el Granito Parguaza y el Granito de Mogote en El Baúl, podrían ser dos cuerpos de
granitos rapakivis diferentes o el mismo, con distintos grados de alteración hidrotermal. Se debe tomar en cuenta que
todos los cuerpos de granito rapakivi de Finlandia y Suecia son de color rosado (expuestos en las paredes y pisos de
la Torre Lincoln y Palacio de Justicia, en Caracas). La presencia de fluorita, como accesorio de los granitos de
Mogote y Parguaza denota la cristalización bajo una alta fugacidad de HF, el cual es el responsable de producir la
textura rapakivi en estas rocas.
De esta manera se podría pensar que los cuerpos graníticos corresponden a un clásico granito alcalino potásico de
edad Parguazensis y el cual, por consiguiente, no puede ser intrusivo en las rocas sedimenterias de El Barbasco, si
estas realmente son del Mezosoico. La supuesta aureola de contacto de alta temperatura (facies hornfels piroxénicos)
podría tratarse de zonas de tobas o brechas volcánicas tectonizadas y metamorfizadas. Además, las volcánicas de
Guacamayas, en la localidad tipo, tienen un aspecto tectonizado y metamorfizado, y de naturaleza muy similar a las
Volcánicas de Caicara. Adicionalmente las volcánicas ácidas de Guacamayas de ser de edad Triásico no pueden
asociarse a ningún arco volcánico en fecha, ya que en Venezuela no hay arcos volcánicos con esa edad.
El Mesozoico comienza en Venezuela con el Jurásico (La Quinta, Graben de Espino, Ipire) donde hay volcanismo,
pero es basáltico. Esto nos hace pensar que las rocas volcánicas de Guacamayas corresponden a un bloque
tectonizado de las Volcánicas de Caicara o algún equivalente, las cuales afloran 250 km al sur. Lo limitante del
macizo de El Baúl, es que cada unidad aflora en cerros dispersos y no hay continuidad de afloramientos lo que hace
muy difícil descifrar la historia geológica y más sin edades radimétricas confiables.
La nueva historia geológica del área podría establecerse de la manera siguiente: Volcánicas félsicas de arco
(equivalentes a las Volcánicas de Caicara), de edad Proterozoico medio-temprano (1.900 Ma); Capas rojas preParguaza (quizás equivalentes a Roraima o a unidades pre-Roraima?) de edad Proterozoico medio-temprano (1.7001.800 Ma?) correspondientes a las unidades de Cerrajón y Cañaote y un granito parguazensis de edad Proterozoico
medio (1.590 Ma) intrusivo en las capas rojas y finalmente las rocas sedimentarias (Formación Mireles) del
Paleozoico inferior con trilobites (Ordovícico Tremadociense). Esta última es la única edad realmente segura. Podría
establecerse la correlación de la Formación Mireles, en base a la fauna y la litología, con la Formación Caparo que
aflora en el flanco sur andino de los Andes de Mérida.
Esta secuencia que se propone debe ir sustentada con por lo menos 4-6 determinaciones de edades de U-Pb en
circones, cuya petrografía sea previamente estudiada. Las rocas graníticas, por ser rocas anorogénicas?, su relación
Rb-Sr en roca total nos daría la relación inicial de isótopos de Sr y una idea de su origen (mantelar, hibridismo
manto-corteza, lo cual es casi necesario para originar la textura rapakivi o rara vez de corteza).
El siguiente esquema de unidades:
Nomenclatura propuesta por URBANI (2002 y
2005)
Asociación Metasedimentaria Barbasco
Cuarcita de Cañaote
Metaconglomerado de Cayetano
Metapelita de Cerrajón
Metalimolita de Jobito
Filita de Mireles
Super-Asociación Volcánica Guacamayas
Asociación Riolita Teresen
Riolita de El Corcovado
Riolita de Tirado
Riolita de La Bandola
Asociación Latita El Peñón
Latita cuarcífera de El Oso
Riolita latítica de La Segoviera
Asociación Granítica El Baúl
Granito de Mata Oscura
Granito de Mogote
Granito de Piñero
Nomenclatura de MARTÍN (1961), (1989)
según lo aceptado por CIEN (1997)
Grupo Barbasco
Formación Cañaote
Seudo-gneis de Cayetano
Formación Cerrajón
Miembro El Jobito
Formación Mireles
Grupo Volcánico de Guacamayas
Formación Riolítica de Teresén
Miembro El Corcovado
Miembro Tirado
Miembro La Bandola
Formación latíta cuarcífera El Peñón
Miembro El Oso
Miembro La Segoviera
Granito alcalino de El Baúl
Facies Mata Oscura
Facies Mogote
Facies Piñero
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Figura 1. Textura rapakivi tipo wiborgita del Granito de Mogote (Foto Luis Camposano).
Referencias:
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Noviembre 1959, Bol. Geol. (Caracas) Publ. Esp. 3, IV: 1463-1530.
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Geos (UCV, Caracas) 38: 123.
CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA Y PETROGRÁFICA DE ROCAS DEL PARQUE NACIONAL
SIERRA NEVADA. MÉRIDA. VENEZUELA
(Geological and petrographic characterization of rocks of the Sierra Nevada National Park. Mérida.
Venezuela)
VISCARRET P., (1) LAFFAILLE J. (2) & GUERRERO O. (1)
ULA. Fac. de Ingeniería. Escuela de Ingeniería Geológica Dpto. de Geología General. Mérida.
Email: [email protected]
(2)
Facultad de Ciencias. Departamento de Física. Mérida.
(Presentación de 33 láminas y texto de 33 p. en CD anexo, carpeta 25. Presentation of 33 slides and text of 33 p.
in enclosed CD, file 25)
(1)
Los Andes Venezolanos son un sistema alargado de bloques levantados, orientados aproximadamente en dirección
NE-SO que separa las cuencas de Maracaibo y Apure-Barinas. El basamento ígneo-metamórfico andino,
representado por la Asociación Sierra Nevada del Precámbrico, está caracterizado por poseer ortogneis biotítico,
migmatitas, aplítas “lit-par-lit”, gneis biotítico-granatífero, gneis cuarzo-feldespático-micáceo, esquisto cuarzomuscovítico-feldespático de grano grueso y esquisto micáceo-granatífero, que en la mayoría de los casos contenían
sillimanita; muchas de estas rocas presentan textura migmatítica.
En algunas localidades se describe esquisto estaurolítico, ortogneis, gneis diorítico y granítico, escasos paragneis y
“sills” de anfibolita. Estas rocas han sido sometidas a por lo menos dos períodos de deformación con intrusiones
graníticas a diferentes intervalos de las deformaciones. La presencia de la sillimanita implica alto grado metamórfico,
de rocas que fueron metamorfizadas a profundidad y exhumadas en la actualidad. La zona de la sillimanita está
definida por asociaciones de minerales de la facies de la anfibolita. En menor grado se manifiestan rocas con
asociaciones minerales de las facies de los esquistos verdes, probablemente producto de una etapa metamórfica
retrógrada.
Este trabajo aporta nuevos datos petrológicos-petrográficos de muestras de roca recolectadas a través de las
máximas elevaciones que conforman nuestra Sierra Nevada de Mérida, a saber los picos León, Toro, Espejo, Bolívar,
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
La Concha, Humboldt y Bonpland. Fueron realizados 55 análisis petrográficos, definiendo la composición
mineralógica, tamaño de grano, relación entre granos (patrón textural), paragénesis mineral, facies y subfacies
metamórficas, protolito, relación presión / temperatura, alteraciones y sustituciones. En las rocas metamórficas se
definen texturas esquistosas y gneisicas con fábricas-estructuras granoblásticas, granolepidoblásticas y
granonematoblásticas. Se asignan nombres de las rocas, incluyendo la terminología para muestras tectonizadas
El análisis del estado físico de algunas muestras de rocas (tanto micro como macroscópico), permite establecer
relaciones con algunas estructuras geológicas que surcan la región de estudio. Tal es el caso de la garganta
Txomajoma, anexa al pico Bompland y que es la ventana que comunica a la travesía desde pico Espejo, con el valle
de la Laguna El Suero (base del los picos Humboldt y Bonpland). Esta garganta podría ser una expresión
geomorfológica de la falla de Laguna Verde, la cual atraviesa en sentido este-oeste a parte del área de estudio,
encontrándose evidencias petrográficas (muestra SN-24), correspondientes a un esquisto cuarzo micáceo granatífero
tectonizado (Fig. 1).
Se identificaron los siguientes tipos litológicos: gneis cuarzo feldespático micáceo con sillimanita (Fig. 2), gneis
cuarzo feldespático micáceo, esquisto cuarzo feldespático sillimanítico, esquisto cuarzo micáceo granatífero,
esquisto cuarzo feldespático micáceo, esquisto anfibolítico (Fig. 3) y granitos. Se observaron granitos “sensu stricto”
(granito y monzogranito), además una secuencia transicional instrusiva de granodiorita-pegmatítita.
En el mapa resultante se muestran tanto las alineaciones estructurales como la localización de muestras, indicando
la isógrada metamórfica de la sillimanita, que separa área de menor y mayor metamorfismo, indicando que el
metamorfismo se incrementa hacia el norte. La presencia de granate almandino + biotita en muestras de rocas
metamórficas, podría implicar que éstas pudiesen estar dentro del rango de presión y temperatura de la facies de la
anfibolita-epidótica.
0,5 mm
Figura 1. Esquisto cuarzo micáceo granatífero tectonizado. Se observan paquetes de mica, definiendo una textura
granolepidoblástica. Muestra SN-24. (N 8,563, W 71,006)
0,5 mm
Figura 2. Gneis cuarzo feldespático micáceo epidótico con sillimanita. Muestra SN-28. (N 8,5618, W 70,9936)
52
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
TA
0,5 mm
Figura 3. Esquisto anfibólico. Se observa la textura granonematoblástica definida por paquetes de grandes cristales de hornblenda
intercalados con paquetes de cuarzo y feldespato. Muestra SN-13. (N 8,5470, W 71,0280
0,5 mm
ARUBA AND CURAÇAO: REMNANTS OF A COLLIDED PACIFIC OCEANIC PLATEAU?
INITIAL GEOLOGIC RESULTS FROM THE BOLIVAR PROJECT.
WRIGHT J. E. & WYLD S. J.
University of Georgia. Department of Geology, Athens, GA. USA
Email: [email protected]; [email protected]
(Cartel en CD anexo, carpeta 26. Poster in enclosed CD, file 26)
The oldest rocks exposed on Aruba are amygdaloidal basaltic pillow lavas and lesser basaltic sandstone. The
pillow lavas are geochemically similar to MORB and OIT. Locally, there is a distinctive unit of pebbly mudstone,
argillite and basaltic tuff interstratified with the pillow lavas. Turonian (?) ammonites have been recovered from
argillites. Both the pillow lava unit and argillaceous sediments were then intruded by a diabase complex.
The intrusive rocks are geochemically indistinguishable from the pillow lavas. WHITE et al. (1999) interpret the
lavas and diabase as having been formed in an ocean plateau. Following emplacement of the diabase unit, Aruba
became emergent. There is abundant evidence for weathering and erosion of the pillow lavas and diabase unit.
Basaltic magmatism continued as witnessed by the accumulation of accretionary lapilli tuff. Accretionary lapilli only
form in a subaerial environment. The accretionary lapilli tuff was shortly thereafter reworked by local stream(s)
which produced a coarse conglomerate composed entirely of clasts of basalt, diabase and lesser amounts of
accretionary lapilli. The acreetionary lapilli and conglomerate units are almost always found together and are
interpreted to have been deposited in a paleo-valley. Following this, the entire sequence underwent low grade
regional metamorphism accompanied by folding and cleavage formation.
Available data constrain this event to be post Turonian (93,5 ± 4 Ma) but pre emplacement of the Aruba batholith
at 89 ± 1 Ma (SHRIMP U-Pb zircon date). Thus, Aruba went from being emergent to undergoing regional
metamorphism and batholith emplacement in a very short time period. We suggest that the pre-batholithic rocks were
partially subducted prior to batholith emplacement.
The metamorphic complex and batholith were exhumed and exposed by at least the Eocene/Miocene as they are
overlain by shallow marine limestone of that age. On Curacao, the Curacao lava formation is geochemically similar
to and broadly correlative with pre-batholithic basalts and diabase on Aruba ( e.g. WHITE et al. 1999). Following
accumulation of the Curacao lava formation the area became emergent as there is widespread evidence for
weathering and erosion of the basalts (BEETS 1972).
Thus, both Curacao and Aruba became emergent in the Late Cretaceous. However, the subsequent geologic history
of Curacao is distinct from Aruba, as it was not affected by Turonian/Coniacian deformation and metamorphism, but
instead subsided and developed as a sedimentary basin, leading to the accumulation of extensive deposits of Late
Cretaceous (Santonian-Maastrichtian) to Early Paloecene age.
Late Cretaceous turbidites on Curacao contain a significant population of euhedral zircons in the range of 70-87
Ma (older Cretaceous grains in the range of 103-125 Ma are also present) along with angular hornblende and
plagioclase mineral fragments. These arc derived grains are accompanied by older Mesozoic, Paleozoic and
Precambrian zircon and undated coarse detrital muscovite, all presumably derived from the South American
continental margin.
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I Jornadas de Geología de Rocas Ígneas y Metamórficas
Deformation on Curacao occurred between the Danian and middle Eocene (BEETS 1972) presumably during
accretion to the Venezuelan continental margin. These data complicate models which interpret Aruba and Curacao to
represent remnants of a Pacific oceanic plateau whose collision with a west-facing island arc produced subduction
polarity reversal in the Late Cretaceous. Alternatively, we suggest a model in which Aruba and Curacao formed on
the subducting plate of an already east-facing arc system. Our preliminary work on the island of Bonaire suggests a
similar overall tectonic setting compatible with that of Aruba and Curacao.
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I Simposio de Estratotipos de Venezuela
I SIMPOSIO DE ESTRATOTIPOS DE VENEZUELA
ULA, Mérida, julio de 2005
N° Carpt
Pág.
1
AYALA R. & CARRILLO J. Nuevos hallazgos paleontológicos en la secuencia Cretácica de
La Culata, valle de San Javier. Estado Mérida.
56
2
CASTRO G., SÁNCHEZ J. & GUERRERO O. Caracterización sedimentológica de la localidad
tipo de la Formación Isnotú. Estado Trujillo.
56
3
GAMERO H. Nuevos avances de la sedimentología.
57
4
27 HERNÁNDEZ M. Estratigrafía, paleontología y edad del Miembro Jají. Proposición de una
nueva unidad litoestratigráfica.
58
5
JIMÉNEZ D & GUERRERO O. Caracterización sedimentológica de la localidad tipo de la
Formación Betijoque, estado Trujillo.
59
6
LAYA J. C. & PÉREZ R. Nuevos aportes a la estratigrafía del Paleozoico Inferior en la región
de Caparo. Estado Barinas.
60
7
MACSOTAY O & PERAZA T. Estratotipos de unidades molásicas Cenozoicas en la cuenca de
Barinas.
60
8
28 MACSOTAY O., PERAZA T. & COTILLON P. Olistostromos, olistolitos y olistones en
9
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25
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27
33
formaciones sedimentarias del Cretácico y Cenozoico de Venezuela: origen téctonosedimentario.
MENDOZA V. Evolución geotectónica y recursos minerales del escudo de Guayana en
Venezuela.
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ODREMAN O. Reseña sobre el establecimiento de secciones tipo en el occidente de
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I Simposio de Estratotipos de Venezuela. Acta Final.
55
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I Simposio de Estratotipos de Venezuela
NUEVOS HALLAZGOS PALEONTOLÓGICOS EN LA SECUENCIA CRETÁCICA DE LA CULATA,
VALLE DE SAN JAVIER. ESTADO MÉRIDA.
AYALA R. & CARRILLO J.
ULA. Instituto de Geografía y Conservación de Recursos Naturales. Escuela de Geografía. Lab. de
Geomorfología. Dpto. de Geografía Física. Email: [email protected]
Por primera vez se menciona la presencia de braquiópodos del Orden Spiriferida en sedimentos de la sección
Cretácica de la región de La Culata del Valle de San Javier, estado Mérida. Las muestras contentivas de los fósiles
provienen de afloramientos de lutita negra laminada, calcárea, fétida, bituminosa, que corresponden con la lutita de
la Formación La Luna y se hallaron muy cerca del contacto entre esta Formación y la Formación Capacho.
En el intervalo estratigráfico donde fueron encontradas las muestras, en el área de la quebrada La Vergara en el
sector La Culata, no se han reportado rocas de períodos anteriores al Cretácico. Las únicas rocas paleozoicas
reportadas para el Valle de San Javier afloran en la parte mas baja del mismo y pertenecen a la Formación Palmarito
(Carbonífero – Pérmico).
El rango de edad de los braquiópodos del Orden Spiriferida es Paleozoico-Jurásico lo cual indica que las rocas que
los contienen deberían ostentar una edad dentro de ese rango. Sin embargo, la Formación La Luna ha sido datada por
distintos autores mediante foraminíferos planctónicos confirmando una edad Cenomaniense-Campaniense
Por otra parte, los spiriféridos, eran braquiópodos que vivían en aguas marinas con cierta energía, ya que eran
organismos filtradores de la epifauna marina. Lo cual también contraviene la concepción que se tiene hasta ahora
sobre el ambiente de depositación anóxico de la Formación La Luna.
¿Los fósiles hallados fueron transportados? ¿Habitaban la cuenca antes que se produjera la anoxia? Si así fuera,
¿Cómo se explica la diferencia entre el rango de edad de los spiriféridos y la edad de la Formación La Luna?
En el presente trabajo se hace un análisis de los fósiles encontrados y se abre una vía de discusión en cuanto a la
validez de los rangos de edad asignados a dichos fósiles por distintos autores en trabajos previos.
CARACTERIZACIÓN SEDIMENTOLÓGICA DE LA LOCALIDAD TIPO DE LA
FORMACIÓN ISNOTÚ. ESTADO TRUJILLO
CASTRO G., SÁNCHEZ J. & GUERRERO O.
ULA. Escuela Ingeniería Geológica
Email: [email protected], [email protected], [email protected]
SUTTON (1946), usó el nombre de Isnotú para designar a una unidad constituida por intercalaciones de lutita,
arenisca, conglomerado y lutita arcillosa, que afloran tanto en el pueblo de Isnotú, como al oeste del mismo, a lo
largo del camino que comunica a los poblados de Motatán y Betijoque, en la parte centro – occidental del estado
Trujillo. La edad asignada a la unidad es Mioceno Medio a Tardío, basándose en la posición estratigráfica y/o
paleontológica (?). El espesor de la Formación es de 1.100 m en el área tipo y permanece constante a lo largo de la
faja de afloramientos en el frente norte de los Andes Venezolanos. SALVADOR (1961) indicó que el ambiente de
sedimentación es fluvial. FIORILLO (1976) opina que los ambientes sedimentarios son del tipo abanicos aluviales y
ríos trenzados.
La revisión sedimentológica realizada sobre 54 m de columnas levantados en dos secciones de la localidad tipo:
una ubicada en la quebrada La Vichú al oeste del pueblo de Isnotú, entre las coordenadas N1035000 – 1036000 y E
310000 - 311000 y, la otra entre los caseríos de San Pedro y Agua Clara, al noreste del mismo, entre las coordenadas
N1037000 - 1038000 y E 314000-315000. Ambas a una altitud entre los 570 a 670 msnm. Presentan las siguientes
facies: Facies Arenisca (42%): se presentan en capas de 1 a 3 m de espesor con estratificación cruzada planar (Sp,
26%), horizontal (Sh, 6%) y en láminas (Sl, 10%), de color ocre, rojo y blanco, de grano grueso a fino con
intraclástos de arcilla, cuarzo y presencia de micas, restos de plantas y trazas de hierro. Facies lutítica (55%): se
presentan intercalaciones de arcilla y limo laminado (Fl, 15%), arcilla y limo masivo (Fsm, 34%), arcilla y limo con
raíces y bioturbación (Fr, 6%). La arcilla es moteada de color abigarrado rojo, amarillo y vino tinto. Contienen gran
cantidad de nódulos de hierro y localmente laminas de carbón. Facies de paleosuelo (3%): formadas sobre facies
lutítica y arenosa, con abundante laminación de óxidos y bioturbada La secuencias tiene un total de 12 ciclos
granodecrecientes en secuencias estratocrecientes, que interpretan ciclos fluviales de ríos de alta sinuosidad
amalgamados y aislados con abandonos y llanura aluvial.
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I Simposio de Estratotipos de Venezuela
Referenciass
FIORILLO G. 1976. Costa Bolívar, Campo Mene Grande. Revisi6n Geológica del post-Eoceno. Informe interno, Maraven, S.A., 26
p.
SALVADOR A. 1961. Guidebook to the geology of northeastern Trujillo. Soc. Geol. Venezuela., Guía de Excursión, 3: 33
SUTTON F. A. 1946. Geology of Maracaibo Basin, Venezuela. AAPG. Bull., 30(10): 1621-1741.
NUEVOS AVANCES DE LA SEDIMENTOLOGÍA
GAMERO H.
Schlumberger de Venezuela. Caracas 1080.
La visión actualista de James HUTTON (1726-1797) basa la interpretación de los registros fósiles a los tipos de
procesos y dinámica observados en los sistemas actuales, y de la cual deriva la famosa frase “el presente es la clave
del pasado”. Los modelos de facies desarrollados para los sistemas deposicionales continentales y transicionales
están basados en los procesos y tipos de depósitos que se estan generando actualmente y generalmente son tratados
como elementos independientes.
SCHUMM (1981) fue uno de los primeros en considerar los sistemas fluviales como un sistema cerrado el cual se
compone de tres zonas. La Zona 1 (producción o drenaje) es aquella que provee la mayor cantidad de agua y
sedimentos y generalmente esta localizada en zonas montañosas. La Zona 2 (transferencia) es aquella que vincula la
zona de producción de sedimentos mas agua, con la zona de depositación (por ejemplo los ríos) y generalmente no
ocurre una marcada erosión o depositación. La Zona 3 (depositación) representa la zona en donde los sedimentos son
acumulados.
Una conclusión importante que se deriva del esquema de SCHUMM es que los principales modelos en uso para la
interpretación de sistemas aluviales/fluviales están derivados del estudio de sucesiones aluviales/fluviales actuales
ubicadas en las zonas de transferencia, de limitado potencial de preservación y por ende de poca aplicabilidad para el
estudio de sucesiones fósiles. Emiliano MUTTI (en la década de los 80’) fue uno de los primeros en notar que los
tipos de facies en sucesiones fluviales fósiles no se ajustaban a los modelos clásicos para la sedimentación
aluvial/fluvial. Al contrario, estaban estrechamente relacionados a procesos y tipos de flujos densos o gravitativos de
sedimentos asociados a ríos en crecida.
Así mismo, ZAVALA (2005) establece que los modelos derivados del estudio de ambientes sedimentarios actuales,
resultan en limitada utilidad ya que no consideran la importancia de flujos densos de larga duración, o flujos
hiperpícnicos, generados a partir de ríos en crecida, en el control de la sedimentación hacia la cuenca. A mediados de
la década del noventa se comenzó a valorar la importancia de la descarga directa de los ríos en crecida como una
posible causa de la sedimentación turbidítica del tipo “hiperpícnico” así como la eficiencia de este mecanismo para
transportar grandes volúmenes de sedimentos hacia la cuenca (MULDER & SYVITSKI 1994; MUTTI et al. 1996;
MULDER & ALEXANDER 2000, ZAVALA et al. 2005).
Un sistema hiperpícnico se origina cuando un río en crecida, cargado de sedimentos en suspensión, desemboca en
un cuerpo de agua dulce o salada. En razón de su mayor densidad, el flujo entrante no forma los cuerpos deltaicos
clásicos en su desembocadura, sino que se hunde por debajo del cuerpo de agua, dando origen a los flujos de fondo
de larga duración, a menudo canalizados en sus zonas más proximales y lobulados en sus zonas más distales. Las
facies diagnósticas son del tipo de tracción-decantación, las cuales son generadas a partir de flujos con una alta carga
de sedimentos en suspensión.
Recientemente, con base a la re-interpretación de las facies presentes en las Arenas C de la Formación Misoa se
concluyó que las arenas potentes, como por ejemplo, C4, C5 y C6 fueron depositadas por sistemas hiperpícnicos
(GAMERO et al. 2005). Las Arenas C de la Formación Misoa están dominadas por estructuras de traccióndecantación, indicando que fueron depositadas por flujos con alta carga de sedimentos. Entre las estructuras
predominantes se encuentran: arenas masivas, arenas con laminaciones paralelas y rizaduras escalonadas y presencia
de estructuras de escape de agua. Este cambio de interpretación en el ambiente deposicional tiene implicaciones
importantes en el área de exploración y producción ya que la Formación Misoa tradicionalmente ha sido interpretada,
por innumerables autores, como de origen fluvio-deltaico.
Referencias
GAMERO H., ZAVALA C. & CONTRERAS C. 2005. A re-interpretation of the Misoa facies types: implications of a new depositional
model, Maracaibo Basin, Venezuela, AAPG Bull.
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I Simposio de Estratotipos de Venezuela
MULDER T. & ALEXANDER J. 2001. The physical character of subaqueous sedimentary density flows and their deposits.
Sedimentology, 48: 269-299.
MULDER T. & SYVITSKI P. M. 1995. Turbidity currents generated at river mouths during exceptional discharges to the world
oceans. J. Geol., 103: 285-299.
MUTTI E., DAVOLI G., TINTERRI R. & ZAVALA C. 1996. The importance of ancient fluvio-deltaic systems dominated by
catastrophic flooding in tectonically active basins. Memorie di Scienze Geologiche, Universitti di Padova, 48: 233-291.
SCHUMM S. A. 1981. Evolution and response of the fluvial system, sedimentologic implcations. In: Recent and Ancient
Nonmarine Depositional Environments: Models for Exploration (Eds F. G. Ethridge and R. M. Flores), SEPM Spec. Publ.,
31: 19-29.
ZAVALA C., PONCE J. J., DRITTANTI D., ARCURI M., FREIJE H. & ASENSIO M. 2005. Ancient lacustrine hyperpycnites: a depositional
model from a case study in the Rayoso Formation (Cretaceous) of West-Central Argentina. J. Sed. Res., in press.
ZAVALA C. 2005. Curso Intensivo de Sistemas Hiperpícnicos. Maracaibo, Venezuela. Inédito.
ESTRATIGRAFÍA, PALEONTOLOGÍA Y EDAD DEL MIEMBRO JAJÍ. PROPOSICIÓN DE UNA
NUEVA UNIDAD LITOESTRATIGRÁFICA
HERNÁNDEZ M.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas.
Email: [email protected]
(Texto completo de 11 p. en CD anexo, carpeta 27. Full text of 11 p. in enclosed CD, file 27)
El objetivo del presente trabajo es el análisis bioestratigráfico del Miembro Jají, en el cual, se evaluó el ambiente
de sedimentación, la edad y su posición estratigráfica dentro de la Formación La Quinta. Este estudio se realizó en
una sección de carretera entre los pueblos Jají y San Juan, en el estado Mérida. En donde, el trabajo de campo
consistió en el levantamiento geológico a detalle y el trabajo de laboratorio en los análisis petrográficos de secciones
finas y muestras de mano, en el análisis del material paleontológico de palinología, ostrácodos y macrofósiles y en la
caracterización mineralógica de la fracción roca total y la fracción menor de dos micras.
En este trabajo se construyó un mapa geológico de la zona de estudio, la columna estratigráfica sintética, el
modelo de sedimentación esquemático y se definieron cuatro asociaciones de litofacies; dos para la Formación La
Quinta y dos para el Miembro Jají de dicha formación. En la Formación La Quinta, estratigráficamente se deposita la
facies Roja de 475 m de espesor, ésta consiste principalmente en rocas siliciclásticas color rojo pálido, como
conglomerados, areniscas y lutitas, la facies fue depositada en un ambiente fluvial de cono aluvial, posteriormente, se
encuentra la facies Naranja grisáceo de 25 m de espesor, que consiste principalmente en rocas siliciclásticas de color
naranja grisáceo, como areniscas, conglomerados y lutitas, esta facies fue depositada en un ambiente fluvial de
corrientes entrelazadas. En el Miembro Jají, de base a tope se describe la facies gris oscuro de 185 m de espesor, ésta
consiste principalmente en rocas calcáreas de color gris oscuro, como caliza, marga, lutita y arenisca, la facies fue
depositada en un ambiente lacustre con invasiones marinas, posteriormente, se encuentra la facies gris claro de 60 m
de espesor, que consiste predominantemente en rocas carbonáticas siliciclásticas de color gris claro, como margas,
lutitas y areniscas, esta facies fue depositada en un ambiente de llanura de marea con invasiones marino someras.
Paleontológicamente, ODREMAN et al. (1979), reportan la presencia de los estéridos Isaura olsoni Bock,
Howellites colombianus y Cyzicus (Euestheria) af., junto a los ostracodos Cypridea valdensis Sowerby y el género
Darwinula, estos representan la asociación “Cypridea-Cyzicus” y la asociación “Cypridea-Darwinula”, en donde los
conjuntos faunísticos indican una edad posiblemente Jurásico superior para el área de estudio. Según GALLEGO et al.
(2003), en la zona se encuentra el hallazgo del género Congestheriella Kobayashi, indicando una edad Jurásico
superior. Por otra parte, la presencia esporádica de la espora Cicatricosisporites sp., en las rocas aflorantes en la
sección de carretera entre Jají y San Juan, sugiere una edad Jurásico Tardío según el especialista HOCHULI en
(HERNÁNDEZ 2003). Además, la presencia de la especie de dinoflagelado Batioladinium sp., tiene un rango
estratigráfico restringido Jurásico Tardío –Titoniense. Todas estas observaciones permiten interpretar que el
Miembro Jají en la región de Mérida bioestratigráficamente posee una edad Jurásico Tardío posiblemente Titoniense.
Finalmente, el Miembro Jají en los andes merideños se encuentra en su posición vertical intraformacionalmente en
contacto concordante y abrupto con la Formación La Quinta, mientras que en su posición lateral se presenta
interdigitizado con la misma. Este miembro posee una edad Jurásico Tardío y un espesor de 245 m
aproximadamente.
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Referencias:
GALLEGO O., RINALDI S. & HERNÁNDEZ M. 2003. El hallazgo del género Congestheriella Kobayashi en el Jurásico de la Argentina
y Venezuela y su posible empleo como indicador cronoestratigráfico. Rev. de la UNNE, Corrientes, Argentina.
HERNÁNDEZ M. 2003. Análisis geológico integrado en la facies no-roja de la Formación La Quinta (sección de carretera Jají-San
Juan) Estado Mérida. UCV. Tesis de grado.. Caracas. 243 p.
ODREMAN O. & GHOSH S. 1980. Estudio paleoambiental-paleontológico de facies de la Formación La Quinta, cerca de Mérida.
Bol. Geol. 14(26): 89-104.
CARACTERIZACIÓN SEDIMENTOLÓGICA DE LA LOCALIDAD TIPO DE LA
FORMACIÓN BETIJOQUE, ESTADO TRUJILLO
JIMÉNEZ D. & GUERRERO O.
ULA. Escuela Ingeniería Geológica. Email: [email protected], [email protected]
La Formación Betijoque tiene su localidad tipo en “las colinas bajas situadas al oeste de Betijoque”, estado
Trujillo. Fue acuñada inicialmente por ARGABRITE (1919, en CVET, 1956) y publicada por primera vez, por GARNER
(1926, en SUTTON 1946). LIDDLE (1928, en CVET, 1956) empleo el término de “Capas de Betijoque” e incluyó
dentro de su descripción a las formaciones Palmar e Isnotú. Posteriormente ABADILLA (1928, en SUTTON, 1946)
restringe el término Betijoque al conglomerado de la parte superior de la sección y aplica el nombre de Isnotú a la
arcilla jaspeada subyacente y a la arenisca blanca.
SUTTON (1946) describe a la Formación Betijoque formada por “capas masivas de conglomerado, arenisca,
limolita y arcilla”. FEO-CODECIDO (CVET 1956), describió las “formaciones” Vichú y Sanalejos como equivalentes a
las partes inferiores y superiores, respectivamente de la Formacion Betijoque de SUTTON (1946). En la CVET (1970)
se considera a la unidad compuesta por arcilla y capas lenticulares mal cementadas de conglomerado, distingue dos
miembros uno inferior, menos conglomerático, denominado Miembro Vichú; el superior contiene mas
conglomerados en capas macizas y se conoce con el nombre de Miembro Sanalejos. La edad de la Formación se
determinó como Mioceno Tardío a Plioceno, en base a su posición estratigráfica y a evidencia paleobotánica
estudiadas por BERRY (1921), Blechum betijoquensis Berry, Ficus Betijoquensis Berry y Entrada boweni. SUTTON
(CVET 1956) citó un espesor máximo de 4.365 m para la unidad, que corresponde a los espesores sumados de los
miembros Vichu y Sanalejos de 2.135 y 2.385 m, respectivamente.
La localidad tipo de la Formación Betijoque se extiende, a lo largo del río La Vichú, hacia el noroeste del pueblo
de Betijoque ubicado entre las coordenadas; N 307375 – 310100 y E-1040550 – 1039800. La sección tipo en la
localidad tipo tiene un espesor aproximado de 600 m. De la sección tipo, se estudio una secuencia de 88,6 m
distribuida a lo largo del río La Vichú en las coordenadas N-308475 y E-1040212. Se obtuvieron 11 ciclos
sedimentarios granodecreciente en secuencias estratocreciente, compuestos por facies de conglomerados matriz
soportada arenosa de grano medio mal escogida (Gmm, 11,5%), con estratificación cruzada plana (Gp, 7,3%),
estratificación cruzada en surco (Gt,10,2%), estratificación y laminación horizontal (Gh, 9,6%), que pasan a tope, a
arenisca de grano gruesa a fino con estratificación horizontal (Sh, 10,7%), estratificación cruzada plana (Sp, 20,6%),
con estratificación cruzada en surco (St, 3,6%), arenisca con laminación y clastos aislados (Sl, 11,6%) y arenisca con
laminación en ripples (Sl, 1,1%), de color gris que meteoriza a ocre, friable, con cantidades importantes de limo,
presenta a veces clastos de variados tamaños; la forma de estos cuerpos arenosos, es generalmente lenticular
amalgamados con lutita gris oscuro laminada (Fl, 8,7%), lutita masiva (Fm, 1,7%) y bioturbada (Fr, 2,3%).
Referencias
GONZALEZ DE JUANA C., PICARD X. & ITURRALDE DE A. 1980. Geología de Venezuela y de sus Cuencas Petrolíferas. Tomo II.
535-536.
CVET. 1956. Léxico Estratigráfico de Venezuela. Boletín de Geología, Publ. Esp. 1: 100-102.
CVET. 1970. Léxico Estratigráfico de Venezuela. Boletín de Geología, Publ. Esp. 4: 90-92.
CVET. 1997. Léxico Estratigráfico de Venezuela. Tomo I, Boletín de Geología. Publ. Esp. 12. 78 p.
SUTTON F.A. 1946. Geology of Maracaibo Basin, Venezuela. AAPG. 30 (10): 1701-1703.
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NUEVOS APORTES A LA ESTRATIGRAFÍA DEL PALEOZOICO INFERIOR EN LA REGIÓN
DE CAPARO. ESTADO BARINAS
LAYA J. C. & PÉREZ R.
ULA. Facultad de Ingeniería, Escuela de Ingeniería Geológica, Dpto de Geología General. Mérida.
Email: [email protected]
En Venezuela occidental la secuencia sedimentaria del Paleozoico inferior aflora en el Flanco Sur de los Andes,
llamadas formaciones Caparo y El Horno. Estas rocas se ubican en la zona sur del Río Caparo en el estado Barinas
cercano a la población de Santa Bárbara en la cual se estudiaron numerosos afloramientos, describiendo sus
características sedimentológicas, estratigráficas y estructurales, recolectándose una serie de muestras posteriormente
analizadas en el laboratorio.
Esta investigación tiene fines tanto científicos como económicos siendo este último el de mayor interés
específicamente en la búsqueda de un sistema petrolífero Paleozoico. Una vez integrada y procesada la información
recopilada en campo se elaboró la cartografía de la zona: mapa geológico y de afloramiento a escala 1:20.000, así
como una columna sintética escala a 1:2.000. Para representar la geología estructural del área se construyeron tres
cortes geológicos. También se analizaron secciones finas, difracción de rayos X en roca total y arcillas, así como
también minerales pesados, con el propósito de evaluar los rasgos sedimentológicos más importantes y estudiar las
características petrográficas como diagénesis. Los estratotipos de estas unidades no presentan continuidad alguna y
son muy pobres para sus descripción y estudio, por ello la secciones reconstruidas tenían una alta complejidad y no
eran representativos de las rocas que contiene las unidades.
Finalmente todo esto permitió determinar el ambiente sedimentario que es netamente marino nerítico, llegando
algunas veces a estar influenciado por mareas, tormentas y sedimentación litoral. También se interpreta una sola
unidad litoestratigráfica representativa del Paleozoico inferior, denominada Formación Caparo, con una
sedimentación continua desde el Ordovícico (Caradociense?) hasta el Silúrico (Ludloviense). Finalmente el área de
estudio se enmarca dentro de la tectónica andina, caracterizado por fallas inversas con pliegues asociados con
vergencia hacia el norte. Es de hacer notar que se presentan cuerpos ígneos en esta área.
ESTRATOTIPOS DE UNIDADES MOLÁSICAS CENOZOICAS EN LA CUENCA DE BARINAS
(1)
MACSOTAY O. (1) & PERAZA T. (2)
Urb. El Trigal Norte, Av. Atlantico, N° 155-61B, Valencia. Email: [email protected]
(2)
Apartado 54093. Caracas. Email: [email protected]
En la literatura geológica se citan 4 formaciones como parte de las molasas en la Cuenca de Barinas: Parángula,
Tilangona, Rio Yuca y Guanapa. La Formación Parángula, propuesta por MACKENZIE (1938), para una secuencia
pluri-hectométrica de arenisca, arenisca conglomerática y arcilla moteada roja y púrpura con localidad tipo en la
quebrada homónima, designada por PIERCE (1960). En dicha localidad, 550 m de arcilla abigarrada y arenisca
conglomerática lenticular aparecen en perfecta continuidad estratigráfica sobre el Miembro Higuerones de la
Formación Paguey. Palinomorfos colectados en el área tipo, indican las zonas Echiperiporites estelae, del Eoceno
Tardío, y Cicatricosporites dorogensis, del Oligoceno. Esta unidad, que presenta engrosamiento y espesamiento
hacia arriba, expone una facies que desarrolla conglomerado pudinga de grano grueso y de color rojo violaceo,
llamado Formación Tilangona por CAMPOS (1977), que se halla en la misma situación de transicionalidad sobre la
Formación Pagüey. KISER (1989) denominó este horizonte en subsuelo, como “Parángula basal”, y posee
continuidad física con el Miembro Arauca de la Formación Guafita y la Formación Carbonera. Todas retrabajan
arenisca del Eoceno y del Jurásico-Cretácico. Son parte de la colmatación de la cuenca de ante-país del Eoceno, y no
son verdaderas molasas. La Formación Río Yuca fue propuesta por MACKENZIE (1937), para una secuencia
plurikilométrica que aflora en un anticlinal cortado por el Rio La Yuca, en Barinas. Consiste en paquetes
decamétricos de limonita, arcilla laminar de color gris, azul-verdoso (50%), intercalados con arenisca plurimétrica
verde grisácea, micácea y arcillosa (30%) y conglomerado plurimétrico (20%), con clastos ígneos y metamórficos.
Se reconocen dos miembros: el inferior, pelítico-arenoso con palinomorfos de edad Oligoceno-Mioceno
Temprano. Aquí se halló el Planops venezuelanum (Collins) del Santacruzense (Burdigaliense) de Argentina. El
superior, es más conglomerático, y en él se distinguen conjuntos de palinomorfos típicos del Mioceno Tardío y
Plioceno Temprano.
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I Simposio de Estratotipos de Venezuela
En esta abundante flora de palinomorfos, se distinguen por primera vez, los conjuntos de selva tropical, selva de
galería y páramo, con lo que se confirma que la Cordillera de Mérida alcanzó las mismas zonas altitudinales, que
posee en la actualidad. La Formación Guanapa, nombrada por MACKENZIE (1937), consiste en una secuencia
subhectométrica de conglomerado (75-85%) pudinga, y de arcilla y arena de color claro a pardo amarillo y rojizo.
Los clastos de rocas ígneo-metamórficos están bien redondeados formando capas lenticulares con estratificación
cruzada y pobremente consolidadas. Se presume edad Pleistoceno y su estratotipo se halla en el borde de la terraza al
norte de Barinitas, ribera derecha del Río Santo Domingo. Las formaciones Río Yuca y Guanapa, si son molasas de
los Andes de Mérida, y sus discordancias representan los ciclos de levantamientos andinos.
Referencias
CAMPOS C. V. 1973. Tectónica y evolución histórica de la región de Calderas. II Congreso Latinoamericano de Geología; Tomo
III. Bol. Geol. Public. Esp., 3(7): 1687-1703
KISSER D. 1989. Relaciones estratigráficas de la cuenca Apure/Los Llanos y áreas adyacentes. Venezuela Suroeste y Colombia
Oriental. Monografías Sociedad Venezolana de Geólogos. Tomo I, 71 p.
MACKENZIE A. N. 1937. Sección geológica de la región de Barinas: Distritos Barinas, Bolívar y Obispos del estado Barinas,
Venezuela: Bol. Geol. y Min., Caracas, 1(2-4): 269-293.
PIERCE G. R. 1960. Geología de la cuenca de Barinas. Bol. Geol. Public. Esp., 3(1): 214-276.
OLISTOSTROMOS, OLISTOLITOS Y OLISTONES EN FORMACIONES SEDIMENTARIAS DEL
CRETÁCICO Y CENOZOICO DE VENEZUELA: ORIGEN TECTONO-SEDIMENTARIO
(1)
MACSOTAY O.,(1) PERAZAT.(2) & COTILLON P.(3)
Urb. El Trigal Norte, Av. Atlantico, N° 155-61B, Valencia, Edo. Carabobo. Email: [email protected]
(2)
Apartado 54093, Caracas. Email: [email protected]
(3)
Universite Claude Bernard, Lyon-I, 29-43 Bd. 69622 Villeurbanne, Cedex, France
(Texto completo de 23 p. en CD anexo, carpeta 28. Full text of 23 p. in enclosed CD, file 28)
Unas 28 unidades litoestratigráficas de Venezuela, presentan el fenómeno de incluir en su secuencia, rocas
retrabajadas de unidades más antiguas (olistolitos), las cuales pueden llegar a constituir horizontes de considerable
extensión geográfica (olistostromos). Muchas de estas unidades incluyen capas provenientes de edad contemporánea
o casi, a la de la unidad, pero deslizadas por gravedad desde una posición somera a una profundidad (olistones).
Estos fenómenos se presentan con frecuencia en relación a las cuencas episuturales de Venezuela, tanto en las
unidades alóctonas como en las parautóctonas, relacionadas a las actividades de colisión de placas, así como a los
fenómenos transpresionales que afectaron el norte de Venezuela. Así, unidades de las Napas de Lara y Piemontinas,
retrabajan calizas del Cretácico Temprano, dentro del Cretácico Tardío, y las unidades paleógenas retrabajan todo el
Cretácico. Unidades molásicas de la Faja volcada retrabajan sedimentitas del Jurásico Tardío, Cretácico y Paleógeno,
dentro de las antefosas del Oligoceno y Mioceno Temprano.
Cada ciclo de molasa, conlleva la erosión de rocas previas con su consecuente redepositación. Al confundir las
edades de las rocas caja y las de los olistolitos es un error grave, que tiene repercusiones desastrosas a la hora de
reconstruir cuencas o de preparar mapas paleogeográficos.
EVOLUCION GEOTECTÓNICA Y RECURSOS MINERALES DEL ESCUDO DE GUAYANA EN
VENEZUELA
MENDOZA V.
Minera Hecla Venezolana C.A. Email: [email protected]
El Escudo de Guayana se localiza al sur del Río Orinoco y ocupa aproximadamente el 50% de la superficie de
Venezuela, con rocas tan antiguas como 3,41 Ga (granulitas y charnockitas del Complejo de Imataca) y tan jóvenes
como 0,711 Ga (kimberlita eclogítica de Guaniamo), que registran en buena parte una evolución geotectónica similar
a la de otros escudos precámbricos en el mundo, con al menos ruptura de supercontinentes en 2,4-2,3 Ga
(Guayanensis), 1,6-1,5 Ga (Atlántica-Caura), 0,8-0,7 Ga (Rodinia) y 0,2 Ga (Pangea).
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I Simposio de Estratotipos de Venezuela
En particular, el Escudo de Guayana, que se compone de las provincias geológicas de Imataca, Pastora, Cuchivero
y Roraima, forma parte del Cratón Amazónico del Precámbrico de Sur América, que se extiende por el Norte de
Brasil, las Guayanas, remanentes precámbricos de Colombia y de Bolivia y estaba unido a África Occidental hasta la
ruptura de la Pangea, hace unos 200 Ma.
Durante el Meso y Neoarqueozoico (Orogenesis Guriense 3,70-3,41 Ga y Aroensis o pre-Transamazónica, 2,782,60 Ga), se originaron, bajo un régimen de muy alto gradiente geotérmico, con zonas de subducción menos
pendientes que las actuales (sin eclogitas ni esquistos azules), primitivos cinturones de rocas verdes (CRV) que
culminaron con formaciones bandeadas de hierro tipo Dos Carajas (Cerro Bolivar y relacionados) y tipo Algoma (El
Pao y similares), con domos intrusivos gabroides-dioríticos a tonalíticos, trondjemíticos y granodioríticos (asociación
TTG), que sufrieron politectonometamorfismo (granulitas félsicas y máficas de dos piroxenos con altas temperaturas,
del orden 750°C-850°C y moderadas presiones < 8 kbs). Estos terrenos de CRV-TTG primitivos formaban islas y
microcontinentes dentro de esos gigantescos océanos; pero por deriva y choque se suturaron unos sobre otros, con
grandes corrimientos, formando fajas tectónicas con litologías, metamorfismo y edades diferentes (La Encrucijada,
La Naranjita, Santa Rosa, Ciudad Bolívar, Laja Negra, Cerro Bolívar, etc.) y se adicionaron unas a otras, hasta
constituir el espeso Cratón Imataca-Kanuku, etc., hacia 2,7-2,5 Ga, formando parte del primer gran supercontinente,
que denominamos Guayanensis.
En el Paleoproterozoico (Orogénesis Transamazónica, 2,3-1,80 Ga) el cratón Imataca-Kanuku se fracturó y separó,
formándose entre los bloques en deriva, Imataca a un lado y Kanuku y cratones equivalentes de Brasil, al opuesto, el
océano Pastora-Barama-Mazzaruni, donde se produjeron, bajo un régimen de tectónica de placas similar al actual,
mas evolucionados CRV, formados en arcos de islas y cuencas detrás del arco, con rocas predominantes basálticokomatíticas hacia la base (Formación Cicapra y equivalentes) seguidas por rocas transicionales entre komatíticas y
toleíticas (Formación Florinda), basandesitas toleíticas y sedimentos pelíticos profundos (formaciones El Callao, La
Cuaima, El Torno, Rio Claro) y rocas volcánicas y volcanoclásticas félsicas hacia el tope (Formación Yuruari, 2,13
Ga) que fueron plegometamorfizadas (facies epidoto-anfibolita y facies esquistos verdes) con y por domos
tonalíticos, trondjemíticos, granodioríticos (TTG) y migmatitas (Complejo de Supamo) e intrusiones sin y
postectónicas dioríticas y gabroides.
Dentro de ese régimen de tectónica de placas, se produjeron nuevas cuencas y subcuencas, nuevos y mas
evolucionados CRV, desde paralelas hasta normales a las cuencas anteriores, que recibieron espesas secuencias
turbidíticas volcanogénicas, de composiciones intermedias a félsicas, calco-alcalinas, con escasas rocas volcánicas
máficas y ausencia total de rocas komatíticas (Formación Caballape) cerrándose los mares con sedimentos
molasoides, colores rojos, pelíticos, samíticos y hasta conglomerados polimícticos (formaciones Los Caribes, Urico y
Maracapra, Ston, Murawa, etc.), suturándose y acreacionándose así las rocas de Pastora, más joven, debajo de
Imataca, más antigua (Megafalla de Guri), coincidiendo o formado parte del gran Supercontinente Atlántica. CRV
tipo Pastora de trend N-NW colidieron con CRV de Botanamo, de tendencia NE como lo muestra la zona de sutura o
graben del Río Marwani.
Hidrotermalismos y politectonismos de edad post-Supamo (2,15 Ga, 2,06 Ga, 1,25 Ga, 0,95 Ga) originaron vetas
de cuarzo aurífero hipo y mesotermales en zonas de cizallamiento tipo Motherlode (de tendencias NE, como El
Callao, Chile, Chocó; NS, tales como Coacia, Day; NW, como Camorra, San Rafael), tipo pórfidos de oro y cobre
(NE, como Las Cristinas-Brisas del Cuyuní), tipo “saddle reef.” (NE, Tomi; NS, Fosforito), tipo Sigma-Lamaque o
de zona de cizallas, en el contacto de rocas volcánicas (competentes) con rocas sedimentarias pelíticas,
incompetentes (como por ejemplo las vetas de Lo Increible, Bochinche, Introducción, Canaima).
Las rocas de la Formación Caballape se desarrollaron en una zona de arco de islas que colidieron contra las rocas
del anterior arco de islas de Pastora ya incorporado por choque a Imataca. Entre ambas colisiones y el final del cierre
oceánico, posiblemente hacia 2,2 Ga, se formó una nueva zona de subducción con un borde continental activo, de un
continente relativamente delgado, en el que se origina un efímero arco magmático con intrusiones alcalinas dioríticas
a cuarzo-monzoníticas con rocas volcánicas y piroclásticas equivalentes, intermedias andesíticas y areniscas
inmaduras arcósicas que rellenaron surcos al momento de la retirada de los mares.
Los pórfidos de Cu-Au de Las Cristinas, Omai, etc. en formación hacia 2,15-2,05 Ga fueron interrumpidos por
intrusiones mas félsicas que añadieron calor e hidrotermalismo, con nuevo aporte de Cu, Au, algo de Mo y turmalina
y con ello una mas amplia, diseminada y enriquecida mineralización de Au-Cu (1,3 g/t de Au y menos de 0,2% de
Cu, con trazas de Mo y otros metales). Al parecer no resulta adecuada la correlación de la secuencia de Las Cristinas
con rocas de la Formación Caballape del Grupo Botanamo y la secuencia volcano-sedimentaria intrusionada por las
cuarzo monzonitas y dioritas y pórifidos graníticos debió ser en tiempo algo posterior y de ambiente tectónico
totalmente diferente a la Formación Caballape de la zona de El Callao-Tumeremo o a la Formación Venamo cercano
a Anacoco y el río Venamo.
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I Simposio de Estratotipos de Venezuela
A los arcos de islas de Botanamo, acreacionados junto con Pastora a Imataca, siguió algo más tarde (unos 20-30
Ma) la fusión parcial mas profunda, de material del manto que calentó, fracturó y se mezcló con material de la
corteza, predominantemente granítico tipo TTG, para con muy poco fraccionamiento producir, en un borde
continental activo tipo Andes, magmas riolíticos que se emplazaron y cristalizaron como las rocas volcánicas y
piroclásticas de Caicara, cristalizando a niveles meso-catazonales sus comagmáticos granitos calco-alcalinos de la
Asociación Cuchivero (granitos de Santa Rosalia y San Pedro) y sus equivalentes del arco magmático Cuchivero
durante el Evento Orocaima (1,98 Ga-1,88 Ga), al final de la Orogónesis Transamazónica que se había iniciado hacia
2,3 Ga y que concluye hacia 1,8 Ga pre-sedimentación de la facies molasa, post-tectónica, del Grupo Roraima.
La corteza de la cual se derivaron en gran parte estas rocas graníticas de la Asociación Cuchivero debió ser del tipo
Complejo de Supamo. Las rocas de Cuchivero presentan bajos contenidos en Ni (<5 ppm) y altos contenidos de
Sr87/Sr86 inicial (0,7067) que indican gran participación de material costral en su origen, además de su carácter
peraluminoso y la presencia, aunque no constante, de muscovita.
De esta forma hacia 1,8 Ga se había consolidado (final de la orogénesis Transamazónica) un gran bloque
continental (Imataca+Pastora-Botanamo+Cuchivero) y sus equivalentes hacia el Sur en Brasil y hacia el Este en
África Occidental, formando parte de la amalgamación del supercontinente Atlántica-Caura. Este enfoque difiere de
la gran mayoría de interpretaciones previas que finalizan la ovogénesis Transamazónica con los arcos de islas de
Pastora y Botanamo (y sus equivalentes) con la supuesta consolidación del Supercontinente Atlántica, hacia 2,1-1,95
Ga, cuando en realidad la orogénesis siguió ya que simultánea e inmediatamente después del arco de islas de
Botanamo se formó el arco magmático de Cuchivero y ambos se acrearon junto con Pastora, en la zona de Sutura
Caura, al continente Imataca.
Sin embargo, los granitos de Cuchivero han sido interpretados también por algunos autores como granitos postcolisión o post-cierre del océano Pastora finalizando así la orogénesis Transamazónica, pre-Cuchivero. Lo cierto es
que las únicas rocas que son realmente post-tectónicas, post-orogénicas ( post-Transamazónicas) son las de Roraima,
cercanas en su base a 1,8 Ga, es decir después del evento Orocaima, o Cuchivero, etc y por lo tanto las rocas
graníticas de Cuchivero son tectónicas tardías, como lo demuestra su débil pero constante foliación de tendencia NNW desde Caicara hasta la provincia Tapajós en Brasil, por mas de 3.000 km de distancia, así como su siempre
presente asociación mineral metamórfica de muy bajo grado (albita-epidoto-zoicita).
La zona de contacto o sutura de Imataca+Pastora con Cuhivero se localiza hacia el actual río Caura y marca una
gran discordancia en tiempo (3,41 Ga y 2,2 Ga de Imataca y Pastora versus 1,8 Ga de Cuchivero), en composición y
metamorfismo (granulita, anfibolita y esquisto verde de Imataca y Pastora versus rocas sin metamorfismo o con muy
bajo grado metamórfico de la Asociación Cuchivero) y tendencias estructurales (tendencias NE de Imataca, NW de
Pastora y NE de Botanamo versus NW de Cuchivero) que se denomina Frente Tectónico o Sutura Caura. Esta sutura
formó parte del “collage” que dió origen al Supercontinente Atlántica-Caura, al final de la Orogéneis
Transamazónica particularizada al Evento Uatuma, hacia 1,78-1,8 Ga.
Hacia el Mesoproterozoico, Imataca+Pastora+Cuchivero (parte del Supercontinente Atlántica-Caura), se fracturó
profundamente hasta el manto superior. Basaltos toleíticos altos en alumina ascendieron por el rift continental hacia
la corteza y se mezclaron con material basal granulítico-charnockítico similar al de Imataca y por extensa
diferenciación, mediante cristalización fraccionada, produjeron a niveles epizonales granitos rapakivis, biotíticohornabléndicos-hipersténicos de El Parguaza (1,54-1,38 Ga por Rb/Sr y U/Pb) comagmáticos con rocas volcánicas
(riodacitas y dacitas del Guayapo, granodioritas del Sopapo, granito hornabléndico de Guaniamito, cuarzo-sienitas de
Puente Palo, Granito del Marieta, etc.), granitos “especializados” plagioclásicos y pegmatitas ricas en estaño,
columbita-tantalita, topacio, tierras raras y torio-uranio Estos granitos rapakivis se extendieron hacia el Sur hasta
Surucucu- Boa Vista y hacia el Norte hasta Santa Marta en Colombia y hasta el Ávila en la Región Capital, a través
de un rift continental de dirección N-NW a S-SE, alimentado por una gran pluma de calor que duro alrededor de 200
Ma, o el equivalente a un ciclo de Wilson.
Sobre Pastora+Cuchivero+Parguaza se depositaron, en diferentes cuencas y tiempos (2,0 Ga-1,35 Ga) sedimentos
molasoides, tectónicos tardíos, en una atmósfera aún predominante en C02 (Supergrupo Pre-Roraima) a posttectónicos, en una atmósfera ya dominante en oxigeno (Supergrupo Roraima), de cuencas marginales o en cierre, a
fluvio-continentales a marino someras, en áreas pericratónicas y cratónicas, tectónicas tardías a atectónicas, que
fueron intrusionadas por diabasas y rocas gabroides-tonalíticas (Asociacion Avanavero).
Al final del Nickerian (1,2-1,0 Ga), orogénesis equivalente a la de Grenville de Norteamerica, el bloque
Imataca+Pastora+Cuchivero+Parguaza y Roraima colidió con el bloque Garzon-Jari Falsino de Colombia y Brasil,
produciéndose la sutura Río Negro-Atabapo-Orinoco, formando parte del supercontinente Rodinia, con reactivación
de antiguas fallas (Parguaza, Suapure, Cabruta, Caura, Caroní), desarrollo de metamorfismo de bajo grado,
retrogrado, con formación de seudotaquilitas en la Falla de Guri.
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Estas reactivaciones acentuaron la profundidad y ancho de las fracturas (Cabruta vs Guri por ejemplo) y fueron
mas tarde, ampliadas y extendidas a profundidad, facilitando así el emplazamiento de material del manto en una
corteza muy espesa con gradiente geotérmico alto, en un ambiente continental atectónico, de lamprofiros (Guaniamo,
0,85 Ga), carbonatitas (Cerro Impacto) y rocas kimberlíticas (-eclogíticas) diamantíferas de Quebrada Grande (0,711
Ga por Rb/Sr en flogopitas), asociadas a la ruptura del Supercontinente Rodinia, pre-inicios de la orogénesis
Brasiliana Pan-Africano
Hacia los 540 Ma se fueron aglutinando los fragmentos de Rodinia, formando un nuevo supercontinente
denominado Gondwana, el cual colidió con otro supercontinente, al norte, conocido como Laurentia hacia 275 Ma
cerrándose el Océano Iapetus y dando paso a la formación del supercontinente Pangea. Hace unos 200 Ma. se inició
el fracturamiento de la Pangea, la separación de África de Sur América, dando origen al Atlántico, con la última
reactivación de la Falla de Guri, actuando como falla transcurrente en zona continental y como falla de
transformación en áreas oceánicas. A través de la Falla de Guri y de las fallas paralelas y subparalelas a ella (Fallas
Guasipati, Laguna, etc.) en el Escudo de Guayana se emplazaron rocas toleíticas máficas y ultramáficas.
El Escudo de Guayana permaneció estable desde entonces con levantamientos isostáticos, dejando algunos grabens
con depósitos de sedimentos de arenas con gas, de edad Terciario, como los de Guyana.
CARACTERIZACIÓN SEDIMENTALÓGICA-ESTRATIGRÁFICA DE LA FORMACIÓN LA
VILLA, EN EL SECTOR CAÑADA HONDA. MARACAIBO, ESTADO ZULIA
MONTILLA N. & ALMARZA R.
LUZ. Fac. de Ingeniería. Maracaibo.
Se realizó un estudio bioestratigráfico en afloramientos correspondientes a la Formación La Villa. Estos estudios
paleontológicos de macrofósiles permiten identificar a la unidad con contenidos fosilíferos, la cual hasta hace poco
se consideraba estéril.
El estudio detallado de la especie bentónica representativa de la Formación La Villa en el sector de Cañada Honda,
es el Género Arcidae diluvi del orden de las Arcoideas del Phylum de los Moluscos, de edad Plioceno Inferior, está
presente en niveles correspondientes a facies de limolita de color rojo púrpura.
Por otra parte cabe destacar la presencia de conchas de otros ejemplares correspondiente a la Familia de los
Carditidae y el Orden de los Pteroidae presente en todo el Terciario, estos últimos presentan un mejor desarrollo de
su morfología con respecto a sus antecesores al Paleozoico. En los niveles de arcillita gris se hallaron restos de tallos
muy similares a los pastizales de nuestra actualidad, así, como hojas y espécimen del Orden de los Pteroideae de la
Familia Pectinida y una especie muy similar a Amussium cristatus, de edad Mioceno Inferior.
La determinación de los fósiles, indica un rango Mioceno-Plioceno Inferior, para la Formación La Villa,
infrayacente en contacto paraconforme con la Formación El Milagro en las secciones estudiadas.
CARACTERIZACIÓN SEDIMENTOLÓGICA DE LA FORMACIÓN PALMAR EN LA LOCALIDAD
TIPO, SECCIÓN RÍO BUENA VISTA. ESTADO TRUJILLO.
MORA J., TORO R. & GUERRERO O.
Email: [email protected], [email protected], [email protected]
SUTTON (1946) denomina Formacion Palmar a una secuencia de arenisca, lutita y arcilla moteada de rojo, verde
oliva -marrón y localmente arenosa, contienen restos de plantas con capas delgadas de carbón y limonita, presentes
en la parte media del río Buena Vista, en las cercanías del pueblo de Mesa Palmar, ubicado al suroeste del estado
Trujillo. Según SUTTON (1946) la sección tipo se localiza de base a tope entre las cotas 700 y 1.050 m s.n.m con
espesor de 570 m. Su edad se estableció, en base a contenido faunal, entre Mioceno Temprano a Mioceno Medio, y
su ambiente de depósito, es de agua salobre a marino somero. SCHAUB (1948, en CVET 1956) objetó la sección tipo,
propuesta por SUTTON (1946), considerando que los sedimentos continentales corresponden con la Formación Isnotú
y los fósiles de naturaleza marina pertenecen a la Formación León. CVET (1956) ratifica la propuesta original de
SUTTON (1946), mientras que CVET (1970) consideran que “el caso esta mal documentado, ya que autores en
cuestión usualmente han presentado sus opiniones en cuadros de correlación sin anotaciones textuales”.
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La revisión de una secuencia sedimentaria en la localidad tipo, de 130 m de espesor, localizada entre: N 1.020.000
- 1.022.000 y E 296.000 - 299.000 y las cotas 500 y 600 m, permitió reconocer dos secuencias, una inferior con 19,7
m de espesor, corresponde con: Facies heterolítica lutítica (Htl, 42%), con alternancia de arenisca de grano fino a
medio y lutita laminada y carbón, de color blanco y gris. Facies lutítica (Fl, 36%): arcillosa, con abundantes
laminaciones de carbón y limonita, bioturbada y abigarrada. Facies de arenisca (Fa, 15%), de grano fino a medio y
carbón, laminaciones, ripples simétricos, de color blanco y gris. Facies de carbón (Fc, 7%): abundantes a muro de
secuencia y separan niveles Fl y Fa. La parte superior de 14,8 m espesor, se articulan: Facies de arenisca (51%): de
grano medio a fino, de color ocre y blanco, con laminación cruzada de bajo angulo (Sl, 29%), estratificación cruzada
plana (Sp, 10%), con laminaciones horizontales, bioturbadas, restos de plantas (Slb, 10%) y con laminación y
estratificación cruzada en surco (St, 2%). La Facies de lutita (41%): laminar (Fl, 20%) y masiva (Fm, 21%), de color
gris, abigarradas y, las facies de carbón (C, 8%) limitan ciclos fluviales. Contiene seis ciclos granocrecientes y
granodecrecientes con tendencia estratocreciente, la articulación de estas facies, permite interpretar, un sistema
deltaico dominado por mareas en la base y sistemas fluviales de elevada sinuosidad al tope.
Referencias
CVET. 1956. Léxico Estratigrafico de Venezuela. Bol. Geol, Pub. Esp., 1: 483- 484.
CVET. 1970. Léxico Estratigráfico de Venezuela. II Edición. Editorial Sucre. Caracas: 455- 457.
SUTTON F.A. 1946. Geology of Maracaibo Basin, Venezuela. AAPG. Bull., 30(10): 1701-1703.
RESEÑA SOBRE EL ESTABLECIMIENTO DE SECCIONES TIPO EN EL OCCIDENTE DE
VENEZUELA, CON ENFASIS EN EL PRECÁMBRICO-PALEOZOICO
ODREMAN O.
ULA. Fac. de Ingeniería, Escuela de Ingeniería Geológica. Dpto. de Geología General. Mérida.
Se hace una reseña exhaustiva de las unidades estratigráficas asignadas al Precámbrico-Paleozoico en el Occidente
de Venezuela, fundamentalmente en Los Andes y Perijá; también se hace mención a rocas descritas fuera de estas
dos regiones, como son aquellas que afloran en la región de El Baúl, en el Estado Cojedes, las cuales fueron
asignadas al Paleozoico Inferior (Ordovícico).
Aparte de las rocas presentes, en el subsuelo de la Cuenca Oriental de Venezuela y subsuelo de la Cuenca BarinasApure, ahora Cuenca Occidental de Venezuela y Colombia (con dos subcuencas: Barinas en Venezuela y Los Llanos
en Colombia). Todas las demás rocas de edad Precámbrico-Paleozoico afloran o se las reconoce en el subsuelo al
oeste del meridiano de El Baúl, estado Cojedes.
En el subsuelo de la Cuenca Oriental de Venezuela se reconocen las formaciones Hato Viejo y Carrizal; la
referencia original de ambas unidades aparece en la publicación de HEDBERG (1942) Precámbrico-Ordovícico. En el
Macizo de El Baúl, las rocas asignadas al Paleozoico temprano (Ordovícico-Tremadociano) fueron incluidas por
MARTIN (1961) en el Grupo El Barbasco con tres formaciones: Mireles, Cerrajón y Cañaote, las mas representativas
de edad es la Formación Mireles, por su contenido paleontológico descrito por ROD (1955).
En el flanco Sur-Andino tres unidades estratigráficas: Bella Vista del Precámbrico superior, descrita por CHRIST
(1927), como Serie Caparo-Bella Vista. KUNDIG (1938) eleva a Bella Vista al rango de Formación; BELLIZZIA &
PIMENTEL (1995) le dan categoría de unidad litodémica, con el rango de Asociaci6n. Las otras unidades reconocidas
en esta región son la Formación Caparo (CHRIST, op.cit) y El Horno (MATIN 1968); es una secuencia sedimentaria
muy fosilífera, actualmente incluidas en una sola unidad, Formación Caparo (LAYA & PÉREZ 2002), del Ordovícico
Superior-Silúrico.
En la región central andina se reconoce el mayor número de unidades Paleozoicas, unas con metamorfismo y otras
no. Originalmente fueron descritas como unidades litoestratigráficas y posteriormente se les asignó la categoría de
unidades litodémicas, para aquellas con metamorfismo incluidas e el terreno Mérida, con rangos de Asociación
(asociaciones Mucuchachí, Tostós, El Águila, Cerro Azul y Río Momboy); por encima se reconoce una secuencia del
Paleozoico superior, no metamorfizado, el supraterreno (formaciones Sabaneta, Carache y Palmarito), Carbonífero
superior-Pérmico medio.
En la Sierra de Perijá se describe una secuencia de rocas metamórficas y sedimentarias que se inicia con las
metamórficas de la Asociación Perijá (BELLIZZIA & PIMENTEL, op.cit); anteriormente LIDDLE et al. (1943) le dieron
tratamiento de unidad formacional. Suprayacente a la Asociación se depositó en relación tectónica el Grupo Río
Cachirí, LIDDLE (1928), del Devónico, con cuatro formaciones (Caño Grande, Caño del Oeste, Campo Chico y Caño
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del Noroeste). Suprayacente al Grupo Río Cachirí encontramos la secuencia del Paleozoico superior (formaciones
Caño Indio, Río Palmar y Palmarito). Se debe señalar que las unidades del Devónico al Pérmico en la Sierra de
Perijá no están metamorfizadas.
LÁMINA DIDÁCTICA DEL MODELO DE SEDIMENTACIÓN DE LA FACIES NO ROJA DE LA
FORMACIÓN LA QUINTA, ESTADO MÉRIDA.
PACHANO M. & RINCÓN D.
(Cartel en CD anexo, carpeta 29. Poster in enclosed CD, file 29)
El presente trabajo se basa esencialmente, en el estudio de la facies no roja de la Formación La Quinta, la cual
posee un espesor aproximado de 94,5 m, se encuentra aflorando a 4 km del pueblo de San Juan de Lagunillas en la
vía que conduce al pueblo de Jají; dicha investigación busca interpretar las condiciones bajo las cuales se sedimento
una serie de estratos de limolitas, lutitas y calizas de colores verdosos, propios de un ambiente lagunal, en la unidad
de la Formación La Quinta caracterizada por conglomerados y areniscas conglomeráticas de color rojizo.
Por otra parte, se destaca que la Formación La Quinta representa una secuencia netamente continental con aporte
volcánico (GONZALEZ DE JUANA et al. 1980); sin embargo las constantes evidencias de material calcáreo en dicha
secuencia y fósiles como los ostrácodos y una especie de cordado denominado Eomesodon, demarcan que en ciertas
temporadas los episodios marinos influenciaron en la sedimentación de la laguna; señalando las diferentes
estructuras sedimentarias encontradas y el ordenamiento de los estratos demarcan pequeños ciclos fluviales, con
afinamiento hacia el tope y escaso afinamiento hacia la base, la diversidad de estratos de gran espesor como las
lutitas y limolitas determinan depositación en aguas tranquilas y poco profundas.
La ubicación de esta facies en la secuencia roja de la Formación La Quinta, son indicativas de sedimentación en
regiones someras del continente o en áreas de una laguna, cercana a la fuente de origen que es la mencionada
formación, donde el principal aporte de agua dulce es la desembocadura de un río, destacando que dicha cuenca se
encuentra separada del mar por una llanura de inundación o terrenos más elevados, que en temporadas las
variaciones en las olas, o aumento relativo de la marea, aporta material carbonático a la laguna.
ESTUDIO PALEOECOLÓGICO DEL MIOCENO TARDÍO-PLIOCENO EN EL ÁREA DE LA
ESTRUCTURA DE LA VELA, ESTADO FALCÓN, VENEZUELA
PERAZA T.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica.
Tesis de Magister en Ciencias Geológicas. Caracas 2004.
Tutor: Wolfgang SCHERER GRUBER.
(Texto completo de 140 p. en CD anexo, carpeta 30. Full text of 140 p. in enclosed CD, file 30)
Se presenta la reconstrucción de la paleoecología de las secuencias sedimentarias del Mioceno Tardío - Plioceno
i.e., formaciones Caujarao y La Vela, localizadas en la estructura de la Vela, municipio Colina del estado Falcón,
considerando los taxa de moluscos fósiles presentes. Para ello, se presenta la fauna de 82 taxa correspondiente a 20
superfamilias de bivalvos y 14 superfamilias de gasterópodos, la cual esta caracterizada por especies pacifilas, así
como de especies sobrevivientes del Plioceno pertenecientes a la subprovincia Gatuniana.
El periodo comprendido entre el Mioceno Tardío - Plioceno en el área de estudio esta caracterizado por dos ciclos
transgresivos (miembros El Muaco y Taratara), y por dos ciclos regresivos (Miembro Mataruca y Formación La
Vela). El estudio de la malacofauna fósil mostró anomalías térmicas y de salinidad durante el lapso de tiempo
analizado.
El Miembro el Muaco de ambiente infralitoral y de carácter transgresivo de baja energía, esta caracterizado por
una fauna mayormente endobéntica, donde los bivalvos alcanzan mayor tamaño en comparación con los
gasterópodos. El tenor de salinidad en esta unidad no varía con la sedimentación.
El Miembro Mataruca de ambiente litoral que corresponde al límite inferior del alcance de las olas de tormenta y
de carácter regresivo, presenta una menor biodiversidad pero un mayor número de individuos. La fauna de esta
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I Simposio de Estratotipos de Venezuela
unidad presenta inmigrantes de aguas templadas y comienzan a aparecer depósitos evaporíticos que denotan
hipersalinidad periódica.
El Miembro Tararata de carácter transgresivo, presenta anomalías de temperatura que permite el desarrollo de una
malacofauna con ausencia total de especies tropicales. Se observa igualmente, el fenómeno de hipersalinización
periódica en esta unidad.
La Formación La Vela con el ambiente más somero y la menor biodiversidad del conjunto, corresponde a una
secuencia de carácter regresivo con desarrollo de lagunas fangosas que pasan a hipersalinas. La biodiversidad en esta
unidad es baja y el número de bivalvos supera a los gasterópodos.
MÉTODOS DE CAMPO PARA EL LEVANTAMIENTO DE ESTRATOTIPOS DE SUPERFICIE
PILLOUD A.
USB. Departamento de Ciencias de la Tierra, Caracas. Email: [email protected]
Los estudios geológicos de superficie incluyen los trabajos de campo y las interpretaciones de fotos aéreas o de
imágenes radar. En los trabajos de geología de campo se recolectan datos y se toman fotos, muestras de roca y de
fluidos. Los datos que se recolectan pueden ser datos objetivos o interpretativos. La calidad de los datos recolectados
depende de los conocimientos del geólogo y del avance de la ciencia.
En estudios de geología de campo se utilizan herramientas estándar y herramientas especiales. Las herramientas
estándar más importantes son la libreta de campo, los mapas y la brújula geológica. Además, como herramientas
estándar se pueden considerar la piqueta, mandarria, cincel, cinta métrica, metro plegable, lupa de mano, comparador
de tamaño de grano, ácido clorhídrico al 10%, tabla de color de rocas, altímetro, navegador por satélite, prismáticos
con milésimas artilleras y cámara fotográfica. Las herramientas especiales más utilizadas en estudios de campo son
el espectrómetro diferencial/escintilómetro, la perforadora portátil con un orientador de núcleos, el teodolito o el
navegador móvil, combinado con una estación base (antena GPS) y una estación total.
Para anotar los datos de ubicación y los datos recolectados en las localidades o en zonas cubiertas se recomienda
utilizar libretas grandes, cocidas. Estas libretas se dividen en tres cuerpos. El primer cuerpo muestra el contenido de
la libreta (índice). El segundo cuerpo contiene para cada día los acontecimientos en forma cronológica (itinerario),
las metas y los logros del día, los datos objetivos e interpretativos recolectados en campo, así como, las evaluaciones
y conclusiones realizadas en el campamento. Las anotaciones pueden ser en forma verbal, en estilo telegrama o
usando símbolos y abreviaciones. Sin embargo, las anotaciones y los dibujos deben ser entendibles para terceros. En
caso de corregir anotaciones realizadas en campo, se recomienda tachar el dato errado y no borrarlo.
En campo se realizan cuatro tipos de estudios geológicos, la excursión, el reconocimiento, el levantamiento
geológico y el levantamiento de secciones. Estos estudios comprenden una serie de actividades, que se describen en
sus respectivas instrucciones de trabajo. En una excursión geológica se visitan una o varias localidades para estudiar
los tópicos de un área o de un tema específico. El propósito principal de participar en una excursión es el
adiestramiento mediante la observación de fenómenos. Las excursiones están guiadas por facilitadores y como apoyo
para la transferencia de conocimientos, se le suministra a los participantes una guía.
Los reconocimientos geológicos pueden tener objetivos diferentes, tales como la planificación de metodologías de
trabajo, tiempo y costo de un estudio de larga duración, la validación de datos generados por otros estudios, la
recolección de datos puntuales para resolver un problema específico y la toma de fotos o muestras de roca o fluidos,
ubicando los sitios en un mapa geológico o en una columna estratigráfica existente.
El objetivo de un levantamiento geológico es el desarrollo de un modelo geológico para un área determinada. El
producto principal es el mapa geológico. Este mapa puede ser un mapa de localidades, un mapa de depósitos
superficiales o un mapa descubierto. El mapa geológico de localidades sirve de base para realizar interpretaciones
estructurales y estratigráficas. Las interpretaciones estructurales se muestran en cortes estructurales y las
interpretaciones estratigráficas se presentan en columnas y en cortes o paneles de correlación. El objetivo del
levantamiento de secciones es el desarrollo de un modelo estratigráfico y sedimentológico de una secuencia de
estratos. El producto principal del levantamiento de una sección es la columna compuesta o el perfil estratigráfico.
La escala y los datos que se presentan en estos productos deben cumplir con las necesidades del proyecto. La
columna compuesta se construye, respetando los espesores medidos en campo y validados con el cálculo de
espesores de intervalos en las secciones parciales y los cálculos de espesores de intervalos cubiertos o inaccesibles,
basándose en cortes estructurales, balanceados. Para la construcción de las columnas compuestas, también se debe
respetar la ubicación estructural de los horizontes o capas guías, presentes en la sección.
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Las actividades en campo de levantamientos de secciones son: seleccionar las localidades a levantar en una
sección; definir el método de levantamiento (de base a tope, de tope a base, en un perfil estratigráfico); definir la
travesía en las localidades; ubicar las localidades en un mapa o en un croquis en planta; levantar con una poligonal,
medida con cinta métrica y brújula, los puntos claves para poder calcular los espesores de intervalos; medir los
espesores de las capas o de las unidades de descripción con el metro plegable; estudiar y describir las rocas, los
cuerpos geológicos y las estructuras geológicas en las localidades; medir la orientación de planos y líneas geológicas;
dibujar el croquis en planta de la sección; dibujar croquis en corte de las localidades y dibujar croquis en columna de
las secuencias de estratos que afloran en una sección parcial (columna parcial); tomar muestras de mano y muestras
de rocas orientadas; tomar muestras especiales (macrofósiles, fluidos, núcleos orientados) y tomar fotos.
LEVANTAMIENTO GEOLÓGICO DE SUPERFICIE DE 490 Ha. DE LA CONCESIÓN LA VICTORIA.
MUNICIPIO LOBATERA. ESTADO TÁCHIRA.
PORRAS R. & ALVARADO F.
Av. Centenario. Res. El Molino. Edif. IX. Apto. 2-01. Ejido. Edo. Mérida. Los Pinos.
La concesión La Victoria, esta ubicada en la zona de carbón de Lobatera en el estado Táchira. Esta investigación
tuvo como objetivos: delimitar los contactos litológicos de las formaciones: Colón – Mito Juan, Barco, Los Cuervos,
Mirador y Carbonera y determinar las características sedimentarias y estructurales en el área. Fue elaborado un mapa
geológico a escala 1: 5.000 del área basado en el trabajo de campo, además se realizaron columnas estratigráficas a
escala 1: 200 de la sección del río Lobaterita y sus adyacencias, donde se pudieron observar características
importantes de todas las formaciones, tales como contactos, espesores, características sedimentológicas,
paleontológicas, entre otras. También se integró la información estructural obtenida, la cual fue útil en la realización
de cuatro bloques diagramas a escala 1: 5.000 distribuidos a lo largo del área.
En cuanto a la caracterización sedimentológica de las formaciones, se realizaron análisis petrográficos a 25
secciones finas, granulométricos a 9 muestras de la Formación Mirador, paleontológicos a muestras de la Formación
Colón – Mito Juan y Carbonera. Todo esto permitió conocer la composición mineralógica y textural, los procesos
diagenéticos y procedencia de los sedimentos que componen las formaciones presentes en el área, diferenciando de
esta manera y con ayuda de relaciones de campo un número determinado de facies para cada Formación.
El ambiente sedimentario para la Formación Colón – Mito Juan corresponde a marino de aguas tranquilas con
sedimentaci6n fina y con foraminíferos que indican edades entre el Cretácico superior y el Eoceno inferior, y las
secuencias del Terciario se depositaron bajo condiciones fluvio-deltaicas lo que se evidencia por la granulometría
típica de estos ambientes y las estructuras sedimentarias encontradas en ellas.
ESTUDIO SEDIMENTOLÓGICO Y QUIMIOESTRATIGRÁFICO DE LA SECCIÓN BASAL DE LA
FORMACIÓN QUERECUAL EN EL ORIENTE VENEZOLANO
RAMÍREZ K., MARGOTTA J.A., PADRÓN V. & ZAPATA E.
UCV. Fac. de Ingeniería, Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas.
Email: [email protected]
(Texto completo de 151 p. en CD anexo, carpeta 31. Full text of 151 p. in enclosed CD, file 31)
Este estudio se realizó en La Formación Querecual al noreste de Venezuela, específicamente en la Isla Chimana
Grande. El objetivo principal de este trabajo es analizar la sedimentología, bioestratigrafía y geoquímica (isótopos
estables δ18O y δ13C, carbono orgánico total (COT) y contenido de CaCO3) de la sección basal de la Formación
Querecual como herramienta para calibrarla estratigráficamente y obtener las condiciones paleoambientales de su
depositación.
El afloramiento estudiado consiste de una sección de 248 m de espesor representado por una alternancia de lodolita
calcárea (mudstone), caliza lodosa (wackestone) y caliza lodo granular (packstone) finamente laminado.
Se definieron 7 microfacies según las características texturales de las rocas y los efectos diagenéticos encontrados
definen una etapa diagenética temprana. Los fósiles están representados mayormente por foraminíferos pláncticos
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I Simposio de Estratotipos de Venezuela
especialistas y oportunistas, la abundancia de estos últimos refleja condiciones eutróficas del medio. La edad de la
secuencia se estableció entre Albiense Tardío y Turoniense.
Se reconocieron dos intervalos quimioestratigráficos cuyo comportamiento es cíclico. En el Intervalo I el litotipo
predominante es mudstone, con abundancia de radiolarios y foraminíferos pláncticos oportunistas.
Hacia la
base se evidencian corrientes de surgencia, aumento de la productividad y excursiones positivas de δ18O. Hacia el
tope estas condiciones varian, aumentan los valores de COT y δ13C motivado a la falta de oxigeno incapaz de oxidar
la materia orgánica del medio. Por lo tanto, este intervalo muestra condiciones de disoxia/anoxia.
En el Intervalo II las condiciones también son de disoxia/anoxia, el litotipo predominante es wackestone. Las
condiciones anóxicas son mas representativas presentando en el tope los máximos valores de COT y los mínimos de
δ18O. Dicho evento puede ser correlacionado con el evento anóxico OAE2 a nivel mundial.
LA TERCERA EDICIÓN DEL LÉXICO ESTRATIGRÁFICO DE VENEZUELA Y
EL CÓDIGO GEOLÓGICO DE PDVSA
SCHERER W.
Academia de Ciencias Físicas, Matemáticas y Naturales. Caracas. Email: [email protected]
La revisión y actualización de la tercera edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela se inició en 1996 bajo la
modalidad de un trabajo mancomunado entre el Ministerio de Energía y Minas y PDVSA-INTEVEP. Para ello se
reunió la Comisión Venezolana de Nomenclatura Estratigráfica y se procedió a incorporar las nuevas unidades
estratigráficas descritas desde 1969, actualizar las existentes, preparar columnas de correlación estratigráfica para las
diferentes provincias geológicas y cuencas sedimentarias del país. PDVSA-INTEVEP se responsabilizó de preparar e
ilustrar los textos encargados a los expertos en cada área. De estas tareas nació la idea de colocar el Léxico
Estratigráfico en internet para que pueda ser consultado con facilidad en todo el mundo, en el marco de la
globalización electrónica.
El Léxico Estratigráfico en internet mantiene todos los elementos requeridos por la Comisión Internacional de
Estratigrafía ICS y por la Comisión Norteamericana de Estratigrafía, pero tiene un formato mucho más ágil y
científico que el libro tradicional. El fondo de la página virtual corresponde al color de la zona cronoestratigráfica
asignada por el ICS, de ser posible se suministran mapas de extensión geográfica y de acceso al estratotipo: muchas
unidades contienen la columna geológica de la sección tipo, fotografías de fósiles índices y secciones sísmicas
representativas. Se incorporan segmentos descriptivos de la geoquímica, ambiente sedimentario, representación
sísmica etc. Como elemento novedoso, que permita la participación activa de la comunidad geológica, se incorpora
para cada unidad la sección de comentarios, donde se puedan consultar y se dan cabida a todos los comentarios,
fotografías y correcciones recibidos por el webmaster (PDVSA-INTEVEP). Con esto se pretende mantener
actualizado el Léxico y facilitar futuras ediciones.
Con el tiempo la página www.pdvsa.com/lexico creció para acomodar resúmenes de tesis, trabajos especiales de
grado y de ascenso, informes mapas clásicos, excursiones, menes y aguas termales, fallas geológicas, diccionarios,
códigos de colores y símbolos, museo virtual, etc., etc. para así convertirse en el Código Geológico de PDVSA, una
herramienta útil para el geólogo venezolano.
ESTRATOTIPOS DE LA FORMACIÓN LA LUNA
(1)
SCHERER W.,(1) (2) SAVIAN V. & PERAZA T.(3)
Academia de Ciencias Fisicas, Matemáticas y Naturales. Email: [email protected]
(2)
Universidad Central de Venezuela. (3)Apartado 54093. Caracas.
La Formación La Luna es la roca madre por excelencia del occidente de Venezuela y por lo tanto ha sido objeto de
numerosos estudios y evaluaciones desde hace más de 75 años. La Formación La Luna es una de las pocas
formaciones que tiene estratotipos en localidades y facies diferentes para la Formación y los miembros que la
componen. El estratotipo formacional fue mencionado brevemente en tres líneas por GARNER (1926) con el nombre
de caliza de La Luna, posteriormente descrita en detalle por HEDBERG & SASS (1937), cuya descripci6n fue recogida
en la edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela.
69
Geos 38. Diciembre 2005.
I Simposio de Estratotipos de Venezuela
En el estratotipo formacional en la quebrada La Luna al oeste de Villa del Rosario, los estudios paleontológicos,
sedimentológicos y geoquímicos revelan un ambiente de deposición predominantemente anóxico con aguas marinas
de poca circulación y de profundidades muy discutidas en la literatura, que varían entre 100 m y 800 m según la
microfauna, y de 100 a 200 m según los amonites.
Los miembros La Aguada, Chejendé y Timbetes, en orden ascendente, tienen sus estratotipos a unos 250 km al
este en facies de aguas marinas de menor profundidad por su cercanía al Cratón de Guayana, de circulación abierta
con unos pocos episodios anóxicos; litológicamente, aparte de la ciclicidad y de las concreciones típicas de la
Formación, estos litosomas tienen aspectos muy diferentes a los de la sección tipo formacional.
En este trabajo se presentan los resultados de estudios regionales sedimentológicos, estratigráficos, geoquímicos,
paleogeográficos y de maduración de la Formación La Luna y su relación con los estratotipos aceptados.
NUEVOS APORTES DE LA FORMACIÓN RÍO GUACHE ENTRE GUARAMACAL Y EL RÍO ANITOS,
ESTADO TRUJILLO.
SERRANO C.
USB. Dpto. de Ciencias de la Tierra. Caracas. Email: [email protected]
La Formación Río Guache es una unidad litoestratigráfica poco estudiada, la cual fue definida en por VON DER
OSTEN & ZOZAYA (1957) como “capas de río Guache”. RAMÍREZ (1968) propuso en el río Bombi la sección tipo de
esta unidad litoestratigráfica y le asignó el rango de Formación, sin mostrar o describir una columna o perfil
estratigráfico. RONDÓN (1977), CAMPOS et al. (1977, 1979) y BLIN (1989) aportaron descripciones litológicas de la
secuencia turbidítica y de los olistolitos, presentes en esta unidad. Estos tres autores reconocen tres facies y BLIN
(1989) las integra en una columna estratigráfica sintética de 4.830 m de espesor. La Formación Río Guache fue
reconocida en el flanco Sur Andino de los estados Lara, Portuguesa y Trujillo y su edad ha sido estimada por
diversos autores entre el Maastrichtiense y el Eoceno Medio.
El propósito de este trabajo es la descripción de las facies reconocidas en el área comprendida entre Guaramacal y
el río Anitos, para ampliar los conocimientos sedimentológicos de la Formación Río Guache e interpretar los
ambientes de depositación. Mediante el levantamiento de 76 localidades en el área de estudio se definieron 10 facies,
las cuales se resumen a continuación:
Facies A1: Lutita y lutita ligeramente limosa, con escasas capas de lutita limosa y limolita arcillosa.
Facies A2: Lutita y lutita ligeramente limosa, similares a las rocas pelíticas de la facies A1, sin embargo,
con presencia de capas lenticulares, formadas por microconglomerado y conglomerado.
Facies B: Intercalación rítmica de lutita limosa (40% a 95%) con arenisca y limonita arcillosa (5% a 60%),
que muestran secuencias Tc-e y Td-e.
Facies C1: Arenisca limosa y arcillosa, de grano fino a muy grueso, con escasos clastos de lodo, de hasta 2
cm de diámetro. Esta arenisca es masiva, cuarzosa y porosa a ligeramente porosa, formando capas gruesas a macizas.
Facies C2: Arenisca calcárea, de grano fino a medio, masiva o laminada, formando capas gruesas y muy
gruesas.
Facies C3: Arenisca limosa a ligeramente limosa, de grano muy fino a medio, densa, con gránulos a
guijones de cuarzo lechoso, caliza micrítica, arenisca y limolita. Estas rocas son masivas y forman capas muy
gruesas y macizas.
Facies D: Conglomerado polimíctico, con clastos soportados por una matriz lodosa.
Facies E: Conglomerado polimíctico con 40% a 80% de clastos, con matriz lodosa o lodosa-arenosa.
Facies F: Conglomerado polimíctico con 95% a 99% de clastos, cementados por calcita.
Facies G: Intercalación de lutita con ftanita y limolita a arenisca, de grano muy fino y fino. Estas rocas
pueden ser ligeramente calcáreas, son masivas y forman generalmente, capas muy delgadas y delgadas.
Adicionalmente, en el área de estudio se presentan posibles capas, formadas por caliza biomicrítica, con
foraminíferos grandes de edad Eoceno Medio (Facies H), y posibles capas, formadas por caliza micrítica y marga
pelágica (Facies I).
Como resultado preliminar se distinguen en el área de estudio asociaciones de facies cuyo origen se interpreta
como depósitos dominados por flujo de detritos cohesivo, depósitos dominados por corrientes de turbidez, de
densidad baja y depósitos dominados por flujo de detritos no cohesivo. En los ríos y quebradas levantadas existen
secciones, en las cuales afloran secuencias de estratos, de hasta 100 m de espesor. Sin embargo, para construir una
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Simposio de Estratotipos de Venezuela
columna compuesta de la Formación Río Guache se requiere de un modelo estructural. La complejidad tectónica del
área de estudio impide la generación de este modelo.
El análisis de procedencia de los olistolitos mediante el estudio de secciones delgadas y una correlación
estratigráfica con la Formación Paguey, de edad Eoceno Medio se encuentra en progreso y no ha sido considerada en
este trabajo.
CARACTERIZACIÓN GEOQUÍMICA DE PROCESOS DIAGENÉTICOS EN SECUENCIAS
CARBONÁTICAS. FORMACIÓN LA LUNA, OCCIDENTE DE VENEZUELA
SOTO G. & ZAPATA E.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica.
Email: [email protected]
(Presentación de 27 láminas en CD anexo, carpeta 32. Power Point of 27 slides in enclosed CD, file 32)
Es el objetivo de este estudio realizar una descripción y cuantificación, a través de parámetros geoquímicos, de
procesos diagenéticos registrados en la secuencia carbonática de la Formación La Luna incluyendo los miembros
Tres Esquinas y Chert Táchira.
El estudio comprende tres secciones de afloramientos localizados en el occidente de Venezuela: San Pedro del Río
y Las Hernández en el estado Táchira y San Miguel en el estado Mérida.
La evaluación geoquímica comprende el análisis de los siguientes parámetros: CaCO3, COT, isótopos estables
(oxígeno y carbono), y elementos mayoritarios, minoritarios y trazas, obtenidos en las instalaciones de INTEVEPPDVSA y la Facultad de Ciencias de la UCV.
El trabajo de campo en las secciones estudiadas de La Formación La Luna muestra la predominancia de una
intercalación de calizas y lutitas calcáreas, además de la presencia de algunas capas de lutitas fosfáticas, lutitas
glauconíticas, carbonatos silicificados y capas de chert.
Las calizas y lutitas calcáreas poseen como elementos mayoritarios el calcio (componente marino), sílice y
aluminio (componentes arcillosos). Se presentan como minoritarios el hierro, magnesio, fósforo y potasio.
La petrografía de las muestras de roca de las tres secciones de la Formación La Luna reveló el desarrollo de una
diagénesis en su etapa temprana. Entre las mineralizaciones más importantes que pueden verse reflejados y
resaltados en parámetros geoquímicos son las fosfatizaciones, glauconitizaciones y silicificaciones.
Importantes procesos de fosfatización ocurrieron en la sección San Pedro del Río. Como es de esperarse,
geoquímicamente poseen un alto contenido de fósforo (2-14%) y de carbonato de calcio (60-80%).
Se manifiestan de dos maneras: a) como fosfatización de restos de peces y ooides, en lutitas equivalentes al
Miembro Tres Esquinas, y b) como fosfatización de la matriz en lutitas calcáreas y calizas.
Geoquímicamente
se observan diferencias entre ellas, en los últimos es mayor el contenido de Al y de otros elementos asociados con las
arcillas (montmorillonita, tal como se evidencia en microscopia electrónica), mientras que en los primeros reflejan
una fuerte respuesta de los isótopos de carbono 13 carbonático (δ13C) hacia valores mas livianos. También en la
sección San Pedro del Río ocurrieron importantes procesos de silicificación, las cuales se presentaron de tres
maneras: a) capas delgadas de chert interestratificadas con capas de calizas y lutitas calcáreas en las tres secciones
estudiadas; b) una extensiva capa de carbonatos silicificados (siendo afectada tanto la matriz como a los fósiles)
características del Miembro Chert del Táchira (10 m de espesor); y c) episódicas laminaciones o bandeamientos (de
cámaras fósiles y/o de una matriz generalmente silicea) en calizas o lutitas calcáreas.
Todos estos procesos de silicificación se desarrollan en intervalos caracterizados por un aumento del contenido de
sílice en detrimento del calcio y el aluminio, además de poseer bajas concentraciones de elementos trazas. Poseen
una fuerte respuesta en los isótopos de carbono 13 orgánico menor al -30‰. Previos a los intervalos silicios se
observa un comportamiento geoquímica que refuerza la tesis de la influencia de la arcilla montmorillonita, en
asociación con materia orgánica, en los procesos de silicificación.
La glauconita sólo está presente en la lutita que conforma el Miembro Tres Esquinas, en las secciones Las
Hernández y San Miguel. Estas lutitas presentan una matriz junto a restos de peces y ooides de manera fosfatizada y
glauconitizada. Geoquímicamente resalta el aumento en el contenido de Fe, K y Mg, y elementos trazas como Ba y
Cr.
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Simposio de Estratotipos de Venezuela
CARACTERIZACIÓN SEDIMENTOLÓGICA DE LA LOCALIDAD TIPO DE LA FORMACIÓN
MUCUJÚN, ESTADO MÉRIDA
TROCONIS K. & GUERRERO O.
ULA. Escuela Ingeniería Geológica. Email: [email protected], [email protected]
En infrome y mapas ineditos de la empresa CREOLE PETROLEUM CORP. se considera que la secuencia del flanco
noroeste de la cuenca del río Mucujún, se divide en dos partes; una inferior, referida como equivalente a la
Formación Carbonera del Eoceno y otra superior, correlacionable con la Formación Palmar del Mioceno. SHAGAM
(1972) publicó un mapa de Los Andes venezolanos, donde incluye el área de El Valle de San Javier en el Terciario,
sin mayores detalles. Posteriormente, GHOSH & ODREMAN (1987) denominan a la secuencia superior de
aproximadamente 610 m de espesor como Formación Mucujún, constituida por arenisca, limonita y lutita carbonosa,
moteada con restos vegetales. Su edad es Mioceno – Plioceno en base a datos palinológicos. El ambiente de depósito
es de tipo fluvial de alta sinuosidad y llanuras de inundación.
La localidad tipo estudiada en la presente revisión sedimentológica, se encuentra ubicada en “La Alfarería” de El
Valle, que tiene su vía de acceso por la ruta que conduce al Valle de La Culata, cuyas coordenadas son: N 266.639 y
E 956.825 y una altitud de 1.955 m s.n.m. En este afloramiento se estudiaron 26 m de espesor de secuencia y se
determinaron las siguientes facies sedimentarias: Facies de arenisca (39%); compuestas por arenisca de color ocre,
blanco, gris y verde, de grano medio, fino a limo carbonoso con estratificación cruzada plana de bajo ángulo (Sp,
1,5%), laminaciones en ondulitas unidireccionales (Sl, 3,7%) y con abundantes nodulizaciones de óxidos de hierro
(Sln, 5,7%), arenisca de grano medio a fino con estratificación cruzada en surco (St, 23%), estratificación y
laminación horizontal (Sh, 4,2%) y, con abundantes nodulizaciones de hierro (Shn, 1,5%). Las facies lutítica (57%)
constituida por limo y arcilla de color gris a ocre, masiva con laminaciones de hierro y carbón (Fm, 14%), con raíces
de plantas, tubificaciones y concreciones (Fr, 32%) y con abundantes nodulizaciones y colores abigarrados (Fmn,
12%). Las Facies heterolítica lutítica (1%) con arenisca y lutita intercalada de color blanco, se presenta como facies
de abandono de canales y, las Facies de paleosuelo (P, 2,3%) con abundantes laminaciones de óxidos de hierro,
nodulizaciones y bioturbación. El afloramiento estudiado presenta seis ciclos granodecrecientes en secuencia
estratodecreciente de ríos de elevada sinuosidad en áreas de llanuras aluviales, las secuencias fluviales presentan
barras de acreción lateral y depósitos de abanicos de roturas.
Referencias
GHOSH S. & ODREMAN O. 1987. Estudio Sedimentológico-Paleoambiental del Terciario en la Zona del Valle de San Javier, Estado
Mérida. Bol., Soc. Venez. Geol., 31: 36-46
SHAGAM R. 1972. Evolución tectónica de Los Andes venezolanos. IV Congreso Geológico Venezolano, Tomo II: 1.201-12.612
HISTORIA DE LOS MAPAS GEOLÓGICOS DE VENEZUELA: 1850-2004
(History of the geological maps of Venezuela: 1850-2004)
URBANI F.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. FUNVISIS. Caracas
(Presentación de 127 láminas en CD anexo, carpeta 33. Presentation of 127 slides in enclosed CD, file 33)
Se pasa revista a la evolución de los mapas geológicos de Venezuela, comenzando con los aportes de HUMBOLDT
en su viaje de 1799-1800, hasta hoy en día la mayor parte de los ejemplos se refieren a la Cordillera de la Costa. Se
indican las mejoras de los mapas con respecto a los anteriores.
En el siglo XIX tenemos tres mapas geológicos: 1) En 1850 el alemán H. KARSTEN presenta el primer mapa
geológico el cual cubre la parte central y oriental del país. Diferencia los tipos de rocas entre graníticas,
metamórficas, Cretácico inferior, Cretácico superior, Terciario-Cuaternario. 2) El mapa de G. P. WALL de 1860
adicionalmente presenta dos secciones geológicas: Margarita – Araya – Maturín y Puerto Cabello – Calabozo. En
esta última ya se distinguen las grandes fajas geológicas de la Cordillera de la Costa. 3) En 1896 el mapa de W.
SIEVERS es el primero en presentar las tendencias estructurales.
En 1921 Alfredo JAHN publica el primer libro de geología de Venezuela acompañado por un mapa geológico
general de todo el territorio al norte del Orinoco.
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Simposio de Estratotipos de Venezuela
En el excepcional libro de la geología de Venezuela de Ralph LIDDLE (1928) se incluye un mapa con mucha
información de las empresas petroleras. Presenta el primer cuadro de correlación de las formaciones.
En 1937 con la fundación del Servicio Técnico de Minería y Geología del Ministerio de Fomento se inicia una
secuencia de mapas, que continuara con los ministerios de Minas e Hidrocarburos y Energía y Minas, hasta
INGEOMIN hoy en día. La obra cumbre es el mapa geológico de todo el territorio nacional de 1976 a escala
1:500.000.
En el occidente del país entre los años 1930´s y 60´s las mayores contribuciones provienen de la COMPAÑÍA SHELL
DE VENEZUELA. En las décadas de los 1950´s y 60´s la empresa CREOLE PETROLEUM CO. realiza la mayor
integración de la cartografía geológica de las cuencas sedimentarias jamás emprendida, cuyos mapas a escalas
1:50.000 y 1:100.000 aún son ampliamente utilizados y en algunas regiones han sido ampliamente utilizados y
plagiados. En esta época hay otros mapas importantes como los de Walter BUCHER en 1950 con mucha información
estructural. En 1962 Foster D. SMITH presenta el primer mapa que integra información estructural de superficie y
subsuelo.
Entre 1947 a 1976 son notables las contribuciones del proyecto de investigaciones del Caribe iniciado por Harry H.
HESS, que es el principal proyecto con cobertura en áreas con rocas ígneas y metamórficas del norte de Venezuela.
La Guayana Venezolana fue la última región en ser cubierta por mapas geológicos, destacándose la labor de
CODESUR entre 1971-1974 en Amazonas, y de 1985-1991 por CVG-TECMIN quienes cubren toda la Guayana
Venezolana a escala 1:250.000. Esta última información luego fue integrada digitalmente en un convenio CVGUSGS.
Dentro de la geología de los ministerios y de las empresas petroleras, destaca la influencia de la escuela francesa
en las décadas de los 1970´s y 80´s con una novedosa interpretación de los estilos estructurales, encontrando
numerosas fallas de corrimientos y napas en casi todo el norte del país. Desde 1942 a la fecha, la Escuela de
Geología de la UCV, además de formar personal geológico, ha contribuido a la cartografía geológica de muchos
miles de kilómetros cuadrados, fundamentalmente de la Cordillera de la Costa, Lara, Falcón, Sucre, Monagas y
Nueva Esparta.
La coordinación de esfuerzos entre la UCV y FUNVISIS permitió publicar en 2004 el Atlas Geológico de la
Cordillera de la Costa, con 146 hojas a escala 1:25.000.
A comienzos de 2005 se culmina el mapa geológico digital con relieve a escala 1:750.000 a través de un acuerdo
entre el USGS – UCV – FUNVISIS en una versión en inglés y a fines de año en su versión en español..
CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA DE LA FORMACIÓN ICOTEA DE EDAD OLIGOCENO.
YACIMIENTO URDANETA 01. CUENCA DE MARACAIBO.
VERA D.
Email: [email protected]
El Yacimiento Urdaneta 01, pertenece al Campo Urdaneta Oeste, se ubica al noroeste de la Cuenca de Maracaibo,
esta conformado por las formaciones Misoa e Icotea, de edad Eoceno y Oligoceno respectivamente, esta última
presenta un espesor total mayor al sur, alcanzando un poco más de 220’ disminuye considerablemente al norte,
donde alcanza escasamente 10’.
El objetivo fundamental de este trabajo, es definir estratigráficamente en el Yacimiento Urdaneta 01 en la
Formación Icotea, ya que la misma presenta un cambio importante en su espesor estratigráfico, teniendo como
alcance generar un modelo geológico, que permita establecer estrategias de explotación que será de gran ayuda para
el reconocimiento y mejor ubicación de las zonas de interés petrolero.
La Formación Icotea en el Yacimiento Urdaneta 01, no dispone de una subdivisión en unidades sedimentarias, ni
tampoco se han definido en ella marcadores o lutitas lateralmente continuas, en el presente estudio se definieron una
serie de marcadores eléctricos, que se basaron principalmente en respuestas de los registros eléctricos (GR, SP), y
que corresponderían a superficies claves relacionadas a marcadores de lutita representantes de líneas de isotiempo,
no pudieron ser corroborados en núcleo, ya que ninguno abarco un espesor importante de la Formación, en vista de
esto, los marcadores definidos en el presente estudio, se interpretaron como los límites de cada uno de los cuerpos o
niveles arenosos presentes en la Formación Icotea, los cuales luego fueron correlacionados en todo el yacimiento,
teniendo en mente que los mismos no son considerados totalmente isócronos como en el caso de marcadores
lutíticos, finalmente se definieron cuatro unidades, los cuales se nombraron de base a tope como Unidad 1, Unidad 2,
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Simposio de Estratotipos de Venezuela
Unidad 3, y Unidad 4, por medio del análisis de estos niveles, se logró definir claramente la Formación Icotea en el
Yacimiento Urdaneta 01, obteniéndose por medio de las correlaciones estratigráficas uno de los cambios principales
introducidos en este proyecto que consiste en un nuevo tope para la Formación, posteriormente avalado por estudios
bioestratigráficos, así como por interpretación sísmica, dicho tope se ubica aproximadamente 30 pies por debajo del
tope oficial, es importante destacar la pérdida gradual de espesor hacia el norte y el este del área en estudio,
finalmente se obtuvo como resultado un limite de erosión para la Formación Icotea considerándose que hacia el norte
de dicho límite se encuentran los sedimentos de la Formación La Rosa, depositados directamente sobre la
discordancia del Eoceno suprayacentes a los sedimentos correspondientes a la Formación Misoa.
Basados en la descripción macroscópica de los pozos con núcleo se definió un esquema de facies para ser aplicado
a la Formación Icotea, se proponen dos facies las cuales fueron definidas de acuerdo con el concepto de facies de
PEMBERTON (1985). Las facies definidas son las siguientes:
Facies 1: Arenisca de grano fino: Consiste en arenisca de grano muy fino a medio, arcillosa, de color claro y a
veces con aspecto moteada, consolidada.
Facies 2: Limolita: Consisten en limolita pardo-grisácea a amarillenta con abundantes evidencias de exposición
subaérea (oxidación).
Basándonos en características como: forma, litología, textura, estructuras sedimentarias, bioestratigrafía y
características como roca reservorio se propone para la Formación Icotea, un ambiente de tipo transicional,
caracterizado por un sistema de canales entrelazados, desarrollado en un extenso sistema deltaico, en el cual es
posible observar los subambientes de llanura deltaica y canales distributarios.
ESTRATIGRAFÍA Y SEDIMENTOLOGÍA DE LA FORMACIÓN CARACHE, ESTADO TRUJILLO.
VENEZUELA (PALEOZOICO SUPERIOR)
VIVAS J.
Santa Juana, Mérida. Email: [email protected]
Se realizó un estudio geológico de superficie a detalle de dicha unidad, para poder aportar nuevos conocimientos
para la caracterización del Paleozoico superior en el flanco norandino de la Cordillera de los Andes Venezolanos y
de esta manera motivar nuevas investigaciones para el estudio del Paleozoico.
El área de estudio se encuentra situada al noreste del Estado Trujillo y suroeste del Estado Lara dentro del
Municipio Carache, en una franja de 220 km2 delimitada al noreste por el río Agua de Obispo y al suroeste con la
población de Carache.
Este estudio consiste principalmente en el análisis Sedimentológico y Estratigráfico, detallado de la Formación
Carache, basado en el levantamiento geológico de campo efectuado durante mi tesis de pre grado en el año 2004.
Dentro de los extensos estudios realizados para este trabajo, se elaboraron seis columnas estratigráficas parciales que
permiten apreciar todas las características litológicas y estratigráficas de esta unidad, las cuales se correlacionaron
bioestratigráfica y litológicamente para la realización de una columna sintética reconstruida de de la Formación
Carache. En esta última se observan seis facies características y diez asociaciones de facies que fueron descritas
detalladamente, entre otras características que permitieron definir el modelo sedimentológico, el cual señala que la
formación en estudio se depositó en ambientes transicionales, específicamente en ambientes próximos costeros
(Estuario).
En esta columna son diferenciables dos miembros, uno inferior arenoso de aproximadamente 2.600 m y otro
superior lutítico de aproximadamente 2.000 m. Para la descripción de esta columna se utilizaron criterios basados en
el análisis de la tendencia vertical de facies y la tendencia vertical de espesores de capas. De esta manera se logró
apreciar que el miembro inferior esta caracterizado por una tendencia vertical “fining-up” o afinamiento de granos
hacia el tope, y con una tendencia ”Thinning-up” o adelgazamiento de las capas hacia el tope. Este análisis permite
indicar que la suma de dichas tendencias representa fases de abandono en depósitos de arenas y decrecimientos en
los niveles de energía, lo cual permite establecer una asociación con un evento transgresivo e incremento en la
profundidad de las aguas.
En el miembro superior lutítico, disminuye notoriamente la potencia de los espesores de areniscas, hasta el punto
en que estas son subordinadas a las lutitas, por ende se mantiene la tendencia “Fining-up” en el tren vertical de facies
y el “Thinning-up” en el tren vertical de espesores. Sin embargo, se puede observar que en la parte media de este
intervalo existen dos cuerpos potentes de areniscas de grano medio y de aproximadamente de hasta 80 m, que
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Simposio de Estratotipos de Venezuela
representan posibles períodos de incremento en las fuentes de aportes de arenas y niveles de energía, retomándose al
tope de la columna las tendencias anteriormente descritas.
Referencias:
VIVAS J. 2004. Estudio Geológico de Superficie de la Formación Carache, Sector Carache-Agua de Obispo, estado Trujillo.
Venezuela. (Paleozoico Superior). ULA. Tesis de Grado. Mérida. 253 p.
SECCIÓN ESTRATIGRÁFICA DE REFERENCIA DE LA FORMACIÓN PALMARITO. FLANCO SUR
ANDINO DE LOS ANDES VENEZOLANOS
VIZCARRET P.
ULA. Fac. de Ingeniería, Escuela de Ingeniería Geológica, Dpto de Geología General, Mérida.
Email: [email protected]
Como una contribución al conocimiento del Paleozoico superior en el flanco sur andino de Venezuela este trabajo
aporta nueva data bioestratigráfica de la Formación Palmarito. Se basó en la información obtenida en el campo, en el
área de su localidad tipo, específicamente en el sector comprendido entre Palmarito y Portachuelo, en el camino que
conduce de Santa Bárbara de Barinas con la población de Mucuchachí. La geología de superficie consistió del
análisis de numerosos afloramientos y la descripción in situ de sus características sedimentológicas y estratigráficas,
a lo largo de la quebrada El Palmar, recolectándose una serie de muestras que posteriormente fueron analizadas en el
laboratorio y que proporcionaron información para la reconstrucción del modelo de sección de referencia para esta
formación del Paleozoico superior en la región.
Para el Paleozoico superior se interpretan dos unidades litoestratigráficas representadas por las formaciones
Sabaneta de edad Carbonífero (Pensilvaniense?) y Palmarito de edad Pérmico (Cisuraliano?-Guadalupiano?) con
contacto discordante entre sí. Se recuperó abundante fauna del Pérmico, observando algunas especies aún no
reportadas y elaborándose una columna estratigráfica a escala 1:500.
I SIMPOSIO DE ESTRATIPOS DE VENEZUELA.
ACTA FINAL
En la ciudad de los Caballeros de Mérida, en las instalaciones de la Facultad de Ingeniería de la Ilustre
Universidad de los Andes se reunió el I Simposio de Estratitos de Venezuela entre los días 6 y 8 de julio de 2005,
con la presencia de delegados con la finalidad de analizar la situación actual en toda Venezuela de la nomenclatura y
correlación estratigráfica, de la descripción formal de las unidades litoestratigráficas, litodémicas, bioestratigráficas y
cronoestratigráficas. En ponencias orales, ponencias por carteles y charlas magistrales, además de tres mesas de
trabajo, se identificaron algunos aspectos que contribuyen a la problemática:
a) Proliferación de empresas petroleras y mineras que trabajan en el País, y que en sus informes contribuyen a
complicar la nomenclatura estratigráfica.
b) Acumulación de tesis, trabajos especiales de grado, trabajos de ascenso con valiosa información estratigráfica
represada en las bibliotecas sin que se le de uso y aplicación cónsona con el valor que representan.
c) Avances tecnológicos en todas las disciplinas de las Ciencias de la Tierra que hacen imperativo reexaminar las
unidades estratigráficas a la luz de nuevas teorías, conceptos y técnicas analíticas.
d) Avances en las actividades antropogénicas que enmascaran, modifican o destruyen estratotipos importantes y/o
irreemplazables.
Examinados como han sido estos temas por la Asamblea se llegaron a las siguientes conclusiones y
recomendaciones:
1) reactivar la Comisión Venezolana de Estratigrafía y Nomenclatura Estratigráfica con la participación activa de los
siguientes especialistas y organismos oficiales y privados
Wolfgang Scherer, Academia de Ciencias Físicas, Matemáticas y Naturales. Coordinador.
Max Ferrer, Tulio Peraza, PDVSA INTEVEP
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Geos 38. Diciembre 2005.
I Simposio de Estratotipos de Venezuela
Franco Urbani, FUNVISIS
Oscar Odreman, Angel Andara, Juan Carlos Laya, ULA
Rafael Falcón, Olga Rey, UCV
Vicente Mendoza, Francisco Monteverde, UDO
Andrés Pilloud, USB
Omar Contreras, Víctor Vivas, INGEOMIN
Oliver Macsotay, Independiente
2) Crear la revista técnica electrónica arbitrada denominada @cta Geologica Venezuelae bajo la responsabilidad
editorial de la Comisión Venezolana de Estratigrafía y Nomenclatura Estratigráfica y que tendrá tres sitios espejo
(mirror sites) en los servidores de ULA, USB y ACFMN
3) Fomentar la publicación de resúmenes y texto completo de tesis, trabajos especiales de grado, trabajos de ascenso
y otros en revistas técnicas venezolanas ya establecidas como GEOS, Interciencia y Acta Científica Venezolana.
4) Establecer una página web especial para presentar los problemas estratigráficos no resueltos, proponer soluciones
y dar cabida a posibles patrocinantes para estas investigaciones.
5) Exhortar a los profesores e investigadores de las Ciencias Geológicas en el País a publicar los resultados de sus
investigaciones y sobre todo los extractos de los trabajos especiales de grado de sus estudiantes en forma de
publicaciones técnicas formales.
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Temas de Vargas
TEMAS DE VARGAS
Trabajos de la UPEL, Instituto Pedagógico de Caracas, Dpto. de Ciencias de la Tierra
N°
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Pág.
BARRIENTOS Y., IZTÚRIZ A. & RUÍZ S. Contenido de fluoruros en tres fuentes termominerales
del río Chichiriviche, estado Vargas, Venezuela.
BARRIENTOS Y., IZTÚRIZ A., RUÍZ S. & URBANI F. Concentración de sílice y sulfato en tres
fuentes termominerales del río Chichiriviche, estado Vargas, Venezuela.
BARRIENTOS Y., RUÍZ S., DEVIA B. & PERDOMO Y. Indicadores de potabilidad, calidad del
agua y sanitaria en la cuenca media-baja del río Piedra Azul, estado Vargas, Venezuela.
BARRIENTOS Y., RUIZ S., & IZTÚRIZ A. Contenido de hierro total en dos manantiales del río
Osorio, estado Vargas, Venezuela, estudio preliminar.
BARRIENTOS Y., RUIZ S. & IZTÚRIZ A. Caracterización físico-química del manantial La
Pólvora, río Osorio, La Guaira, estado Vargas, periodo enero 2000-junio 2001.
BARRIENTOS Y., RUIZ. S., & IZTÚRIZ A. Análisis hidroquímico del manantial La Pólvora, Río
Osorio, La Guaira, estado Vargas, estudio preliminar.
BARRIENTOS Y., RUÍZ S., IZTÚRIZ A. & DEVIA B. Análisis hidroquímico y de calidad de agua
del río Piedra Azul, estado Vargas, Venezuela, estudio preliminar.
BARRIENTOS Y., RUÍZ. S., IZTÚRIZ A. & URBANI F. Re-evaluación de algunos parámetros
físico-químicos en tres fuentes termominerales del río Chichiriviche, estado Vargas,
Venezuela.
BEZADA M., PACHECO H., GONZÁLEZ O. & GIL R. Análisis de factores naturales y humanos en
la destrucción de Carmen de Uria, estado Vargas.
GONZÁLEZ Z., RODRÍGUEZ R. & MÉNDEZ W. Aspectos morfométricos de la cuenca del río
Piedra Azul, estadoVargas, Venezuela, su relación con la génesis de movimientos en
masa.
IZTÚRIZ A. & SUÁREZ C. Geomorfología de las cuencas media y baja de los ríos Piedra Azul y
Osorio, estado Vargas, Venezuela.
PACHECO H., BARRIENTOS Y. & RUÍZ S. Uso actual del espacio y su posible influencia en la
calidad de las aguas de consumo humano en la cuenca del río Piedra Azul, estado Vargas,
Venezuela.
PACHECO H., SUÁREZ C., GÓMEZ J. & VILLARROEL V. Expansión temporo-espacial urbana de
La Guaira, durante el período 1736-1997.
RUÍZ S., SUÁREZ C., BARRIENTOS Y., DEVIA B & PERDOMO Y. Contenidos de hierro total y
aluminio en las aguas del río Piedra Azul, estado Vargas, Venezuela.
SUÁREZ C. & PACHECO H. Geomorfología de quebrada Seca, afluente del río Piedra Azul,
estado Vargas.
SUÁREZ C., BARRIENTOS Y. & RUÍZ S. Acueductos rurales en las cuencas de los ríos Osorio y
Piedra Azul, estado Vargas.
SUÁREZ C.; BARRIENTOS Y.; BEZADA M. & MÉNDEZ W. Río Osorio: 300 años de
retrospectiva de desastres ambientales en La Guaira, estado Vargas, Venezuela.
SUÁREZ RUIZ C. & IZTÚRIZ A. Características del curso de los ríos Piedra Azul y Osorio, estado
Vargas. Venezuela.
TORREALBA M & PACHECO H. Determinación de áreas de amenazas naturales en las cuencas
de los ríos Osorio y Piedra Azul, La Guaira, estado Vargas, aplicando los sistemas de
información geográfica.
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Temas de Vargas
CONTENIDO DE FLUORURO EN TRES FUENTES TERMOMINERALES DEL RÍO CHICHIRIVICHE,
ESTADO VARGAS, VENEZUELA
(Fluorine contents from three thermal springs at Chichiriviche river, Vargas State, Venezuela)
BARRIENTOS Y., IZTÚRIZ A. & RUÍZ S.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Email: [email protected]
Los cambios en las concentraciones de ciertas especies químicas en fuentes termominerales pueden ser
indicadoras del tipo y dinámica geotérmica asociadas a estas. El objetivo del presente trabajo fue determinar las
concentraciones actuales de fluoruros en tres fuentes termominerales (F1, F2 y F3) presentes en la cuenca baja del
río Chichiriviche para así re-evaluar su condición de ser las segundas fuentes con mayor contenido de fluoruro del
país (URBANI 1969, 1977, 1981).
Las muestras de agua fueron recolectadas en el campo, durante siete muestreos realizados al área durante el
período Mayo 1999-2000. Los fluoruros se determinaron por potenciometría electrodo selectivo (UCV-Centro de
Química Analítica).
Los valores promedios obtenidos para F1 (7,08 mg/l), F2 (7,20 mg/l y F3 (7,38 mg/l) son significativamente más
bajos para F1 y mas altos para F2 respectivamente de los reportados por el referido autor. Los valores indicados
para F2 se reportan por primera vez.
El contenido de fluoruros presente en estas aguas las caracteriza como no aptas para el consumo humano pues
superan el máximo permisible según la normativa vigente de 1 mg/l (COVENIN 1982, MARNR 1995, MSAS 1998). La
re-evaluación de estas fuentes termominerales las ubica todavía como las segundas más fluoruradas de Venezuela y
evidencian cambios en el gradiente químico estudiado como respuesta posiblemente al ambiente neotectónico
prevaleciente en la franja norte costera del país.
CONCENTRACIÓN DE SÍLICE Y SULFATO EN TRES FUENTES TERMOMINERALES DEL RÍO
CHICHIRIVICHE, ESTADO VARGAS, VENEZUELA
(Silice and sulphate concentration of the thermomineral springs in Chichiriviche river, Vargas state,
Venezuela)
(1)
BARRIENTOS Y. (1), IZTÚRIZ A. (1), RUÍZ S. (1) & URBANI F. (2)
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto. de Ciencia de la Tierra. Núcleo de Investigación: Estudios del
Medio Físico Venezolano. Email: [email protected]
(2)
UCV. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica
Las concentraciones de ciertas especies químicas en fuentes termominerales pueden ser indicadoras del tipo y de la
dinámica geotérmica asociadas a estas. El objetivo del presente trabajo es determinar las relaciones existentes en
cuanto al contenido de sílice disuelta y sulfatos en tres fuentes termominerales (F1, F2 y F3) presentes en la cuenca
baja del río Chichiriviche estado Vargas.
Las muestras de agua fueron recolectadas en el campo, en forma periódica durante siete trabajos de campo
realizados al área en el período Mayo 1999-Mayo 2000. Ambas especies químicas se obtuvieron por
espectrofotometría de luz visible según STANDARD METHODS (1995), CARRILLO & MARCIALES (1998).
Los valores promedios obtenidos para sílice disuelta fueron: F1 (43,6 mg/l), F2 (45,5 mg/l) y F3 (45,5 mg/l) y para
sulfato F1 (112 mg/l), F2 (111,9 mg/l), F3 (120,4 mg/l). Los resultados indican que la concentración de sílice
disuelta se mantiene en una proporcionalidad relativamente constante con relación a estudios previos realizados para
las fuentes F1 y F3 por URBANI (1969-1981). Por el contrario, los sulfatos se ratifican como uno de los parámetros
químicos de mayor fluctuación para el período de estudio en comparación con lo reportado por el mismo autor,
siendo esta variación en el orden de 4:1.
La re-evaluación de esta agua termominerales ha permitido plantear la variación en los gradientes físico-químicos
estudiados (URBANI 1969-1981, BARRIENTOS et al. 1999) como una posible respuesta al ambiente neotectónico que
domina en la flanja norte costera del país.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Temas de Vargas
INDICADORES DE POTABILIDAD, CALIDAD DEL AGUA Y SANITARIA EN LA CUENCA MEDIABAJA DEL RÍO PIEDRA AZUL, ESTADO VARGAS, VENEZUELA
BARRIENTOS Y., RUÍZ S., DEVIA B. & PERDOMO Y.
UPEL. Departamento de Ciencias de la Tierra. Email: [email protected]
El Decenio Internacional de Agua Potable y Saneamiento Ambiental (UNESCO 1981-1990) y la CUMBRE DE LA
TIERRA (2002) han evidenciado la necesidad de vigilar y mejorar los sistemas de abastecimiento de agua potable para
comunidades pequeñas, urbanas y rurales.
En Vargas el evento hidrometeorológico de 1999 evidenció la demanda de uso de los ríos del sector en las
comunidades ubicadas en zonas altas, la presente investigación tuvo como objetivo determinar los indicadores
microbiológicos de calidad del agua y sanitaria en la cuenca media-baja del río Piedra Azul.
Se hizo un muestreo mensual o bimensual del agua, en el dique de represamiento que surte al acueducto rural,
desde Agosto 2001-Julio 2002. Las muestras se recolectaron en botellas de vidrio estériles, de 300 ml de capacidad,
refrigeradas y analizadas en HIDROCAPITAL. Se utilizó la técnica de filtración por membrana según APHASTANDARD METHODS (1985). Las 9 muestras de agua fueron 100% positivas la presencia de coliformes fecales,
totales y organismo heterotróficos.
Los valores promedio para coliformes fecales fueron: 456,66 UFC/100ml; coliformes totales: 1,844UFC/100ml;
organismos heterotróficos: 1,400 UFC/100ml. Las aguas se caracterizaron como del subtipo 2A y 2B, no aptas para
el consumo humano, que requieren tratamientos de potabilización convencionales y barreras múltiples. Estas aguas
son utilizadas para el consumo humano por los habitantes de los barrios El Rincón y Quebrada Seca con riesgos a la
salud y calidad de vida. Se requiere de un programa educativo y de saneamiento ambiental para mitigar este riesgo
socionatural.
A los efectos del estudio de indicadores de potabilidad se utilizó la técnica de filtración por membrana según
APHA-STANDARD METHODS (1985) y se analizaron en el laboratorio de HIDROCAPITAL en La Mariposa, las
muestras de agua resultaron positivas a coliformes fecales y totales. Los valores promedios reportados para:
Coliformes fecales
Coliformes totales
Organismos Heterotróficos
(I) 686,66 UFC/100 ml
1811,11 UFC/100 ml
1043,33 UFC/100 ml
(II) 95 UFC/100 ml
387 UFC/100 ml
623 UFC/100 ml
Las aguas provenientes del río Osorio (I) se tipifican como 2B y las del tanque de desinfección (II) como 2A
(MARNR 1995, MSAS 1998) siendo en ambos casos no aptas para el consumo humano. La desinfección utilizada es
ineficiente para depurar las aguas del río debido a la elevada contaminación fecal. Se requieren procedimientos
convencionales para su potabilización.
CONTENIDO DE HIERRO TOTAL EN DOS MANATIALES DEL RÍO OSORIO, ESTADO VARGAS,
VENEZUELA, ESTUDIO PRELIMINAR
BARRIENTOS Y., RUIZ S., & IZTÚRIZ A.
UPEL. Dpto. de Ciencias de la Tierra. Núcleo de Investigación: Estudios del Medio Físico Venezolano.
El litoral central en el estado Vargas posee una red hidrográfica bastante densa, de más de treinta ríos y quebradas
entre permanentes e intermitentes. Durante el desastre natural de Diciembre de 1999, se ha evidenciado la
manifestación de varios manantiales fríos, como resultado de los desmantelamientos del terreno en la zona
montañosa.
El presente trabajo tiene como objetivo reportar el contenido de hierro total en dos manantiales, de aparición
reciente, ubicados en la cuenca media-baja (N° 1) y media-alta (N° 2) a las márgenes del río Osorio. La Guaira
estado Vargas.
Las muestras de aguas recolectadas a nivel superficial, se acidularon con HCl concentrado y la determinación de
hierro total se realizó por espectrofotometría de luz visible según STANDARD METHODS (1985) y CARRILLO &
MARCIALES (1998).
Los valores promedios de hierro total obtenidos hasta el presente fueron: manantial N° 1 (0,75 mg/l) y manantial
N° 2 (2,14 mg/l); siendo los valores obtenidos para el último manantial los más altos por ahora reportados para los
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Temas de Vargas
río en el litoral central (URBANI 1969). Cabe señalar que este manantial fue utilizado por los pobladores del barrio La
Pólvora por dos semanas como la única fuente de agua potable. Según COVENIN (1982) y MARNR (1995) el valor
máximo permisible para hierro total en el agua de consumo humano es de 0,3 mg/l. por lo tanto, la ingesta de hierro
total fue ocho veces mayor de lo establecido.
CARACTERIZACIÓN FÍSICO-QUÍMICA DEL MANANTIAL LA PÓLVORA, RÍO OSORIO, LA
GUAIRA, ESTADO VARGAS, PERIODO ENERO 2000-JUNIO 2001
BARRIENTOS Y., RUIZ S. & IZTÚRIZ A.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto. de Ciencias de la Tierra. Núcleo de Investigación: Estudio del Medio
Físico Venezolano.
Numerosos manantiales fríos (post-evento Vargas 1999) han sido reportados en varios sectores del estado, los
cuales se constituyeron en el único recurso hídrico disponible para el consumo humano, por el colapso total de la red
de acueductos.
El propósito de este trabajo fue caracterizado desde el punto de vista físico-químico el manantial La Pólvora
ubicado en la cuenca media-baja del río Osorio a 98 m s.n.m., con flujo permanente hasta el presente, ubicado en el
área de contacto entre la unidad litológica Esquisto de Tacagua y de Las Brisas. Se han realizado seis muestreos y los
parámetros físico-químicos medidos “In Situ” fueron: temperatura ambiente, temperatura del agua, conductividad
específica, sólidos totales disueltos, pH y Eh, se analizaron por volumetría: oxígeno disuelto cloruros, alcalinidad
total, dureza cálcica, dureza total, dureza carbonática, dureza no carbonática, dureza magnésica, calcio, magnesio,
bicarbonatos y espectrofotometría de luz visible: hierro total.
Los valores promedios obtenidos para cada parámetro/especie fueron: temperatura ambiente (28,3°C), temperatura
de agua (26,1°C), conductividad específica (2,066 µohms/cm), sólidos totales disueltos (980 ppm), pH (6,64), Eh
(+14,13mV), OD (0,4 mg/l), alcalinidad total (335mg CaCO3/l), dureza no carbonática (232,3mg CaCO3/l), dureza
magnésica (103,3mg CaCO3/l), calcio (285,69 mg/l), magnesio (34,92 mg/l), bicarbonatos (67 mg/l) y hierro total
(2,4 mg/l). se corrobora la condición de alta mineralización de las aguas del manantial con el tipo químico
establecido Ca+2>>>>HCO-3>>CI->Mg+2 y ferroso.
Resulta importante señalar que algunos parámetros del agua como temperatura, pH y oxígeno disuelto mostraron
una significativa estabilidad en sus valores con respecto al resto de las variables estudiadas. Se ratifica su condición
de no apta para el consumo humano por su alta mineralización y contenido de hierro total.
ANÁLISIS HIDROQUÍMICO DEL MANANTIAL LA PÓLVORA, RÍO OSORIO, LA GUAIRA, ESTADO.
VARGAS, ESTUDIO PRELIMINAR
(La Pólvora Spring hidrochemical analysis, Osorio river. La Guaira, Vargas State: a preliminary study)
BARRIENTOS Y., RUIZ.S., & IZTÚRIZ A.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Email: [email protected]
La red hidrográfica en el estado Vargas es bastante densa y en su sentido este-oeste existen más de treinta ríos
permanentes y numerosas quebradas efímeras e intermitentes. Después del desastre natural de Diciembre 1999, se
reitera el planteamiento de estudio integral de las cuencas, en este caso del río Osorio, como una necesidad vital de
las comunidades que habitan en La Guaira. El objetivo principal del presente trabajo fue caracterizar desde el punto
de vista físico-químico este curso de agua. El manantial La Pólvora esta ubicado en la cuenca media-baja del río
Osorio a 180 m s.n.m, de manifestación reciente, después de desbordamiento del pasado Diciembre 1999, con flujo
permanente hasta el presente y está ubicado en áreas de contacto entre la unidades geológicas Esquisto de Las
Mercedes y Augeneis de Peña de Mora. El muestreo se ha realizado desde enero del 2000 hasta el presente.
Los parámetros físico-químico medidos In Situ fueron: temperatura de agua, conductividad específica, TDS, flujo,
pH y temperatura ambiente. Se realizaron los análisis volumétricos y de espectrofotometría de luz visible. Los
valores promedios obtenidos para cada parámetro/especie química fueron: temperatura de agua (26,1°C),
conductividad específica (1.000 µohms/cm), TDS (700 ppm), flujo (20,5 l/min), temperatura ambiente (28° C), pH
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Geos 38. Diciembre 2005.
Temas de Vargas
(6,7), alcalinidad total (320 mg CaCO3/l), clorinidad (27,29 mg/l), dureza cálcica (318 mg CaCO3/l), dureza total
(360 mgCaCO3/l), Ca +2 (138,5 mg/l), Mg+2 (19,8 mg/l), hierro total (1,8 mg/l).
Los valores obtenidos nos permiten tipificar el manantial como bicarbonatado, cálcico y ferroso. La comunidad del
barrio El Polvorín utilizó esta agua para el consumo, después del desastre natural Vargas 1999 y estuvo sometida a
una ingesta ocho veces mayor al contenido máximo permisible que establece CONVENIN (1982) para hierro total.
ANÁLISIS HIDROQUÍMICO Y DE CALIDAD DE AGUA DEL RÍO PIEDRA AZUL, ESTADO VARGAS,
VENEZUELA, ESTUDIO PRELIMINAR
BARRIENTOS Y., RUÍZ S., IZTÚRIZ A. & DEVIA B.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas, Dpto. de Ciencias de la Tierra.
Vargas 1999 evidenció que la población ubicada en El Rincón y Quebrada Seca (Maiquetía), utilizan este río como
única fuente de abastecimiento y sin control sanitario. El objetivo fue caracterizar físico-químicamente El Río Piedra
Azul para determinar la calidad y la potabilidad de sus aguas.
Se ha muestreado mensualmente desde mayo 2001 hasta el presente, a 213 m s.n.m, en la cuenca media-alta en
áreas de contacto del Complejo San Julián, secciones del Mármol de Antimano, con anfibolitas y bloques de
serpentinas. Los parámetros medidos In Situ fueron: temperatura ambiente, temperatura del agua, conductividad
específica, sólidos totales disueltos, pH y Eh.
Se realizaron análisis volumétricos para la determinación de oxigeno disuelto, cloruros, alcalinidad fenolftaleína
total, dureza cálcica, total carbonática, calcio, magnesio y bicarbonatos. Los valores promedios obtenidos fueron:
temperatura ambiente (29,5°C), temperatura de agua (24,5°C), conductividad específica (306 µohms/cm), sólidos
totales disueltos (301 ppm), pH (8,13), Eh (-61,6 mV), oxigeno disuelto (1,6 mg/l), alcalinidad fenolftaleína (5 mg
CaCO3/l), cloruros (31,45 mg/l), dureza cálcica (135 mg CaCO3), dureza total (301 mg CaCO3), dureza magnésica
(166 mg CaCO3/L), dureza carbonática (201,5 mg CaCO3/L), dureza no carbonática (99,5 mg CaCO3/L), Ca+2
(57,11 mg/l), Mg+2 (40,5 mg/l), y bicarbonatos (40,3 mg/l). las aguas se tipificaron como Ca+2>Mg+2=HCO-3>CI-, de
mineralización intermedia y con rangos de valores permisibles de potabilidad.
Por volumetría se obtuvieron los valores de oxígeno disuelto, cloruros, alcalinidad total, dureza total y
bicarbonatos; sodio, potasio, calcio, magnesio, por espectrometría de absorción atómica con llama y vapor frío. Los
sulfatos, sílice y fósforo total se determinaron por espectrofotometría de luz visible. El análisis microbiológico
utilizado fue el filtro por membrana (STANDARD METHODS 1985) para el NMP coliformes fecales y totales. Las
aguas se tipificaron como bicarbonatadas (245 mgCaC03 /l), cálcicas (77,45 ppm) y ferrosas (0,38 ppm).
La presencia positiva de coliformes fecales (40-1300/100 ml) y coliformes totales (1.700-5.000/100 ml) en
muestras consecutivas identifican el agua como del Subtipo 2B y 2A (MARNR 1995, MSAS 1998) como no aptas
para el consumo humano, de baja calidad y ameritan tratamientos convencionales para la potabilización. Se requiere
una intervención en las comunidades, gobiernos locales y la empresa hídrica respectiva para solucionar esta
situación de salud pública relacionada con la ingesta de agua cruda en el sector.
RE-EVALUACIÓN DE ALGUNOS PARAMETROS FÍSICO-QUÍMICOS EN TRES FUENTES
TERMOMINERALES DEL RÍO CHICHIRIVICHE, ESTADO VARGAS, VENEZUELA
(Re-evaluation of some physical-chemical parameters of three termal springs at Chichiriviche river, Vargas
state, Venezuela)
BARRIENTOS Y. (1), RUÍZ. S. (1), IZTÚRIZ A. (1) & URBANI F. (2)
UPEL Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto. de Ciencias de la Tierra
(2)
UCV. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. Geología y Geoquímica
(1)
Registros sistemáticos sobre la temperatura y el análisis químico del agua solo existen para ochos fuentes
termominerales en Venezuela. Por lo tanto, los estudios comparativos sobre estos parámetros son escasos
considerando que los mismos pudieran proporcionar datos sobre la dinámica de los sistemas geotérmicos presentes
en la Cordillera de la Costa Venezolana. El objetivo del presente estudio fue re-evaluar tres fuentes termominerales
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Geos 38. Diciembre 2005.
Temas de Vargas
(F1, F2, F3) presente a los largo de la cuenca baja del río Chichiriviche tomando como base los trabajos de URBANI
(1969, 1972, 1981).
Los parámetros físico-químicos del agua, medidos en el campo fueron: temperatura, conductividad específica, total
de sólidos disueltos, pH y Eh. Se determinaron en el laboratorio clorinidad, dureza cálcica y total por volumetría;
sílice y sulfatos por espectrofotometría de luz visible (STANDARD METHODS 1985). Los valores promedios obtenidos
para los parámetros y especies químicas determinadas en cada fuente (F1, F2, F3) fueron temperatura de agua (44,6;
44,6; 44,7°C), conductividad específica (1.640; 1.252; 1.321 µohms/cm), sólidos totales disueltos (1.100; 876,7; 925
ppm), pH (6,90; 6,95; 6,38), clorinidad (188,25; 93,17; 142,5 mg/l), dureza cálcica (70,6; 108,75; 83,26 mg
CaCO3/l), sílice (43,6; 45,5; 31,99 mg/l) y sulfatos (112; 111,9; 120,4 mg/l).
Se encontró que los valores obtenidos son significativamente más bajos que los reportados por URBANI ( ), con la
excepción de la dureza cálcica. Por el contrario, los sulfatos se ratifican como una de las especies químicas de mayor
fluctuación para el período estudiado y según lo señalado por el mismo autor, siendo esta variación en el orden de
4:1. Los menores valores de clorinidad podrían indicar posibles mezclas de aguas de la fuente (F1) con las de
infiltración, más frías y con bajo contenido de cloruros.
La re-evaluación de esta aguas termominerales ha permitido plantear las evidencias de algunos cambios en los
gradientes físico-químicos estudiados, como una posible respuesta al ambiente neotectónico que denomina en la
franja norte del país.
ANÁLISIS DE FACTORES NATURALES Y HUMANOS EN LA DESTRUCCIÓN DE CARMEN DE URIA,
ESTADO VARGAS
BEZADA M., PACHECO H., GONZÁLEZ O. & GIL R.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto de Ciencias de la Tierra. Lab. de Pedología y Cuaternario.
De todas las áreas afectadas en el estado Vargas por el evento torrencial catastrófico de diciembre de 1999, quizás
el de Carmen de Uria haya sido una de las de mayor impacto por las características de devastación que presentó el
sector luego de la acción destructiva del torrente. Sin embargo, sería superficial catalogar que la desaparición de este
centro poblado haya sido sólo como consecuencia de factores naturales. Por lo tanto hay que profundizar en el
análisis de las causas a objeto de que los errores cometidos no se repitan en un futuro que puede no ser lejano.
En efecto, un análisis retrospectivo de fotografías aéreas, datos de precipitación, análisis geomorfológico y de la
evolución del uso del espacio, nos permiten afirmar categóricamente que la catástrofe ocurrida en Carmen de Uria es
fundamentalmente el resultado de una serie de errores humanos inaceptables, algunos atribuibles a una permisología
corrupta de construcción en áreas de alta sensibilidad ambiental, que no respetó la dinámica natural de una llanura de
inundación, seguida de una mal concebida y populista política de consolidación de barrios.
Nuestro estudio permite establecer que hasta 1955, el área ocupada por Carmen de Uria, no existía como tal, el
límite norte de frente al mar era un estrecho cañón topográfico conocido como Boca de Uria, detrás del cual se
encontraba un valle por el cual corría el río Uria adosado al escarpe de una terraza de probable edad Holoceno, que
se encontraba a su margen derecho y ocupaba un 40 % del fondo del valle. El otro 60 % estaba ocupado por la
llanura de inundación ubicada a la margen izquierda del río.
Hasta 1954 el área de la terraza fue utilizada exclusivamente en la actividad agrícola, ya que con las crecidas
excepcionales como la ocurrida en febrero de 1951 y en particular en la parte norte, también fueron afectadas por las
inundaciones. En 1955, con fines turísticos-recreacionales, se empezó una modificación topográfica total, la cual
podemos resumir así: se elimina el cerro que cierra el valle y con él desaparece el cañón. El material removido fue
utilizado como relleno para extender el área plana de la terraza hacia la izquierda, de tal manera que para el río Uria
se construye un canal artificial, adosado a la vertiente rocosa, el cual, inexplicablemente, en algunos sectores no
alcanzaba los dos metros de ancho. Este proyecto urbanístico se paralizó en 1956. Diez años más tarde sus dueños
originales tratan de reactivar el proyecto reclamando sus derechos sobre estos terrenos.
La historia que sigue parece ser más común: invasión de los terrenos, seguidos de la política de consolidación de
barrios. Nadie se preocupó por el estudio de la dinámica geomorfológica del área, aun conociéndose que la misma
fue parcialmente destruida en 1951. En 1993 estudios de ingeniería municipal de Vargas alertaban sobre la eventual
catástrofe en casos de lluvias excepcionales, estas advertencias no fueron estimadas. Con los montos pluviométricos
caídos en diciembre de 1999 se produjeron caudales torrenciales suficientes para que el río buscara su cauce original
y removiera el área rellenada en 1955-56, que en 1999 correspondía a un 40 por ciento del área urbanizada.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Temas de Vargas
ASPECTOS MORFOMÉTRICOS DE LA CUENCA DEL RÍO PIEDRA AZUL, ESTADO VARGAS,
VENEZUELA, SU RELACIÓN CON LA GÉNESIS DE MOVIMIENTOS EN MASA.
(Morphometric aspects of the Piedra Azul river, Vargas state, Venezuela, its relationship with mass
movements origin)
GONZÁLEZ Z., RODRÍGUEZ R. & MÉNDEZ W.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto. de Ciencias de la Tierra. Email: [email protected]
La cuenca del Río Piedra Azul localizada en la vertiente norte de la Cordillera de La Costa (10º32’16”–10º35’55”
N y 66º54’05”–66º57’44” O) en el estado Vargas, fue uno de los varios sistemas fluvio-torrenciales donde se
activaron deslizamientos y flujos de detritos de grandes magnitudes, como una respuesta ante la precipitaciones
extremas a las cuales estuvo sometida la región en Diciembre de 1999. Es por ello que esta investigación tiene como
propósito determinar y analizar las características morfométricas de la cuenca del río Piedra Azul, para establecer el
comportamiento de la red de drenaje y la evolución topográfica e hipsométrica, asociada a la morfodinámica del
sistema.
El estudio se basó en cálculos y mediciones morfométricas, sobre cartas topográficas del área de estudio a escalas
1:5.000 y 1:25.000, y se complementó con trabajos de campo. El sistema de la cuenca de drenaje del río Piedra Azul,
se caracteriza por presentar una red de cursos de agua de régimen efímero, con patrones dendríticos a sub-paralelos,
y textura gruesa, lo cual refleja un control de la geología, la vegetación y el suelo sobre los procesos erosivos, y
determinan a su vez la densidad de drenaje. De acuerdo con la curva hipsométrica de la cuenca, se pudo establecer
que la misma se encuentra en un estado de madurez.
Los resultados obtenidos de la jerarquización (orden y magnitud) de los cursos de agua del sistema, muestran que
el río Piedra Azul es de 5to orden. Esta cuenca ocupa una superficie de 22,3 km2, con un perímetro de 23 km, y una
altura máxima de 1.950 m s.n.m (Topo Infiernito). El relieve montañoso se caracteriza por el entallamiento profundo
de los valles fluviales en forma de “V”, con pendientes abruptas largas y de superficies significativas, originan
condiciones favorables para la generación de movimientos en masa en las vertientes de la cuenca.
GEOMORFOLOGÍA DE LAS CUENCAS MEDIA Y BAJA DE LOS RÍOS PIEDRA AZUL Y OSORIO,
ESTADO VARGAS, VENEZUELA
IZTÚRIZ A. & SUÁREZ C.
UPEL. Dpto de Ciencias de la Tierra. Núcleo de Investigación: Estudios del Medio Físico Venezolano.
Email: [email protected] ; [email protected]
El área de estudio se localiza en la vertiente Norte de la Serranía del Ávila, específicamente en las cuencas de los
ríos Osorio (La Guaira) y Piedra Azul (Maiquetía). El objetivo del trabajo fue la caracterización y sectorización del
curso de los ríos mencionados en la parte media y baja. La metodología utilizada consistió en la interpretación
aerofotográfica-cartográfica y trabajo de campo.
El río Osorio presenta en su cuenca alta y media un cañón, fuerte pendiente, y lecho rocoso hasta
aproximadamente la construcción colonial denominada La Pólvora; luego discurre sobre aluviones de la llanura de
inundación y el abanico aluvial hasta su desembocadura. El río Piedra Azul tiene un cañón rocoso de mayor longitud
que el río Osorio, en el área de las antiguas canteras el valle se amplia y el río corre sobre material de relleno aluvial;
al llegar al sector El Rincón escurre sobre los depósitos del abanico aluvial hasta su desembocadura en el mar.
Durante el desastre de diciembre de 1999 los ríos Osorio y Piedra Azul experimentaron rellenos y cambios
notables de dirección del cauce, utilizando en algunos casos las calles de los poblados como lechos, esta migración
es característica de los procesos sedimentarios de un abanico aluvial. La sectorización de los causes de estos dos ríos
es un elemento a considerar en los planes de prevención y mitigación de riesgos socio-naturales en las poblaciones
de La Guaira y Maiquetía.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Temas de Vargas
USO ACTUAL DEL ESPACIO Y SU POSIBLE INFLUENCIA EN LA CALIDAD DE LAS AGUAS DE
CONSUMO HUMANO EN LA CUENCA DEL RÍO PIEDRA AZUL, ESTADO VARGAS.VENEZUELA.
PACHECO H., BARRIENTOS Y. & RUÍZ S.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto. de Ciencias de la Tierra.
Núcleo de Investigación Estudios del Medio Físico Venezolano. Caracas 1021.
Email: [email protected]
(Texto completo de 12 p. en CD anexo, carpeta 34. Full text of 12 p. in enclosed CD, file 34)
El presente estudio tiene como objetivo ubicar espacialmente las posibles fuentes de polución biológica en las
aguas del río Piedra Azul, cuenca media, utilizadas para el consumo humano por parte de la población del barrio El
Rincón, Maiquetía, estado Vargas. El análisis de las aerofotos 3225, 3226, 3227, 800, 801 y 802 de la misión 030602
marzo y diciembre 1999 no evidencian intervención antrópica en la cuenca media del río, que expliquen la carga
bacteriana de estas aguas. Se revisaron los materiales cartográficos para la cobertura total de la cuenca, se consultó el
levantamiento 1: 50.000 del área metropolitana de Caracas de 1984; encontrándose en la carta D-43, que cubre parte
de la divisoria de aguas del cerro El Ávila, marcadas evidencias de intervención.
Adicionalmente se revisó el ortofotomapa de CARTOCENTRO 6847-IV-S0 a escala 1: 25.000, de 1994
evidenciando los mismos rasgos de la intervención. Los resultados indican que para 1984 existía un área de 70 ha
con fuerte intervención por actividades agropecuarias en la cuenca alta del río Piedra Azul; mientras que para 1994 el
área intervenida se cuantificó en 135 ha que representa un 11% del área total cultivada (1.243 ha) dentro del Parque
Nacional El Ávila (MONEDERO & GUTIÉRREZ 2001).
Esta investigación ha permitido la identificación de seis asentamientos: El Peñón, El Palmar, Los Flores, Gato
Negro, Castillo Blanco, Castillo Negro así como otras haciendas que drenan sus aguas servidas a la cuenca media del
río a través de las quebradas Santa Rita y dos Ríos tributarios del Río Grande y este del río Piedra Azul, ocasionando
un problema de salud pública, sí tomamos en cuenta que estas aguas son consumidas crudas sin tratamiento
convencional alguno, por parte de la población del barrio El Rincón.
EXPANSIÓN TEMPORO-ESPACIAL URBANA DE LA GUAIRA, DURANTE EL PERÍODO 1736-1997
PACHECO H., SUÁREZ C., GÓMEZ J. & VILLARROEL V.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto de Ciencia de la Tierra. Núcleo de Investigación: Estudios del Medio
Físico Venezolano. Email: [email protected]
El conocimiento exhaustivo de la ocupación, en uso y manejo del espacio es un requisito indispensable para el
óptimo aprovechamiento de los recursos y la planificación urbana. En tal sentido, el objetivo fundamental de este
trabajo es determinar la tendencia de la expansión temporo-espacial urbana de La Guaira, estado Vargas, durante el
periodo 1736–1997.
Para ello se utilizaron diferentes productos cartográficos (históricos y recientes) a distintas escalas, los cuales
fueron empleados como base para calcular las áreas de los asentamientos urbanos en los años: 1736, 1742, 1767,
1778, 1997, usando un planímetro digital.
Los resultados indican un incremento de 86 ha en un periodo de 261 años, los cual representa un 520 % de
aumento de área urbanizada en relación al año inicial. Se evidenció una tendencia de la ocupación espacial hacia el
este y el sur, por tres razones fundamentales: (a) la existencia de zonas relativamente planas representadas por la
llanura de inundación y el abanico del río Osorio que facilitaba la construcción de viviendas, (b) la cercanía del río
que garantiza la disponibilidad del recurso hídrico inmediato y (c) la actividad portuario y comercial que generaba
empleos, las consecuencias de esta expansión es la ocupación de áreas de gran inestabilidad geológica, que genera un
alto nivel de riesgo de la población ante algún evento detonante como sismos y/o precipitaciones extremas como las
ocurridas en la parte del norte del territorio venezolano en diciembre de 1999.
Con base en lo expuesto anteriormente se recomienda: 1- la revisión de los esquemas de planificación territorial de
la parroquia La Guaira, tomando en cuenta todos los factores de riesgo. 2- organizar el territorio con propósito de
controlar el crecimiento poblacional y disminuir su vulnerabilidad ante los fenómenos naturales.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Temas de Vargas
CONTENIDOS DE HIERRO TOTAL Y ALUMINIO EN LAS AGUAS DEL RÍO PIEDRA AZUL,
ESTADO VARGAS, VENEZUELA
(Total iron and aluminium contents from Piedra Azul river, Vargas state, Venezuela)
RUÍZ S., SUÁREZ C., BARRIENTOS Y., DEVIA B & PERDOMO Y.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Email: [email protected]
La utilización de aguas superficiales para el consumo humano plantea retos relacionados con la concentración de
ciertas especies químicas como hierro total y aluminio en el río Piedra Azul, estado Vargas. El objetivo del presente
trabajo fue determinar las concentraciones de varias especies químicas entre ellas hierro total y aluminio. Para la
determinación de estas dos especies se utilizó las técnicas de espectrometría de absorción atómica y plasma (UCVCentro de Química Analítica).
Las muestras de agua se recolectaron mensualmente para el período mayo 2001-2002, a 213 m s.n.m, en la cuenca
media- baja, del dique de represamiento-acueducto rural, limitando áreas de contacto del litodemo Asociación
Metamórfica La Costa (URBANI 2000).
Los resultados obtenidos indican valores promedios de hierro total de 0,38 ppm y aluminio 7,47 ppm, que superan
los máximos permisibles para el agua de consumo humano (COVENIN 1982, MARNR 1995; MSAS 1998). Las fuentes
de suministro de hierro total y aluminio están relacionadas con las rocas metamórficas aflorantes pertenecientes al
Esquisto de Tacagua, serpentinitas, anfíboles, Complejo San Julián y Augengneis de Peña de Mora que poseen una
mineralogía compuesta por epidoto, serpentinas, anfíboles, biotita, moscovita, feldespato, clorita y productos de
meteorización como ilita.
La ingesta de agua cruda y los contenidos de estas especies químicas ameritan el tratamiento convencional
respectivo y la toma de decisiones por parte del gobierno local y las comunidades para la solución de este problema
de salud pública.
GEOMORFOLOGÍA DE QUEBRADA SECA, AFLUENTE DEL RÍO PIEDRA AZUL, ESTADO VARGAS
SUÁREZ C. & PACHECO H.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto. de Ciencias de la Tierra. Email: [email protected]
El área de estudio es la cuenca hidrográfica de Quebrada Seca, o La Comadre, afluentes del río Piedra Azul. El
objetivo es caracterizar geomorfológicamente la cuenca para determinar los factores de riesgo que ocasionan
desastres. La metodología utilizada consistió en la revisión bibliográfica, análisis de mapas temáticos, estudios
aerofotogramétricos y trabajo de campo. Los resultados preliminares indican las siguientes características de
Quebrada Seca: área de la cuenca 2 km2, régimen perenne, predominio de rocas metamórficas de la unidad Esquisto
de Tacagua, pendientes altas del cauce y vertientes, área afectada por deslizamientos superficiales, en diciembre de
1999, 95.000 m2, y transporte de flujo torrenciales que afectaron zonas pobladas de la parroquia Maiquetía. Es
necesario elaborar una cartografía de riesgos de la cuenca de Piedra Azul, que considere los procesos y efectos
ocurridos en 1999 en el afluente Quebrada Seca, con la finalidad de reducir daños futuros a la población.
ACUEDUCTOS RURALES EN LAS CUENCAS DE LOS RÍOS OSORIO Y PIEDRA AZUL, ESTADO
VARGAS
SUÁREZ C., BARRIENTOS Y. & RUÍZ S.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto. de Ciencias de la Tierra. Núcleo de Investigación: Estudios del Medio
Físico Venezolano. Email: [email protected]
(Texto completo de 13 p. en CD anexo, carpeta 35 Full text of 13 p. in enclosed CD, file 35)
El evento hidrometeorológico de diciembre de 1999 en Vargas evidenció la necesidad de utilizar los recursos
hídricos propios de la zona para el abastecimiento humano. Las localidades ubicadas en las partes altas de las
poblaciones del estado Vargas mantienen total dependencia de las aguas de los ríos. El presente estudio tuvo como
objetivo la caracterización de los sistemas de acueductos rurales de las cuencas de Osorio y Piedra Azul.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Temas de Vargas
La metodología utilizada consistió en trabajos de campo, entrevistas a los directivos de las asociaciones de
vecinos, recolección y análisis microbiológico de aguas. Los acueductos son del tipo de gravedad, con captación
directa del río, estructura de tanque de hormigón en Osorio, distribución por tubos pvc de 65 mm de diámetro y tubos
menores domiciliarios; el tratamiento y desinfección se realiza en Osorio, pero está ausente en Piedra Azul.
Los valores promedios de potabilidad del agua para organismos heterotróficos, coliformes totales y coliformes
fecales, señalan que estas aguas no son aptas para consumo humano y requieren tratamiento convencional para su
depuración. Estos acueductos rurales proporcionan agua impura a los usuarios; deben implementarse sistemas de
tratamiento para su potabilización; es necesario desarrollar campañas educativas acerca de la problemática de salud;
los gobiernos locales deben intervenir para solucionar la situación de salud pública relacionada con el agua.
RÍO OSORIO: 300 AÑOS DE RETROSPECTIVA DE DESASTRES AMBIENTALES EN LA GUAIRA,
ESTADO VARGAS, VENEZUELA
(Osorio river: 300 retrospective years of environmental disasters at La Guaira. Vargas State, Venezuela)
SUÁREZ C.; BARRIENTOS Y.; BEZADA M. & MÉNDEZ W.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto. de Ciencias de la Tierra. Email: [email protected]
El registro histórico reporta que el río Osorio ha originado aludes torrenciales e inundaciones en diversas
ocasiones: 1740, 1780, 1797, 1798, 1812, 1900, 1944, 1948, 1951, 1972, 1980 y 1999, habiendo sido esta última,
particularmente destructiva, ya que afectó sectores muy poblados con infraestructura del tipo habitacional, educativa,
comercial, dependencias públicas, turísticas, religiosas y la zona colonial (monumentos, museos y sitios históricos).
El presente trabajo tuvo como objetivo ofrecer una cronología de eventos adversos fundamentalmente aludes
torrenciales, inundaciones y deslizamientos en la cuenca del río Osorio desde 1740 hasta diciembre de 1999. La
metodología utilizada fue la revisión de fuentes bibliográficas, hemerográficas, planos antiguos, obras, colecciones
de artes y trabajos de campo.
La información obtenida ratifica la ocurrencias de eventos catastróficos, cuyas descripciones y representaciones
señalan: la presencia de grandes bloques de rocas en el cauce del río y dentro de las viviendas, antiguas
fortificaciones afectadas por inundaciones, empleo de cantos rodados en los cimientos de viviendas y fortificaciones
y sólidos puentes de arco: Puente de Jesús, Puente del Dulce Sueño, Caja de Agua, San Juan de Dios, Las Trincheras
(Puente de Tabla), verdaderos testigos estoicos de más de 300 años de caudales devastadores.
La visión retrospectiva presentada, permitió corroborar el impacto que distintos eventos adversos tuvieron sobre la
población varguense, expresadas en la representación gráfica realizada por artistas y un significativo número de
ilustres naturalistas, científicos y embajadores que visitaron el Puerto de La Guaira desde finales del siglo XVIII y
durante el siglo XIX.
CARACTERÍSTICAS DEL CURSO DE LOS RÍOS PIEDRA AZUL Y OSORIO. ESTADO VARGAS.
VENEZUELA
SUÁREZ RUIZ C. & IZTÚRIZ A.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto de Ciencias de la Tierra. Núcleo de Investigación Estudios del Medio
Físico Venezolano. Email: [email protected]
El área de estudio se localiza en la vertiente Norte de la Serranía del Ávila, específicamente en las cuencas de los
ríos Osorio (La Guaira) y Piedra Azul (Maiquetía). El objetivo del trabajo fue la caracterización y sectorización del
curso de los ríos mencionados en la parte media y baja.
La metodología utilizada consistió en la interpretación aerofotográfica y cartográfica, y trabajo de campo. El río
Osorio presenta en su cuenca alta y media un cañón, fuerte pendiente, y lecho rocoso hasta aproximadamente la
construcción colonial denominada La Pólvora; luego discurre sobre aluviones de la llanura de inundación y el abanico
aluvial hasta su desembocadura.
El río Piedra Azul tiene un cañón rocoso de mayor longitud que Osorio, en el área de las antiguas canteras el valle
se amplía y el río corre sobre material de relleno aluvial; al llegar al sector El Rincón escurre sobre los depósitos del
abanico aluvial hasta su desembocadura en el mar.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Temas de Vargas
Durante el desastre de diciembre de 1999 los ríos Osorio y Piedra Azul experimentaron relleno y cambios notables
de dirección del cauce, utilizando en algunos casos las calles de los poblados como lechos, esta migración es
característica de los procesos sedimentarios de un abanico aluvial. La sectorización de los cauces de estos dos ríos es
un elemento a considerar en los planes de prevención y mitigación de riesgos socio-naturales en las poblaciones de La
Guaira y Maiquetía.
DETERMINACIÓN DE ÁREAS DE AMENAZAS NATURALES EN LAS CUENCAS DE LOS RÍOS
OSORIO Y PIEDRA AZUL, LA GUAIRA ESTADO VARGAS, APLICANDO LOS SISTEMAS DE
INFORMACIÓN GEOGRÁFICA
TORREALBA M. & PACHECO H.
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Dpto de Ciencias de La Tierra. Núcleo de Investigaciones: Estudio del
Medio Físico Venezolano. Email: [email protected]
Bajo el contexto del proyecto de investigación UPEL-CONCIT “Campaña educativa comunidad-escuela para la
mitigación de los riesgos socio naturales asociados a las cuencas de los ríos Osorio y piedra azul, de la Guaira, estado
Vargas”. Se han determinado unidades cartográficas a escala 1:10.000 y ampliaciones a 1:5000 en las áreas urbanas,
con el objetivo de ubicar, tipificar y clasificar las amenazas naturales y su impacto sobre la sociedad específicamente
aquellas ligadas a fenómenos hidrometeorológicos, de sismicidad y geotecnia.
Esta evaluación espacial se logró utilizando los sistemas de información geográfica (ARCINFO 3.2.1 y
ARCVIEW 3.2) a partir de la creación y organización de una base de datos que incluye nueve variables físicosnaturales estrechamente asociadas a la dinámica de las cuencas hidrológicas y que inciden en situaciones de
desastres. Los parámetros del paisaje fueron interrelacionados y analizados a través de un modelo espacial
multicriterio y de ponderación, permitiendo llegar a una zonificación de amenazas naturales.
Los resultados estarán estrechamente ligados a la elaboración de un mapa de riesgo para emprender un plan
educativo comunidad-escuela en la reducción de la vulnerabilidad del sector educativo a los peligros socio-naturales
en el área, con propósito no sólo en el ámbito de la generación de una cultura a la gestión del riesgo y el desastre,
sino también en la búsqueda de estímulos a la participación de las escuelas en la comunidad para desarrollar
soluciones concretas y ajustadas a sus necesidades y posibilidades.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geología
TRABAJOS ESPECIALES DE GRADO DE GEOLOGÍA
N° Carpt
Pág.
1
36 ABUHAZI A., DOS SANTOS F. & NUNES M. Sedimentología y estratigrafía de las formaciones
Coche y Tortuga en la península de Araya.
89
2
37 ACERO M. H. & DOMÍNGUEZ J. Estudio geológico – geotécnico y evaluación de las
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condiciones del terreno que constituye el campus de la Ciudad Universitaria de Caracas
(CUC).
BORNO S. & OJEDA V. Estudio bioestratigráfico de los depósitos de edad Mioceno que
afloran a lo largo de la quebrada el Paují y en la sección de carretera Urumaco-Pedregal,
estado Falcón.
CONTRERAS O. Estudio geológico de rocas sedimentarias y metamórficas en el área San
Carlos, El Pao, estado Cojedes.
ESPARIS E. & HERNÁNDEZ O. Integración y actualización geológica del área comprendida
entre las poblaciones de Churuguara y Piedra Grande, estados Falcón y Lara.
GONZÁLEZ A. & VÁSQUEZ D. Modelo sedimentológico y estratigráfico de las arenas de
petróleo y gas pertenecientes a las formaciones Oficina y Merecure en el campo Socororo
Oeste, estado Anzoátegui.
LINARES J. & RIVAS F. Estudio geológico de superficie de la Formación Palmarito al norte de
la ciudad de Mérida, entre las localidades de San benito (vuelta de Lola) y Ejido.
MENDI D. & RODRÍGUEZ E. Integración geológica de la península de Paraguaná, estado
Falcón.
PADILLA J. Caracterización de ambientes sedimentarios carbonático - recientes de aguas
someras presentes en la isla Gran Roque, parque nacional Archipiélago Los Roques,
Dependencias Federales.
PENÍN J. & VILLARROEL V. Integración y actualización geológica del área de Jacura y
Capadare, estado Falcón.
PEÑA L. Estudio de riesgo geológico en el sector Maiquetía-Caraballeda, estado Vargas.
RANGEL M. D. Caracterización y predicción de fracturas en yacimientos siliciclásticos, área
de Tácata, Anzoátegui nororiental. Venezuela.
REKOWSKI F. & RIVAS L. Integración geológica de la isla de Margarita, estado Nueva
Esparta.
TORRES J. G. Caracterización geoquímica de la Formación Aguardiente en la presa La
Vueltosa, Santa María de Caparo, estado Mérida.
WAGNER R. Estudio estructural regional y análisis de deformaciones recientes en el frente de
montaña de la Serranía del Interior Oriental y en la parte norte de subcuenca de Maturín.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geología
SEDIMENTOLOGÍA Y ESTRATIGRAFÍA DE LAS FORMACIONES COCHE Y TORTUGA EN LA
PENÍNSULA DE ARAYA
ABUHAZI A., DOS SANTOS F. & NUNES M.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2004.
Tutor: Víctor PADRÓN
(Texto completo de 144 p. en CD anexo, carpeta 36 Full text of 144 p. in enclosed CD, file 36)
Se realizó la caracterización sedimentológica, correlación estratigráfica y la determinación de la edad de las
formaciones Coche y Tortuga que afloran en la parte más occidental de la Península de Araya. Así mismo, se
caracterizan los conglomerados de la Formación Coche en base a sus características sedimentológicas, estructuras,
texturas y fábrica; igualmente se caracterizan los carbonatos de la Formación Tortuga; y se determina su edad en
base a foraminíferos, para finalmente determinar la correlación existente entre ambas unidades. Debido a su relación
lateral, la presencia de fósiles (foraminíferos y moluscos) en la Formación Tortuga y lo inexacto de la edad de la
Formación Coche, se hace necesario el estudio detallado de ambas formaciones, su correlación y equivalencia lateral.
Se establecieron 7 litofacies, con las cuales se definieron 2 asociaciones de litofacies. Se determinó la correlación
entre ambas formaciones, demostrando que existe una variación lateral de ambientes, siendo un abanico deltaico
medio ubicado en la parte mas oriental de la zona de estudio, Formación Coche, que hacia el oeste se convierte en un
abanico deltaico distal, luego transicionalmente grada a un ambiente de plataforma marina (Formación Tortuga).
Ambas unidades se depositaron en ambientes sedimentarios distintos pero en un mismo tiempo; y con base en la
edad determinada por ESTÉVEZ et al. (2001), a través 14C (38 +/- 1 ka) en la Formación Tortuga, se asignó una edad
Pleistoceno Superior para esta formación, y del mismo modo para la Formación Coche. Se define un nuevo miembro
estratigráfico.
ESTUDIO GEOLÓGICO – GEOTÉCNICO Y EVALUACIÓN DE LAS CONDICIONES DEL TERRENO
QUE CONSTITUYE LA CIUDAD UNIVERSITARIA DE CARACAS
ACERO M. H. & DOMÍNGUEZ J.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2005
Tutores: Feliciano DE SANTIS y Melín NAVA HUNG
(Texto completo de 125 p. en CD anexo, carpeta 37. Full text of 125 p. in enclosed CD, file 37)
Se realizó un modelo geológico-geotécnico y la evaluación de las condiciones del terreno que constituyen el
campus de la Ciudad Universitaria de Caracas (CUC), a partir de seis mapas temáticos y la caracterización
geotécnica del subsuelo mediante la realización de cinco perfiles.
La información geológica del área se obtuvo a partir de 17 afloramientos al pie del Jardín Botánico y cerro Sierra
Maestra, utilizando como base cartográfica un mapa topográfico a escala 1: 2.500; y con la interpretación de las
fotografías aéreas del año 1936.
La litología está caracterizada principalmente por un predominio de esquisto carbonático–cuarzoso–micáceo
perteneciente al Esquisto de Las Mercedes. La hidrografía muestra que el río Guaire no ha sufrido grandes cambios
en su trayectoria original, mientras que en el río Valle, si sufrió una modificación durante su canalización, debido a
una rectificación del cauce.
El análisis de las propiedades geotécnicas de los sedimentos se ejecutó a partir de los estudios realizados durante la
construcción de la misma, recopilados principalmente de los archivos encontrados en la Casona Ibarra. Se cartografió
la ubicación de 278 perforaciones y 4 pozos de agua, de lo que se obtiene que los suelos están constituidos
predominantemente de material denso–semiduro y rígido, caracterizado por arcillas de baja plasticidad arenosas (CL)
y arenas con alto contenido de finos de baja plasticidad (SM-SC), el cual se estima como un subsuelo de predominio
cohesivo.
La profundidad de la base rocosa se estimó hasta aproximadamente 60 m de profundidad desde el pie del Jardín
Botánico y del cerro Sierra Maestra profundizándose al sureste. La respuesta dinámica del perfil del suelo y su forma
espectral se clasificó como S1 con coeficiente de corrección de aceleración horizontal 1 m/s² y S2 con coeficientes
de corrección de aceleración horizontal 0,90 y 0,95 m/s², a las profundidades de < 15 m, 15 – 50 m y ≤ 50;
considerando un manto de meteorización de 10 m.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geología
Las edificaciones altas de la CUC con períodos de vibración de aproximadamente 1 s, tienen amplificaciones
menores respecto a las edificaciones bajas con dos o menos plantas, debido a que los períodos estimados de
vibración natural del suelo son períodos cortos que varían de 0,2 a 0,4 s; por lo que se estima que la zona presenta
mayor probabilidad de ser afectada por sismos cercanos a intermedios.
ESTUDIO BIOESTRATIGRÁFICO DE LOS DEPÓSITOS DE EDAD MIOCENO QUE AFLORAN A LO
LARGO DE LA QUEBRADA EL PAUJÍ Y EN LA SECCIÓN DE CARRETERA URUMACO-PEDREGAL,
ESTADO FALCÓN
BORNO S. & OJEDA H.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. 2004.
Tutores: Olga REY y Ricardo ALEZONES
(Texto completo de 105 p. en CD anexo, carpeta 38. Full text of 105 p. in enclosed CD, file 38)
El presente trabajo es el resultado del estudio bioestratigráfico de los depósitos de edad Mioceno que afloran en las
quebradas El Paují, El Puerco y Cochino y en una sección de la carretera Urumaco-Pedregal, estado Falcón. Se
reconocieron en orden estratigráfico ascendente, las formaciones Agua Clara, Cerro Pelado, Socorro y Urumaco.
Para la determinación de la paleoecología y la calibración de las edades se realizó un muestreo detallado de las
secciones antes mencionadas. El conjunto de foraminíferos identificados en la sección estratigráfica objeto de este
estudio, se caracteriza por mostrar un número bajo de individuos, los cuales se presentan recristalizados y mal
preservados. De un total de 123 muestras analizadas, el 51% de las mismas resultaron estériles. En las muestras que
contenían foraminíferos, se observó un dominio de los géneros bénticos sobre los pláncticos en la mayoría de los
casos.
A continuación se presenta de manera cuantitativa los géneros y especies identificados de acuerdo con la
clasificación taxonómica de foraminíferos bénticos y foraminíferos pláncticos:
a) Foraminíferos bénticos: Suborden Rotaliina: 25 géneros y 69 especies. Suborden Textulariina: 6 géneros y 15
especies. Suborden Miliolina: 8 géneros y 13 especies. b) Foraminíferos pláncticos: 8 géneros, 34 especies y 4
subespecies.
Para los foraminíferos bénticos se realizo un análisis estadístico utilizando el programa “Multi Variate Statistical
Package” (MVSP 3.1), usando como herramienta los siguientes parámetros: método “Centroid” del análisis de
“Cluster”, el cual permite dar un punto medio en las ramas y el coeficiente de similitud de Gower, los cuales
permitieron determinar la paleobatimetría y la paleocología de la zona de estudio. Otros criterios utilizados para el
estudio de los foraminíferos bénticos fueron: Relación foraminíferos – ostrácodos, Relación pláncticos – bénticos
(P/B), graficación triangular basado en la estructura de la pared, Porcentaje de foraminíferos arenáceos y/o
miliólidos, Índice de diversidad (Índice Fisher) e Índice Tau (los dos últimos se usaron mas no arrojaron resultados
confiables), reconociendo cuatro biofacies que a su vez se dividieron en subfacies y se utilizaron para identificar
ambientes de llanura deltáica, laguna y ambientes de plataforma media a interna.
En la formaciones Agua clara y Cerro Pelado se identificaron dos biofacies (A1 y A2) (Fig. 1), correspondientes a
ambientes de plataforma media a interna y ambiente de llanura deltáica y/o pantanos salobres (influencia marina)
respectivamente. En la Formación Querales se identificaron las bifacies (B1 y B2), la primera ubicada en la base de
la unidad, sugiere un ambiente de plataforma interna, en transición con lagunas hipersalinas y la segunda ubicada
hacia el tope presenta un ambiente de plataforma interna. En la Formación Socorro se identificaron tres biofacies
(C1, C2 y C3) (Fig. 1), indicando ambientes nerítico superior a marino costero con influencia de aguas salobres con
algo de turbidez, ambientes de plataforma interna asociados con lagunas hipersalinas, lagunas litorales y ambientes
ubicados en zonas de turbulencia próximo costera y plataforma interna.
En la Formación Urumaco se determinaron cuatro biofacies (D1, D2, D3 y D4), características de ambientes
costeros con influencia deltáica, ambientes de plataforma media a interna, ambientes marinos de plataforma interna
con influencia continental y ambientes de laguna salobre a hipersalina. En general, el conjunto de foraminíferos
pláncticos es pobre, se reconocieron las zonas de Gobligerinella insueta en la Formación Agua Clara (Mioceno
Temprano) y la zona de la Goborotalia fohsi peripheroronda en la Formación Querales (Mioceno Medio), para el
resto de las unidades se utilizaron los datos reportados por HAMBALEK (1993).
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geología
ESTUDIO GEOLÓGICO DE ROCAS SEDIMENTARIAS Y METAMÓRFICAS EN EL ÁREA SAN
CARLOS-EL PAO, ESTADO COJEDES
CONTRERAS O.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica.
Tesis de Magister en Ciencias Geológicas. Caracas 2000.
Tutor: Wolfgang SCHERER GRUBER
(Texto completo de 97 p. en CD anexo, carpeta 39. Full text of 97 p. in enclosed CD, file 39)
Se realizó el estudio geológico de las rocas sedimentarias y metamórficas que afloran en el área San Carlos-El Pao
del estado Cojedes con el fin de estudiar las relaciones estratigráficas entre unidades Cretácicas y más antiguas, para
lo cual se revisaron siete localidades.
Las rocas sedimentarias son en su mayoría calizas pelágicas de color gris, gris oscuro a negro, ocasionalmente
fétidas, asociadas en la quebrada Corozal al Complejo Tinaco, dentro de éstas calizas se encuentran embebidos
olistostromos de calizas plataformales arenosas de grano grueso con fragmentos de chert.
En base a la edad se pueden establecer dos grupos de calizas, un grupo ubicado en la quebrada Corozal
probablemente de edad Cretácico Temprano, correlacionable al Miembro Machiques del Grupo Cogollo de
Venezuela occidental y otro grupo ubicado en la carretera El Pao - El Baúl de edad Cretácico Tardío, equivalente a la
edad de la Formación La Luna, pero de una facies drásticamente distinta, no correlacionable con esta última
formación. En el área estudiada se encuentran por lo menos dos ambientes sedimentarios totalmente diferentes, un
ambiente de aguas profundas y otro ambiente de plataforma.
Es de resaltar, la existencia de un importante efecto tectónico, mediante el cual se han sobrecorrido las rocas
metamórficas del Complejo de El Tinaco más antiguo sobre la secuencia de rocas carbonáticas, tal como se observa
en la quebrada Corozal.
INTEGRACIÓN Y ACTUALIZACIÓN GEOLÓGICA DEL ÁREA COMPRENDIDA ENTRE LAS
POBLACIONES DE CHURUGUARA Y PIEDRA GRANDE, ESTADOS FALCÓN Y LARA
ESPARIS E. & HERNÁNDEZ O.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2005
Tutor: Ricardo ALEZONES
(Texto completo de 180 p. en CD anexo, carpeta 40. Full text of 180 p. in enclosed CD, file 40)
Este trabajo compila los estudios geológicos existentes en la región sur-central del estado Falcón y norte de Lara.
El mismo se lleva a cabo específicamente en la zona comprendida entre Churuguara y Piedra Grande. El objetivo
principal de esta investigación es la recopilación, actualización e integración geológica – cartográfica, a partir de la
información existente en trabajos contenida en: Trabajos Especiales de Grado, congresos geológicos nacionales,
mapas e informes (publicados o inéditos), mapas pertenecientes al Ministerio de Energía y Minas (MEM) y mapas
elaborados por la compañía Creole Petroleum Corporation Co. año 1958, obteniéndose 16 hojas geológicas a escala
1:25.000, para luego generar un único mapa geológico a escala 1:50.000.
En la zona de estudio, se determinó que aflora gran variedad de rocas, especialmente al sur, en el límite del estado
Falcón y Lara, como son las rocas de las formaciones Matatere, Casupal, Capadare, rocas ígneas, bloques alóctonos
provenientes de la Formación Barquisimeto. También aflora una secuencia conformada por las siguientes unidades
litoestratigráficas en orden ascendente: Jarillal (Eoceno), El Paraíso, Pecaya, Churuguara (Oligoceno), Pedregoso,
Agua Clara, Casupal, Capadare (Mioceno).
Se elaboraron 6 secciones estructurales generalizadas, a partir de la hoja geológica definitiva, a escala 1:50.000,
igualmente se generaron 4 columnas estratigráficas generalizadas a partir de las secciones estructurales, con la
finalidad de explicar las variaciones laterales y verticales de las unidades presentes en el área de estudio.
También se presenta un informe detallado y sectorizado de la zona, con la finalidad de facilitar el entendimiento de
la disposición de las diferentes unidades en el área de estudio. Además se elaboró un documento que explica la
génesis y los eventos asociados a la misma.
Se estableció que en la zona de estudio existen grandes pliegues que van desde la región de Aracua hasta Piedra
Grande, con una orientación preferencial N70ºE y están concentrados hacia la parte septentrional de la misma,
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geología
envueltos por las unidades de El Paraíso y Pecaya. Igualmente se determinó que el sistema de fallas principal posee
orientación N-O y están concentradas, en su mayoría, hacia el sur dentro de la Formación Churuguara.
MODELO SEDIMENTOLÓGICO Y ESTRATIGRÁFICO DE LAS ARENAS DE PETRÓLEO Y GAS
PERTENECIENTES A LAS FORMACIONES OFICINA Y MERECURE EN EL CAMPO SOCORORO
OESTE, EDO. ANZOÁTEGUI
GONZÁLEZ A. & VÁSQUEZ D.
UCV Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2005.
Tutores: Paúl ROMERO y Paolino LENA
(Texto completo de 182 p. en CD anexo, carpeta 41. Full text of 182 p. in enclosed CD, file 41)
Este trabajo define un modelo sedimentológico y estratigráfico de las arenas U (formaciones Merecure y Oficina),
y de las arenas H y J (Formación Oficina), en el Campo Socororo Oeste que se encuentra dentro del Área Mayor de
Socororo, en el estado Anzoátegui.
El estudio se centra en las formaciones Merecure y Oficina, principales productoras de hidrocarburos en la Cuenca
Oriental de Venezuela. Debido a su importancia se desea determinar la arquitectura de las arenas prospectivas por
medio de la correlación entre registros de pozos y de la representación espacial de las facies para cada unidad.
Para lograr el desarrollo del modelo se correlacionaron las unidades de interés entre los 24 pozos del campo,
evaluándose de cada registro los datos disponibles de potencial espontáneo (curva “SP”), rayos gamma (curva
“GR”), resistividad (curva “RD”) y densidad (curva “RHOB”). La correlación indica las facies presentes en cada
unidad y la distribución de éstas en el subsuelo.
Esta información es representada mediante la construcción de mapas de distribución de facies, que indican cómo
son las relaciones espaciales entre ellas. Junto con los mapas de arena neta y de relaciones “net to gross y arena/lutita
se determinan los ambientes sedimentarios de las unidades estudiadas.
Se propone que las unidades estudiadas se desarrollan en un ambiente fluvio-deltáico. Entre las unidades U5 y U1
se observó una tendencia retrogradante, por la evolución, de base a tope, de ambientes fluviales de canales
entrelazados a sistemas de meandros pertenecientes a la zona proximal de la planicie deltáica. Esta secuencia
culmina con la generación de barras litorales de ambientes costeros, limitada por una superficie de máxima
inundación.
Entre las unidades J1 y H4 se reconoció una tendencia progradante por la transición de canales distributarios a
sistemas fluviales meandriformes. En las secciones estratigráficas se observó que esta transición es afectada por
diversos eventos de inundación, indicando que el ambiente de este intervalo perteneciente a la Formación Oficina se
encuentra dentro de la planicie deltáica, donde la influencia fluvial permite el desarrollo de canales meandriformes
sobre antiguos distributarios.
En definitiva, se determinó la arquitectura de las arenas prospectivas del campo Socororo Oeste, con las cuales se
pueden interpretar zonas de interés en la prospección de hidrocarburos tomando en cuenta los límites de facies
interpretados en cada una de las unidades. Sin embargo, se recomienda enriquecer el modelo sedimentológico y
estratigráfico con estudios de núcleos, modelos estructurales y estudios de las propiedades petrofísicas para estas
unidades.
ESTUDIO GEOLÓGICO DE SUPERFICIE DE LA FORMACIÓN PALMARITO AL NORTE DE LA
CIUDAD DE MÉRIDA, ENTRE LAS LOCALIDADES DE
SAN BENITO (VUELTA DE LOLA) Y EJIDO
LINARES J. & RIVAS F.
ULA. Fac. de Ingeniería, Escuela de Ingeniería Geológica. Mérida. 2003
Tutores: Raúl GARCÍA JARPA y Francisco BONGIORNO
(Texto completo de 197 p. en CD anexo, carpeta 42. Full text of 197 p. in enclosed CD, file 42)
Se realizó un estudio geológico de superficie en el área comprendida entre el sector de San Benito vía El Valle
(Vuelta de Lola) y el sector Manzano Alto, Polígono del Tiro (Ejido), estado Mérida. En dicha zona se encuentran
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Trabajos Especiales de Grado de Geología
unidades comprendidas desde el Paleozoico Superior (formaciones Sabaneta y Palmarito) y del Terciario (Formación
Mucujún).
Los estudios petrográficos realizados a las diferentes litologías que presenta la Formación Palmarito y sus
asociaciones mineralógicas conducen a concluir que estas rocas sufrieron un metamorfismo regional dinamotermal
tipo Barroviano, quedando las rocas ubicadas en las facies de los esquistos verdes, en las subfacies de cuarzo-albitamoscovita-clorita.
Las litología encontrada está conformada por filita, que se presenta de color gris parduzco a verde o gris marrón y
brillo sericítico notable; la mayoría de las rocas están intensamente foliadas. La filita cubre la mayor superficie de la
zona en estudio. La cuarcita se presenta en color gris claro a oscuro, compactas, tamaño del grano muy fino, con
presencia de abundantes y diminutos granos de mica y cuarzo la textura externa es irregularmente sedosa al tacto
también las rocas están intensamente foliadas. Los mármoles presentan color gris claro a gris oscuro, con colores de
meteorización de amarillo a anaranjado y vetas de calcita recristalizada, contienen abundantes fósiles como son:
Fusulina, Parafusulina, Schwagerina, Pseudoschwagerina, Neoschwagerina, Rausella, Niponitell, (Hanzawa),
Globivalvulina, Paraglobivalvulina, la familia Nikiforovelidae (Bryozoa), Rectifenestella sp. (Bryozoa). Por medio
de ellos se pudo datar la Formación Palmarito como Permo-Carbonífero (Carbonífero-Pérmico Medio),
depositándose en un ambiente marino somero.
Se observó una falla inversa que se extiende a lo largo de toda el área de estudio (Falla La Hechicera) la cual se
dispone paralela a la Falla de Boconó, poniendo en contacto en la parte Norte a la Formación Palmarito (Paleozoico
Superior) con la Formación Mucujún (Terciario) y en la parte Nor-Oeste pone en contacto también de falla a la
Formación Palmarito (Paleozoico Superior) con la Formación La Quinta (Jurásico). Los resultados principales están
relacionados con el metamorfismo, edad de la formación y correlación con rocas similares aflorantes en otras
localidades de Los Andes.
INTEGRACIÓN GEOLÓGICA DE LA PENÍNSULA DE PARAGUANÁ, ESTADO FALCÓN (*)
(Geological integration of Paraguaná peninsula, Falcón state, Venezuela)
MENDI D. & RODRÍGUEZ E.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2005.
Tutor: Franco URBANI. UCV Y FUNVISIS
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Texto completo de 184 p. en CD anexo, carpeta 43. Full text of 184 p. in enclosed CD, file 43)
En la zona correspondiente a la Península de Paraguaná, que comprende un área total de 2.273 km2 y con
coordenadas geográficas Latitud Norte 11°30’18’’ (Pta. de Médano Blanco) y 12°11’46’’ (Cabo San Román) y
Longitud Oeste 69°41’07’’ (Punta Grande) y 70°18’05’’ (Punta Salinas), se recopiló, integró y actualizó la
cartografía geológica existente. Se complemento la información geológica en algunas localidades y se elaboró una
síntesis de la evolución geológica de la zona. El trabajo surge de la necesidad de contar con una base geológica de la
Península y con ello formar la capa temática digital de la geología de superficie para su uso en diversas actividades.
Para ello se elaboraron 12 mapas geológico-estructurales, 9 a escala 1:50.000 y 3 a escala 1:25.000, donde se
presentan una serie de unidades ígneo-metamórficas y sedimentarias-geomorfológicas, las cuales se señalan
continuación:
UNIDADES SEDIMENTARIAS
Cuaternario – Holoceno
Planicie de desborde
Qh1 Aluvión fluvial
Planicie litoral marina
Qh2 Dunas
Qh3 Albúferas
Qh4 Marismas
Qh5 Cordones – Playas (II)
Cuaternario – Pleistoceno
Planicie de explayamiento
Qp1 Explayamiento terminal
Piedemonte
Tpp10 Rampa de denudación de margas con coluviacion
Tpp11 Rampa de denudación de lutitas con coluviación
Altiplanicie
Tpp12 Altiplanicie de calizas
Colinas
Tpp13 Colinas de calizas
Tpp14 Colinas bajas de calizas en forma de loma
Formación Cantaure (Mioceno Temprano)
Bajos de ablación
Tmca Relieve de cuesta
Tmca 1 Rocas conglomeráticas (MACDONALD 1976)
Tmca 2 “Lutita de Cocodite” (CREOLE 1968)
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Geos 38. Diciembre 2005.
Qp2 Abanico de explayamiento
Qp3 Rampa coluvial
Qp4 Rampa de explayamiento
Qp5 Rampa de explayamiento mod. disectada (III)
Planicie litoral marina
Qp6 Cordones – Playas (VI)
Qp7 Terraza (X)
Qp8 Terraza moderadamente disectada (X)
Qpea Conglomerado El Alto
Terciario
Formación Paraguaná (Plioceno Temprano)
Planicie litoral marina
Tpp1 Arrecife (VI)
Bajos de ablación
Tpp2 Superficie de ablación marina de calizas
Tpp3a Relieve de cuesta de calizas (IV)
Tpp3b Relieve de cuesta de calizas (VI)
Tpp4a Bajos de ablación de calizas (IV)
Tpp4b Bajos de ablación de calizas (VI)
Tpp5 Bajos de ablación de margas
Tpp6 Relieve de cuesta de calizas
Tpp7 Relieve de cuesta de margas
Tpp8 Rampa de denudación de margas
Tpp9 Rampa de denudación de lutitas
Trabajos Especiales de Grado de Geología
UNIDADES ÍGNEO-METAMÓRFICAS
Unidades de litosfera oceánica
Cretácico
Ksa Basalto de Santa Ana
Ksa2 Basalto porfídico
Ksa1 Basalto afanítico
Ka Diabasa de Arajó
Kc Gabro de Capuana
Kc5 Gabro sausuritizado
Kc4 Gabro pegmatítico gnéisico
Kc3 Gabro pematítico
Kc2 Leucogabro
Kc1 Gabro olivinífero-piroxénico de Siraba
Ker Ultramáficas de El Rodeo
Ker2 Ultramáficas de El Rodeo con alteración
silico-ferruginosa-magnesiana
Ker1 Dunita
Unidades de corteza continental
Jurásico Tardío
Jpn Filita de Pueblo Nuevo
Pérmico
Pea Metagranodiorita de El Amparo
Desde el punto de vista estructural, la Península de Paraguaná es considerada como un bloque tectónico
individualizado por fallas responsables de su geometría actual. Tanto la costa oriental como la occidental están
controladas por fallas de orientación NNO-SSE y dispuestas en échelon; hacia el exterior de la Península, la falla de
Pueblo Nuevo de dirección ONO-ESE constituye el borde norte de las rocas ígneo-metamórficas, y al sur esta
limitada por una falla normal profunda de orientación preferencial E-O.
La Metagranodiorita de El Amparo corresponde a un plutón epizonal, emplazado a poca profundidad, el cual
sufrió un período de deformación y de leve metamorfismo, a fines o inmediatamente después de su emplazamiento.
La Filita de Pueblo Nuevo es principalmente de origen marino, con abundante arena cuarzosa diseminada. Las
relaciones de corte entre la Metagranodiorita de El Amparo y la Filita de Pueblo Nuevo no están claras, se propone
por una parte que se encuentran en contacto de falla con fuerte cataclásis y alteración, y por otra parte se propone que
están en contacto discordante donde se presume la existencia de una roca caja pre-Pérmico (no determina hasta el
momento) que fue intrusionada por El Amparo y luego se depositó Pueblo Nuevo quedando en contacto por procesos
tectónicos del Cretácico Tardío-Paleoceno. Las rocas ígneas máficas y ultramáficas del complejo Santa Ana-ArajóCapuana-El Rodeo presentan una clara afinidad oceánica, que luego fueron llevados hasta su posición actual como
napas durante la interacción de las placas Caribe y Suramericana, quedando dispuestos como un mosaico tectónico.
Los autores exponen las siguientes evidencias que permiten apoyar este origen: poco o ausencia de metamorfismo y
recristalización, magma de carácter oceánico y una raíz de no más de 4 km.
Luego de los diversos procesos dinámicos expuestos anteriormente, en la Península se presentaron las condiciones
favorables para la depositación de sedimentos Terciarios-Cuaternarios, los cuales poseen una notable estabilidad
tectónica que contrasta con las unidades que se encuentran en el resto del estado Falcón, en un ambiente que varía
desde la zona litoral, hasta la plataforma somera, observándose un incremento en la profundidad subiendo en
sección.
De toda la información recolectada y analizada, se propone a manera general el siguiente modelo evolutivo de la
Península: Un primer evento intrusivo coloca la Metagranodiorita de El Amparo (Pérmico) dentro de una roca caja
pre-Pérmico desconocida. Luego sedimentación de la roca precursora de la Filita de Pueblo Nuevo (Jurásico), estas
unidades están relacionadas mediante una posible discordancia erosiva o bien por un contacto tectónico durante el
cual ambas unidades fueron alteradas y deformadas. Posteriormente, durante la colisión oblicua entre las placas
Caribe y Suramérica (Cretácico Tardío-Paleoceno), por medio de un sistema de napas un fragmento de corteza
oceánica fue emplazado sobre la corteza continental. En el Paleoceno-Eoceno inferior se genera un evento distensivo
quedando el bloque de Paraguaná separado del resto del continente, esta etapa distensiva genera fallamientos en
“echelón” formando pilares y fosas, que unido a la erosión diferencial dejan expuesto el Cerro Santa Ana y su
alrededores y la fila de Monte Cano (Metagranodiorita de El Amparo y Filita de Pueblo Nuevo). Posteriormente se
depositaron las secuencias sedimentarias de: Cantaure (Mioceno Temprano), Paraguaná (Plioceno Temprano) y El
Alto (Pleistoceno). Hasta el presente la Península se ha comportado como un bloque separado el cual sigue en
levantamiento, evidenciado por terrazas, cordones, playas expuestas, y por la formación del Istmo de Los Médanos.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geología
CARACTERIZACIÓN DE AMBIENTES SEDIMENTARIOS CARBONÁTICO - RECIENTES DE AGUAS
SOMERAS PRESENTES EN LA ISLA GRAN ROQUE, PARQUE NACIONAL ARCHIPIÉLAGO
LOS ROQUES, DEPENDENCIAS FEDERALES
PADILLA J.
UCV. Fac. de Ingeniería, Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2003.
Tutores: Rafael FALCÓN y María Eugenia SANDOVAL
(Texto completo de 116 p. en CD anexo, carpeta 44. Full text of 116 p. in enclosed CD, file 44)
Se estudiaron los sedimentos depositados en los ambientes marinos someros recientes, presentes en la isla Gran
Roque ubicada en la zona noreste del Parque Nacional Archipiélago Los Roques. En total se registraron seis facies
para sedimentos no consolidados y dos para roca de playa distribuidas entre nueve ambientes sedimentarios ubicados
dentro de las zonas supramareal, intermareal y submareal. Además se determinaron cinco biofacies definidas por la
presencia de Acropora palmata, A. cervicornis, Amphistegina sp Archaias sp, Ostrácodos – Ammonia sp y
miliólidos.
De la misma forma, se estableció que los ambientes sedimentarios recientes se desarrollan dentro de una etapa de
diagénesis temprana, abarcando las zonas marino freática estancada y activa, vadosa de agua dulce y de mezcla.
Igualmente se identificaron las zonas de alta, moderada y baja energía de transporte, las cuales influyen en la
procedencia de los diversos componentes que constituyen los sedimentos recientes.
Se planteó un modelo sedimentológico conceptual, en donde se muestra la evolución de los ambientes
sedimentarios marino somero recientes, en la isla Gran Roque para los últimos 128 ka, basándose en la dinámica
depositacional actual y los sucesivos cambios en el nivel del mar, provocados por el Interestadial Sangamon, los
interestadiales menores post Sangamon, la Glaciación Wisconsin y la transgresión holocena.
INTEGRACIÓN Y ACTUALIZACIÓN GEOLÓGICA DEL ÁREA DE JACURA Y CAPADARE,
ESTADO FALCÓN
PENÍN J. & VILLARROEL V.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2005.
Tutor: Ricardo ALEZONES.
(Texto completo de 174 p. en CD anexo, carpeta 45. Full text of 174 p. in enclosed CD, file 45)
El presente trabajo se basa en la compilación de los diversos estudios geológicos realizados en un área al noreste
del estado Falcón, a 21 km al sureste de la población de Píritu, entre las poblaciones de Jacura y Capadare. El
objetivo principal es integrar y unificar los criterios de los diversos autores que han trabajado en la zona, para
obtener una actualización geológica-cartográfica, crítica y lógica, completa de la zona, obteniéndose 16 nuevas hojas
geológicas a escala 1:25.000, digitalizadas, compiladas y reinterpretadas; y un mapa final geológico-cartográfico a
escala 1:50.000.
La zona de estudio se caracteriza por una secuencia de rocas sedimentarias, las cuales se agrupan en las siguientes
unidades litoestratigráficas en orden ascendente: Eoceno (Eoceno sin diferenciar), Formación Guacharaca
(Oligoceno), Formación Casupal (Oligoceno-Mioceno), Formación San Lorenzo (Mioceno Tardío-Medio),
Formación Querales (Mioceno Temprano-Medio), Formación Solito (Mioceno Medio-Tardío), Formación Pozón (
Mioceno Medio-Tardío), Formación Capadare (Mioceno Medio), Formación Ojo de Agua (Mioceno Tardío).
Se elaboraron paneles de correlación a partir de columnas estratigráficas generalizadas, con la finalidad de
dilucidar las variaciones laterales y verticales de las formaciones correspondientes a la zona de estudio. El contacto
de la Formación Capadare se redefinió, en base a fotointerpretación y data geológica obtenida en campo. A si mismo
se elaboraron secciones estructurales y se generaron modelos esquemáticos bidimensionales, que apoyan la
reinterpretación de la geología estructural de la zona, donde se establecieron dos tendencias estructurales, la primera
un sistemas de fallas con una orientación de noroeste-suroeste y la segunda con dirección este-oeste hacia el norte de
la zona corresponde a los ejes de los plegamientos, los cuales hacia el sur presentan un rumbo aproximado N60E.
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Trabajos Especiales de Grado de Geología
ESTUDIO DE RIESGO GEOLÓGICO EN EL SECTOR MAIQUETÍA-CARABALLEDA,
ESTADO VARGAS
PEÑA L.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2003.
Tutor: Armado DÍAZ QUINTERO
(Texto completo de 164 p. en CD anexo, carpeta 46. Full text of164 p. in enclosed CD, file 46)
Se realizó el estudio geológico-geotécnico de la zona comprendida entre Maiquetía y Caraballeda, estado Vargas,
perteneciente al flanco norte del macizo Ávila, sobre un área aproximada de 113 km2.
El objetivo principal fue establecer la zonificación de amenaza geológica, mediante la realización de la cartografía
de amenaza a escala 1:10.000, a raíz del evento catastrófico de diciembre de 1999, ya que no se había efectuado un
estudio de esta naturaleza.
Para la realización del mapa de amenaza geológica se analizaron los parámetros que desempeñan un papel
fundamental en la clasificación de la estabilidad, a saber: litología, estructura, pendiente, orientación de los taludes
y/o laderas así como los procesos geomorfológicos presentes en la zona. La construcción del mapa se realiza
mediante la superposición de mapas temáticos que contemplan los parámetros antes mencionados.
Debido a la escala y la metodología utilizada para la realización del presente mapa de amenaza, es posible obtener
una visión general de la distribución de los sectores de acuerdo a su estabilidad. En el diagnóstico geotécnico la
estabilidad de los terrenos se clasifica en 6 sectores (desestabilizados, altamente inestables, inestables, parcialmente
inestables, parcialmente estables y estables).
El estudio estadístico de las foliaciones mediante proyecciones hemisféricas, junto con la disposición de las capas
con respecto a la ladera y/o talud, permitió clasificar las laderas y/o taludes según su estabilidad potencial. Los
resultados indican que las laderas y/o taludes con orientación norte (8 y 1), cuesta de buzamiento de foliación, son
potencialmente inestables, los que poseen orientación este (2 y 3) y oeste (6 y 7) presentan una estabilidad
intermedia, mientras que los que se encuentran orientados hacia el sur (4 y 5) contracuesta de buzamiento son
potencialmente estables.
CARACTERIZACIÓN Y PREDICCIÓN DE FRACTURAS EN YACIMIENTOS SILICICLÁSTICOS,
ÁREA DE TÁCATA, ANZOÁTEGUI NORORIENTAL. VENEZUELA
RANGEL M. D.
ULA. Fac. de Ingeniería. Escuela de Ingeniería Geológica. Mérida. 2001.
Tutores: Bernabé AGUADO y Julieta DE DAAL
(Texto completo de 185 p. en CD anexo, carpeta 47. Full text of 185 p. in enclosed CD, file 47)
En los últimos 3 años se ha iniciado una nueva campaña exploratoria en un área tectónicamente compleja
desarrollada dentro de las lutitas de Mioceno Temprano a Medio, conocida como la zona triangular al noreste del
estado Anzoátegui. Tecnología aplicada a datos de núcleo, secciones finas y registros, ha permitido caracterizar y
predecir fracturas en yacimientos siliciclásticos del Mioceno Temprano, con porosidades entre 3 y 12%.
El análisis de 62 pies de núcleo continuo, permitió identificar 4 zonas depositadas en ambientes más someros en la
base (litoral a plataforma interna) y ambientes más profundos hacia el tope (plataforma media), iniciando la
secuencia estudiada con areniscas intercaladas con limolitas entre 15.938’ a 15.933’, areniscas mal seleccionadas
(15.932’–15.925’), areniscas de grano fino bien seleccionadas (15.924’–15.919’) y areniscas de grano fino calcáreas
(15.918’–15.907’). Por representar un núcleo no orientado, se tomó un eje de referencia (norte) para orientar las
fracturas, presentándose una orientación NE- SW de fractura, perpendicular al esfuerzo principal bajo el cual está
sometida el área a partir del Oligoceno Tardío.
El análisis petrográfico: petrografía convencional, microscopía electrónica de barrido (MEB) y
catodoluminiscencia, permitió caracterizar las fracturas en base a su apertura, longitud y relleno (cemento
autigénico). Diferenciándose tres tipos de fractura: fracturas total a parcialmente abiertas de menor longitud ( 16 – 5
cm), apertura variable (0,115 a 5 mm) con alto grado de microfracturamiento en los grandes granos de cuarzo
identificadas dentro de las areniscas mal seleccionadas, fracturas totalmente cerradas por calcita, mayor longitud (28
– 30 cm) apertura constante (1,15 a 1,75 mm) en las areniscas de grano fino y fracturas parcialmente abiertas con
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geología
longitud (28 – 30 cm) y apertura mas o menos constante (0,4 mm) dentro del intervalo intercalado con limolitas. Las
areniscas de grano fino bien seleccionadas presentaron solo un leve microfracturamiento.
Datos de porosidad y permeabilidad de núcleo obtenidos en laboratorio, permitieron definir 3 zonas coincidentes
con las zonas de fracturas caracterizadas. A diferencia de los datos generados mediante registros, no permitieron
obtener resultados concluyentes para predecir la presencia de fracturas. Una correlación estratigráfica a nivel de las
areniscas estudiadas permitió predecir en base a las características similares de registros (gamma ray y resistividad)
la presencia de fracturas tanto horizontal como verticalmente en el mismo pozo, en pozos vecinos y extrapolar hacia
un área considerada potencialmente prospectiva, en la cual se ha propuesto la perforación de un pozo delineador en
las acumulaciones descubiertas hacia el este del área estudiada.
INTEGRACIÓN GEOLÓGICA DE LA ISLA DE MARGARITA, ESTADO NUEVA ESPARTA (*)
(Geological integration of Margarita island, Nueva Esparta state, Venezuela)
REKOWSKI F. & RIVAS L.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2005
Tutor: Franco URBANI. UCV y FUNVISIS
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Texto completo de 242 en CD anexo, carpeta 48. Full text of 242 in enclosed CD, file 48)
La Isla de Margarita se localiza al Noreste de Venezuela, comprende un área aproximada de 875 km2 y se
encuentra ubicada entre latitud 10º 51' 50'' y 11º 11' 06'' y longitud 63º 46' 40''y 64º 24' 32''.
A partir de la necesidad de generar una base geológica actualizada y siguiendo como objetivo principal recopilar,
integrar y actualizar la cartografía geológica existente, se generaron 18 cartas geológicas a escala 1:25.000, donde se
presentan una serie de unidades ígneo-metamórficas y sedimentarias. De estas unidades a continuación sólo se
presentan las principales, debido a la gran cantidad de subunidades establecidas.
UNIDADES SEDIMENTARIAS
Depósitos litorales-marinos
Depósitos Continentales
Cordón – Playa (Qh1)
Depósitos fluviales (Pleistoceno Tardío) (Qp1)
Albuferas y depósitos lagunares (Qh2)
Depósitos aluviales o torrenciales (Pleistoceno Medio) (Qp4)
Cordón – Playa (2° Nivel) (Qh3)
Depósitos torrenciales (Pleistoceno temprano) (Qp5)
Depósitos de estuario (2° Nivel) (Qh4)
Formación Coche (Pleistoceno) (Qpco)
Depósitos de estuario (3° Nivel) (Qh5)
Formación Falca (Pleistoceno) (Qpf)
Playa (3° Nivel) (Qh6)
Bajos de abrasión marino (3° Nivel) (Qh7)
Depósitos lagunares (4° Nivel) (Qh8)
Terrazas (Holoceno) (Q2)
Terrazas (Pleistoceno Tardío) (Qp2)
Formación El Manglillo (Pleistoceno Tardío) (Qpm)
Formación Tortuga (Pleistoceno Medio – Tardío) (Qpto)
Terrazas (Pleistoceno Medio) (Qp3)
Formación Cubagua (Mioceno Tardío – Plioceno Tardío) (Tmpc)
Formación Pampatar (Eoceno Medio – Tardío)
Grupo Punta Carnero (Eoceno) (Tepc)
UNIDADES ÍGNEO – METAMÓRFICAS
Rocas ígneas no metamorfizadas (Eoceno Medio)
Volcánicas de Los Frailes (Maastrichtiense)
Rocas metagraníticas
Apófisis pegmatíticos (Eoceno Temprano – Medio)
Metagranodiorita de Agua de Vaca (Cretácico Temprano)
Metagranito de San Juan Bautista (Cretácico Temprano)
Metagranito de El Salado (Cretácico Temprano)
Metatrondjemita de Matasiete (Cretácico Tardío)
Gneis de Guayacán (Cretácico Tardío)
Asociación Metamórfica Los Robles (Cretácico)
Complejo Metaofiolítico Paraguachí (Jurásico – Cretácico?)
Miembro Metavolcánicas de Manzanillo (Mmv)
Metamáficas de La Rinconada (Mplr)
Metaultramáficas de Cerro El Copey (Mpec)
Asociación Metamórfica Juan Griego (Pensilvaniense -Cretácico)
97
Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geología
En la evolución geológica de la isla, se reconocen dos eventos compresivos, el primero marcado por la presencia
del Complejo Metaofiolítico Paraguachí en el tope de los metasedimentos de la Asociación Metamórfica Juan
Griego, lo cual se explica como una obducción durante el Cretácico Temprano de una parte de la corteza oceánica
sobre el paleomargen suramericano, éste bloque obducido fue previa y posteriormente intrusionado por plutones
graníticos.
El segundo evento, desarrolla pliegues, foliación y lineaciones, donde se puede distinguir cuatro fases de
deformación. La característica dominante generada es el paralelismo general de los ejes de los pliegues, los cuales
presentan la misma dirección de la cadena montañosa, cuyos ejes están orientados SW-NE en Margarita Oriental y
E-W en la península de Macanao.
Los criterios de movimiento, así como los estudios estructurales de las rocas metamórficas y la geometría de los
cuerpos no foliados, enfatizan que esencialmente las dislocaciones que han ocurrido son longitudinales, paralelas a la
cadena montañosa.
Esta evolución a su vez puede ser dividida en 11 etapas que van desde el Paleozoico al Mio-Plioceno, basadas en
dataciones radiométricas, las cuales se resumen de la siguiente manera:
1 Eventos en diferentes condiciones espacio tiempo (las unidades acrecionales y yuxtapuestas en la actualidad se
encontraban separadas).
2 Intrusión dentro del Complejo Metaofiolítico Paraguchí de rocas de composición trondjemítica.
3 Obducción de la corteza oceánica sobre el paleomargen pasivo continental y subducción de una sección de
corteza oceánica precursora de las eclogitas de alta P/T, aparición de la "Agrupación Margarita".
4 Nuevas intrusiones graníticas, así como la ocurrencia de volcanismo precursor de las Volcánicas de Los Frailes.
5 Ascenso o exhumación de la "Agrupación Margarita" a un nivel intermedio y exposición a un régimen de
transcurrencia.
6 Exhumación a nivel superficial, régimen de fallamiento frágil en un régimen de transcolisión.
7 Generación de fracturas y vetas de cuarzo.
8 Intrusión de diques de composición basáltica o andesísita.
9 Fallamiento inverso en direcciones variables.
10 Fallamiento normal en direcciones variables.
11 Levantamiento, erosión de los cinturones alóctonos y depositación de sedimentos neógenos.
La mayoría de las rocas metamórficas aflorantes, ya sean de origen ígneo o sedimentario, han sufrido un
metamorfismo de evolución retrograda, pasando de la facies de la anfibolita a la facies de los esquistos verdes,
existiendo materiales que habían alcanzado las condiciones de la facies de la eclogita.
CARACTERIZACIÓN GEOQUÍMICA DE LA FORMACIÓN AGUARDIENTE EN LA PRESA LA
VUELTOSA, SANTA MARÍA DE CAPARO, ESTADO MÉRIDA
TORRES J. G.
UDO. Escuela de Ciencias de la Tierra. Dpto. de Geología. 2005
Tutor: Elías ROA
(Texto completo de 242 p. en CD anexo, carpeta 49. Full text of 242 p. in enclosed CD, file 49)
Una sección de superficie de la Formación Aguardiente fue caracterizada geoquímicamente (geoquímica
inorgánica), los datos fueron obtenidos mediante el análisis de las ciento ocho muestras extraídas, mediante la
técnica de fluorescencia de rayos X por dispersión de energía.
La sección de superficie se halla a unos 3 km al norte se Santa María de Caparo, estado Mérida. Se emplearon
métodos estadísticos univariantes, bivariantes y multivariantes para analizar los datos, las hipótesis surgidas durante
el estudio fueron corroboradas mediante el apoyo de análisis de difracción de rayos X, a un número seleccionado de
muestras.
La interpretación de los datos dio como resultado la proposición de dos ambientes sedimentarios presentes dentro
de la formación, cinco quimiofacies, diez subquimiofacies, dos agrupaciones químicas mayores, funciones
discriminantes con precisión máxima de 98,15%, y la huella química de aporte de material máfico a la formación.
Los resultados propuestos fueron cotejados en lo máximo posible con estudios previos sobre la Formación
Aguardiente, con el fin de evaluar la veracidad de los mismos.
98
Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geología
ESTUDIO ESTRUCTURAL REGIONAL Y ANÁLISIS DE DEFORMACIONES RECIENTES EN EL
FRENTE DE MONTAÑA DE LA SERRANÍA DEL INTERIOR ORIENTAL Y EN LA PARTE NORTE DE
SUBCUENCA DE MATURIN.
WAGNER R.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2004.
Tutores: Franck AUDEMARD, Yves HERVOUET, Ricardo ALEZONES y Arturo LARA.
(Texto completo de 230 p. en CD anexo, carpeta 50. Full text of 230 p. in enclosed CD, file 50)
Actualmente el conocimiento que se tiene de las deformaciones recientes en la Subcuenca de Maturín, contrasta
con el cúmulo de información geológica de subsuelo que las campañas de exploración y producción han amasado en
las últimas décadas. El valor que adquieren las tecnologías emergentes en la búsqueda de esta información, viene
dado por la importancia de seleccionar y jerarquizar óptimamente las áreas prospectivas a través de la caracterización
y modelaje de las estructuras. Hoy en día, los sensores remotos son una de esas tecnologías que permite la
integración de información geológica y geofísica con un análisis espacial adecuado de los datos. La visualización y
el cartografiado de las expresiones estructurales y geomorfológicas, se hace más eficiente desde el punto de vista de
costo, tiempo y precisión, utilizando imágenes de satélites, las cuales suministran información valiosa sobre las
características espectrales, formas y extensiones de los elementos ubicados en la superficie.
Este trabajo presenta la metodología y resultados obtenidos del procesamiento, interpretación e integración de
imágenes de satélites Lansdsat y Radar en dos y tres dimensiones y fotografías aéreas, los cuales calibrados con la
etapa de geología de campo, permiten definir un modelo neotectónico de la parte norte de la Subcuenca de Maturín
identificando estructuras geológicas y patrones de las mismas en el área.
Se definen y calibran las trazas del sistema de escamas de los corrimientos frontales externos, en función de su
expresión superficial en forma de basculamientos, flexuras cuaternarias, escarpes de falla, y niveles de incisión en las
terrazas aluviales. Estos rasgos geomorfológicos se encuentran ejemplificados en: el corrimiento de Chapapotal,
corrimiento de Jusepín - La Toscana, corrimiento de El Furrial-Maturín y corrimiento de El Tejero. Estas estructuras
son unidades imbricadas alongadas en sentido E-O (grosso modo), y a escala regional, definen una traza discontinua
N70° con terminaciones laterales NO-SE, algunas de las cuales actúan como rampas laterales que guían el
movimiento de los bloques separados por ellas.
Se realiza un estudio microtectónico con datos de campo donde se describen la orientación, frecuencia, abertura y
relleno de las diaclasas y planos de falla, obteniéndose la orientación del campo de esfuerzo enmarcándolo en el
contexto espacio-tiempo, con el fin de establecer una cronología de eventos tectónicos, buscando comprender la
deformación actual del borde norte de la Subcuenca de Maturín.
Las direcciones de esfuerzo máximo obtenidas son: N165°, N130°, N110°. Se comprueba el efecto de la geometría
y la actividad de un sistema transcurrente sobre la orientación de σ1. Las principales familias de diaclasas poseen los
rumbos N10°, N90°, N130°, N160° y N50/70°. Una síntesis tectónica agrupa finalmente las fallas según su actitud,
las direcciones de esfuerzo máximo, las lineaciones estructurales interpretadas de la imagen Radar y del modelo
geométrico de las evidencias geomorfológicas de fallamiento activo, y se correlaciona con una dirección de esfuerzo
máximo y fracturas abiertas obtenidas en un pozo del campo de Jusepín y las tendencias estructurales del basamento.
La mayoría de estos datos son correspondientes con el campo de esfuerzo representado en el modelo de Wilcox.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geofísica
TRABAJOS ESPECIALES DE GRADO DE GEOFÍSICA
N° Carpt
1
51 ÁVILA J. Modelado bidimensional de la corteza en la zona de colisión Caribe-Suramérica:
región oriental de Venezuela (estado Anzoátegui).
2
52 BEZADA M. Modelado bidimensional de la corteza en la zona de colisión Caribe-
3
53 CAMPOS A. Definición de las relaciones entre parámetros geofísicos en pozos disponibles a
4
54 CASTILLO E. Modelado 2d gravimétrico y magnético de un transecto o-e en la cuenca
5
55 DE MARCO R. Caracterización geofísica de la terraza aluvial de Barquisimeto, estado Lara:
6
56 GUÉDEZ R. Estudio cortical en el área centro-norte y noroccidental de Venezuela a partir
7
57 HECHT J. Caracterización geofísica mediante estudios de ruido sísmico ambiental y
8
58 MENDES M. Caracterización geofísica del subsuelo de la zona oeste de Barcelona, estado
9
59 MONCADA J. Modelado gravimétrico del basamento del municipio Libertador, Distrito
10
60 NÓBILE J. Caracterización geofísica de la cuenca de tracción de Cabudare, noroccidente de
11
61 NUÑEZ D. Modelado gravimétrico y magnético de un perfil oeste-este a lo largo del
12
62 VIEIRA J. Modelado bidimensional de la corteza en la zona de colisión Caribe-Suramérica:
13
63 YÁNEZ M. Modelado bidimensional de la corteza en la zona de colisión Caribe-
Suramérica: región occidental de Venezuela (estados Falcón y Lara).
lo largo de la línea 4 del Metro de Caracas.
oriental de Venezuela.
Pág.
101
101
102
103
integración de sísmica de refracción, ruido sísmico ambiental y gravimetría.
de datos de sísmica de refracción.
103
104
gravimétricos del municipio Zamora (Guatire), estado Miranda.
Anzoátegui, aplicando métodos sísmicos y gravimétricos.
Capital, Caracas.
104
105
106
Venezuela.
107
paralelo 9° N en la cuenca Barinas-Apure.
región central de Venezuela (estados Aragua y Guárico).
Suramérica, región oriental de Venezuela (estados Sucre y Monagas).
100
107
108
108
Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geofísica
MODELADO BIDIMENSIONAL DE LA CORTEZA EN LA ZONA DE COLISIÓN CARIBESURAMÉRICA: REGIÓN ORIENTAL DE VENEZUELA (ESTADO ANZOÁTEGUI) (*)
ÁVILA J.
USB. Escuela de Ingeniería Geofísica. Sartenejas. 2005
Tutores: María Inés JÁCOME, Carlos IZARRA y Michael SCHMITZ
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Texto completo de 137 p. en CD anexo, carpeta 51. Full text of 137 p. in enclosed CD, file 51)
La presente investigación está enmarcada en los proyectos BOLIVAR (Broadban Ocean-Land Investigations of
Venezuela and the Antilles arc Region) y GEODINOS (Geodinámica Reciente del límite Norte de la placa
Suramericana), que están siendo llevados a cabo con el fin de investigar la compleja geodinámica en la zona del
límite de placas Caribe- Suramérica.
La región Centro-Oriental se ha delimitado entre los 64,5° y 66° de longitud Oeste y entre los 8° y 14° de Latitud
Norte. Los principales rasgos geotectónicos que se observan en dicha región son la Fosa de Cariaco, El Graben de
Espino, El sistema de fallas de Urica y los corrimientos frontales de Mundo Nuevo, Pirital y Tala. El objetivo
principal que de esta investigación es elaborar modelos bidimensionales de la estructura cortical y manto superior en
la región centro – oriental de Venezuela.
Para la puesta en práctica de este trabajo se realizaron tres perfiles de refracción sísmica profunda, dos de ellos en
mar y uno en tierra. Los perfiles marinos se nombraron como BOL-20 y BOL-26 y el perfil en tierra abarca la mayor
parte del estado Anzoátegui y es la prolongación del primero de los perfiles marítimos. Los disparos en mar se
realizaron con pistolas de aire de 6000 pul3 y en tierra se hicieron dos disparos con cargas de 600 kg de explosivos
ubicados en pozos de 47 m de profundidad en las localidades de San Mateo y Cantaura ubicadas en el estado
Anzoátegui. Para el registro de los datos se utilizaron las estaciones sismológicas banda ancha de Puerto La Cruz
(PCRV) y La Blanquilla (IBAV) además de 550 sismógrafos portátiles marca TEXAN de 32 y 64 bits suministrados
por el IRIS/PAssCAL Instrument Centre.
A partir del análisis de interpretación de los datos sísmicos se obtuvieron tres modelos bidimensionales de
velocidades creados a través del programa RAYINVR (ZELT 1992), los cuales cubren desde aproximadamente 180
km al norte de la isla de La Blanquilla en el Mar Caribe hasta 10 km al sur de la población de Limo en el estado
Anzoátegui.
En los modelos en mar se propone la presencia de la discontinuidad de Moho como una discontinuidad de primer
orden ubicada entre 25 km hasta 32 km al norte de la ciudad de Puerto La Cruz. En el modelo en tierra se obtuvo una
profundidad de dicha discontinuidad que varía entre 32 km al norte hasta 38 km al sur del perfil. En este perfil se
propone la existencia de una duplicación de Moho como producto del arrastre de material asociado a la Corteza
Inferior a consecuencia de un proceso de subducción en el nor-oriente de Venezuela.
Para todos los modelos, se propone la existencia de dos estratos de baja velocidad que representan los sedimentos
no consolidados Oligoceno-Mioceno (BLANCO 2000) y los sedimentos consolidados del margen pasivo de Venezuela
de edad Jurásico-Cretácico (FEO CODECIDO 1984). En el modelo en tierra se observa que el espesor de estas capas de
sedimentos es de 10 km como máximo, disminuyendo tanto hacia el norte como hacia el sur; esta gran acumulación
de sedimentos se asocia a la parte más occidental de la Cuenca Oriental. El manto superior se asoció con un estrato
que tiene velocidad entre 8 y 8,3 km/s.
MODELADO BIDIMENSIONAL DE LA CORTEZA EN LA ZONA DE COLISIÓN CARIBESURAMÉRICA: REGIÓN OCCIDENTAL DE VENEZUELA (ESTADOS FALCÓN Y LARA) (*)
BEZADA M.
USB. Ingeniería Geofísica. Sartenejas. 2005
Tutores: María Inés JÁCOME, Carlos IZARRA y Michael SCHMITZ
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Texto completo de 175 p. en CD anexo, carpeta 52. Full text of175 p. in enclosed CD, file 52)
En el marco de los proyectos GEODINOS y BOLIVAR se llevó a cabo una campaña de adquisición sísmica
durante los meses de abril y mayo del 2004. Se realizaron más de 30 líneas de reflexión marina 2-D y 4 perfiles de
refracción profunda en mar y en tierra. En el presente trabajo especial de grado se analizan secciones sísmicas
101
Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geofísica
construidas con disparos de cañones de aire registrados en estaciones banda ancha de la red sismológica nacional, así
como 2 disparos en tierra (explosiones químicas) registrados por estaciones portátiles en el perfil más occidental del
estudio, abarcando el estado Falcón, unos 150 km costa afuera y el norte del estado Lara. A las secciones sísmicas
marinas se les aplicó un apilamiento de trazas contiguas, filtro pasa-banda y balanceo de trazas mientras que a las
secciones en tierra se les aplicó un filtro pasa-banda y balanceo de trazas.
Las secciones finales fueron interpretadas identificándose las fases Pg y PM. En algunos casos se identificaron
adicionalmente reflexiones interpretadas como correspondientes a la base de la corteza oceánica subducida del
Caribe llamadas PM2 y reflexiones intracorticales Pi. Las curvas camino-tiempo interpretadas sirvieron de entrada
para el modelado bidimensional realizado utilizando el paquete Rayinvr. Se modeló una sección principal en mar,
una sección principal en tierra y 5 secciones adicionales. El modelo principal en tierra muestra un adelgazamiento
cortical donde la profundidad de Moho se reduce a 27 km al norte de la población de Aracua.
En el modelo principal en mar se observa la presencia de una acumulación sedimentaria de aproximadamente 7 km
de espesor entre las islas de Aruba y Curaçao y reflexiones interpretadas como correspondientes a la corteza oceánica
subducida de la Placa Caribe. La placa subducida muestra un espesor de 11 km y un ángulo de subducción de ~6º. El
modelado de una línea adicional 25 km al oeste del perfil principal no muestra el adelgazamiento cortical
mencionado, sugiriendo el cese del mismo y presenta también reflexiones en la placa subducida.
Los modelos de las líneas adicionales al oriente del perfil principal muestran la continuidad hacia el este del
adelgazamiento cortical y un mayor espesor de sedimentos asociados a la Cuenca de Falcón. Sobre el perfil principal
en mar y en tierra se hizo un modelado gravimétrico preliminar que evidenció la coincidencia espacial de las
deficiencias y excesos de masa que se infieren del modelo sísmico con los bajos y altos gravimétricos relativos. Se
obtuvo un mejor ajuste cuando se incorporó el exceso de masa producido por la litósfera subductante de la Placa
Caribe. Los datos de profundidad de Moho obtenidos en este trabajo sirvieron para realizar un mapa de espesores
corticales para el área de estudio.
DEFINICIÓN DE LAS RELACIONES ENTRE PARÁMETROS GEOFÍSICOS EN POZOS DISPONIBLES
A LO LARGO DE LA LÍNEA 4 DEL METRO DE CARACAS
CAMPOS A.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2004
Tutores: José CAVADA y Michael SCHMITZ
(Texto completo de 288 p. en CD anexo, carpeta 53. Full text of 288 p. in enclosed CD, file 53)
En las exploraciones del subsuelo que realiza la industria de la construcción en el Valle de Caracas, se aplican
generalmente métodos geotécnicos a fin de obtener la resistencia del suelo a la penetración; el método geotécnico
más empleado en Venezuela es el denominado Prueba de Penetración Normal (“Standard Penetration Test” o SPT).
En la construcción de la línea 4 del Metro de Caracas en la ciudad de Caracas, se realizaron mediciones de SPT para
medir la resistencia del suelo a la penetración, y de radar de pozo para obtener información somera del subsuelo en la
que se puede inferir la geometría de las estructuras presentes y la estratigrafía del mismo.
Sabiendo que las ondas de corte pueden ocasionar graves daños a las estructuras, es de suma importancia conocer
cuáles son las velocidades de las ondas de corte a lo largo de la línea 4 del Metro de Caracas. En este estudio se
localizaron pozos abiertos en los que se habían efectuado previamente los ensayos de radar de pozo, en los cuales se
realizaron mediciones sísmicas de pozo (“downhole”, “crosshole” y tomografía sísmica de pozo), éstas se
correlacionaron con la respuesta del SPT obtenidas en pozos cercanos. Por último, se llevaron a cabo mediciones
sísmicas en superficie (refracción y reflexión 2D). Estudios previos realizados en Caracas reportan en la sísmica, de
dos a cuatro capas; mediciones de velocidades de ondas “P”, mediciones y estimaciones de velocidades de ondas
“S”.
En este trabajo a partir de las mediciones sísmicas de pozo se obtuvieron de dos a tres capas; para los primeros 30
metros de profundidad se registraron velocidades promedio para las ondas “P” entre 1.063 – 1.969 m/s, para las
ondas “S” entre 378 – 679 m/s y con éstas se determinó la razón de Poisson dinámico para cada metro de
profundidad.
La sísmica de refracción arrojó tres capas con velocidades de ondas “P” ubicadas entre los 569 – 1925 m/s y
velocidades de ondas “S” en el orden de los 127 – 389 m/s. La sísmica de reflexión no tuvo buena resolución, por lo
que no se pudieron interpretar pliegues, fallas o contrastes litológicos laterales. Las técnicas empleadas se
compararon y correlacionaron. Se generaron relaciones NSPT – Vs y N60 – Vs para los pozos con mediciones SPT y
102
Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geofísica
para la línea 4 del Metro de Caracas en general. Por último se realizó un mapa de velocidades promedio mínimas de
ondas de corte a lo largo de la línea 4 del Metro de Caracas.
MODELADO 2D GRAVIMÉTRICO Y MAGNÉTICO DE UN TRANSECTO O-E EN LA CUENCA
ORIENTAL DE VENEZUELA (*)
CASTILLO E.
USB. Ingeniería Geofísica. Sartenejas. 2005
Tutor: Carlos IZARRA
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Texto completo de 54 p. en CD anexo, carpeta 57. Full text of 57 p. in enclosed CD, file 54)
En el siguiente trabajo se presenta el modelado 2D de un transecto O-E ubicado a los 9º de latitud norte, entre los
paralelos -68 y -61, de la Cuenca Oriental de Venezuela realizado a partir de datos gravimétricos y magnéticos, con
la incorporación de controles geofísicos (i.e. secciones sísmicas, geología de superficie y transectos modelados
anteriormente que atraviesan o son adyacentes al área de interés). Mediante el modelado gravimétrico se logró
interpretar la ubicación y geometría de las Subcuenca de Guárico y la Subcuenca de Maturín y la topografía y
profundidad de la base cortical bajo esta zona, siendo de aproximadamente 31 km bajo las cuencas y los 41 km en las
zonas de compensación asociadas a los altos (Arco del Baúl y Arco de Urica). Las densidades asociadas a los
cuerpos fueron las siguientes: Manto r=3,3 g/cc; Corteza inferior r=2,9 g/cc; Corteza superior r=2,7 g/cc; Cretáceo
r=2,6 g/cc; Post-Cretáceo r=2,4 g/cc.
Para el modelado magnético, se procedió a la separación de los bloques y la incorporación de las susceptibilidades
magnéticas respectivas, las cuales oscilan entre valores de 0,001 y 0,004 (unidades cgs.). Hacia la zona de la
Subcuenca de Maturín y la Plataforma Deltaza se observa un decrecimiento importante de la susceptibilidad
magnética, con valores de hasta -0,003 (cgs.). Se realizó la nueva interpretación de la base cortical, la cual en este
caso no sufrió cambios en su morfología, pero se presenta una profundización del orden de los 22 km.
CARACTERIZACIÓN GEOFÍSICA DE LA TERRAZA ALUVIAL DE BARQUISIMETO, ESTADO
LARA: INTEGRACIÓN DE SÍSMICA DE REFRACCIÓN, RUIDO SÍSMICO AMBIENTAL Y
GRAVIMETRÍA
DE MARCO R.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2004
Tutores: Michael SCHMITZ y Franck AUDEMARD
(Texto completo de 200 p. en CD anexo, carpeta 55. Full text of 200 p. in enclosed CD, file 55)
Debido a la cercanía de la Falla de Boconó, la región centro-occidental del país se encuentra expuesta a una
considerable amenaza de movimientos sísmicos, al ser ésta una falla de gran actividad producto de la colisión entre
la placa Caribe y la placa suramericana. Por estos motivos ha surgido la necesidad de estudiar las ciudades y
poblados cercanos a esta zona de fallas mediante proyectos de microzonificación sísmica, a fin de mitigar el riesgo
sísmico al cual están sometidos.
Este proyecto constituye la integración de las técnicas geofísicas: sísmica de refracción, ruido sísmico ambiental y
gravimetría, con el apoyo de herramientas geoestadísticas, así como de perforaciones geotécnicas. De la
interpretación global de los resultados se obtuvo que:
• El espesor de la terraza se estimó en 40 m en la base aérea militar, 60 m en el extremo oeste del aeropuerto y 80
m en el extremo este. Las velocidades de onda P y S halladas para los sedimentos de la terraza se encuentran en los
rangos 1.250-1.400 m/s y 750-950 m/s respectivamente. Las velocidades Vs30 se aproximan a 800 m/s en la zona del
aeropuerto, y hacia la zona centro-este de la ciudad éstos valores superan los 1.000 m/s. Las perforaciones
geotécnicas en esta última zona reportan el contacto de la terraza con la Formación Barquisimeto a profundidades
cercanas a 13 m.
• La zona de mayor espesor sedimentario se ubica en la región centro-sur de la ciudad (al norte del aeropuerto),
según los máximos valores de período (0,7-1 segundos), en concordancia con los resultados de ROCABADO (2000), el
103
Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geofísica
cual asigna un espesor de sedimentos cercano a 80 metros a este rango de valores. Se observan también en
correlación inversa con los valores mínimos gravimétricos en esta región (-29 a -23 mgals).
• En el análisis geoestadístico, el acimut de mayor correlación espacial de los atributos Anomalía de Bouguer y
Período, corresponde a la dirección 40°.
ESTUDIO CORTICAL EN EL ÁREA CENTRO-NORTE Y NOROCCIDENTAL DE VENEZUELA A
PARTIR DE DATOS DE SÍSMICA DE REFRACCIÓN (*)
GUÉDEZ R.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2003
Tutores: José CAVADA y Michael SCHMITZ
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Texto completo de 135 p. en CD anexo, carpeta 56. Full text of 135 p. in enclosed CD, file 56)
A finales de 2001 y comienzos de 2002, PDVSA realizó en el Mar Caribe frente a las costas venezolanas un
levantamiento sísmico bidimensional (2D) denominado “Caribe Central”. Con el fin de adquirir información sobre
las características más resaltantes de la corteza terrestre en la región central, durante dicho levantamiento se
colocaron estaciones sismológicas portátiles, siguiendo la prolongación en tierra de las líneas sísmicas adquiridas en
el mar (Proyecto Mar y Tierra). También se utilizó la información recibida de la estación sismológica Birongo, la
cual pertenece a la red sismológica nacional RESVAC, operada por FUNVISIS. De esta manera se contó con un total
de 15 estaciones receptoras.
La interpretación de las secciones sísmicas permitió identificar varias de las principales fases corticales (Pg, PM). A
partir de los tiempos de viaje de estas fases, y empleando ecuaciones de cálculos aproximados se calcularon valores
de profundidad en función del tiempo, la distancia y de las llegadas.
Por otra parte, se dispuso de datos de sísmica de refracción profunda adquiridos e interpretados en el año 1984 en
la Costa Oriental del Lago de Maracaibo. Con el objetivo de unificar los modelos corticales en el norte de Venezuela
se reinterpretaron los datos obtenidos en dicho estudio.
En la zona central de Venezuela se logró modelar tres perfiles con una estación receptora por perfil. Éstos se
denominaron Birongo SW-NE, Birongo NS y Turiamo N-S. En estos modelos el espesor cortical disminuye hacia el
norte de la zona de estudio, encontrándose el Moho a profundidades de hasta 40 km en las cercanías de la línea de
costa hasta 25 km al extremo norte, lo que coincide con los modelados gravimétricos existentes en la zona.
Con la finalidad de lograr un mayor control sobre el modelo cortical y de velocidades de la Costa Oriental del
Lago de Maracaibo (COLM) obtenido de la sísmica de refracción y verificar su consistencia con los datos
gravimétricos disponibles en la zona se procedió a la realización de un modelado gravimétrico sobre el perfil COLM
NW-SE. La reinterpretación del perfil ubicado en la COLM, con dirección NW-SE, permitió definir una corteza con
un espesor poco variable a lo largo del perfil. Este espesor varía entre los 42 y 40 km con una leve disminución hacia
el norte.
CARACTERIZACIÓN GEOFÍSICA MEDIANTE ESTUDIOS DE RUIDO SÍSMICO AMBIENTAL Y
GRAVIMÉTRICOS DEL MUNICIPIO ZAMORA (GUATIRE), ESTADO MIRANDA
HECHT J.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2005
Tutores: Michael SCHMITZ y Javier SÁNCHEZ
(Texto completo de 209 p. en CD anexo, carpeta 57. Full text of 209 p. in enclosed CD, file 57)
El presente trabajo forma parte de los estudios de microzonificación sísmica realizados en distintas ciudades en el
norte de Venezuela bajo el respaldo de la Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS). El
objetivo principal del estudio es caracterizar la cuenca de Guatire mediante la aplicación de métodos sísmicos
(sísmica de refracción somera y ruido sísmico ambiental) y métodos gravimétricos.
La cuenca está conformada por las siguientes unidades geológicas: Aluviones del Cuaternario, la Formación
Guatire (cementada y no cementada) del Pleistoceno y el Esquisto de Las Mercedes del Cretácico (PICARD 1976).
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geofísica
Mediante modelos 2D elaborados a partir de mediciones sísmicas de refracción se determinaron tres capas: la capa
superficial (espesor hasta 14 m) asociada a sedimentos poco consolidados y aluviones con velocidades promedio de
ondas P y S de 900 m/s y 400 m/s, respectivamente. La capa intermedia (profundidad hasta los 39 m) de sedimentos
consolidados con velocidades P y S promedio de 1.200 m/s y 550 m/s, respectivamente. La tercera capa (profundidad
entre 40 y 60 m) asociada a rocas metamórficas meteorizadas con velocidad de ondas P superiores a los 2.200 m/s.
Esta capa no fue observada en los modelos de ondas S. El mapa inicial propuesto Vs30, indica velocidades promedio
entre 550 m/s y 650 dentro de la ventana de estudio.
A partir del estudio de ruido sísmico ambiental se elaboró un mapa de períodos fundamentales de la cuenca. En la
zona central del mapa, extendiéndose hacia el este, se obtuvieron valores de períodos entre 0,9 y 2,2 s asociados al
mayor espesor sedimentario en el área. Para el resto de la región los valores oscilaron entre 0,6 y 0,9 s, disminuyendo
gradualmente hacia el sur y el norte (0,1-0,3 s).
Con la información gravimétrica se elaboró un mapa de anomalías de Bouguer para ρB= 2,5 gr/cm3, donde se
observa una tendencia general de las curvas de isoanomalías este-oeste. El rango de variación de los valores de
anomalías se encuentra entre 15,5 y 28,5 mGals. Los valores menores a 19 mGals predominan en la mayor parte del
área, cubriendo la zona central de la región y extendiéndose hacia el este. Estos mínimos se asocian a las zonas de
mayor espesor de sedimentos. Se elaboró un modelo 3D de la cuenca a partir de las anomalías de Bouguer residuales.
La profundidad de la cuenca se determinó en 370 m aproximadamente para la zona central manteniendo este espesor
hacia el este y disminuyendo hasta 200 metros al oeste. La cuenca es un sinforme con alineamiento este-oeste y no se
observaron mayores estructuras. Los resultados obtenidos concuerdan con el estudio gravimétrico realizado por
GRATEROL (1970).
La integración de los datos gravimétricos y de ruido sísmico se realizó mediante la elaboración de perfiles períodoprofundidad, a partir de los cuales se determinaron 4 rangos aparentes para la relación período-profundidad: períodos
entre 0,2 y 0,4 s se correlacionan con un espesor de sedimentos entre 10-60 m, períodos entre 0,6 y 1 s asociados a
100 y 200 m, períodos entre 1 y 1,5 s se corresponden a profundidades entre 200 y 250 m y para períodos entre 1,5 y
2,2 s se determinó un rango de espesor de sedimentos entre 250-350 m.
El análisis integrado del mapa de anomalías de Bouguer con el mapa de períodos fundamentales indica una
relación inversa aparente en los resultados de ambos métodos. Para el área con las anomalías gravimétricas mínimas,
se obtuvieron valores de períodos fundamentales máximos.
A los datos de gravimetría y ruido sísmico ambiental se les aplicó un análisis estadístico estándar. Asimismo, toda
la información obtenida se incorporó en un Sistema de Información Geográfico (SIG).
CARACTERIZACIÓN GEOFÍSICA DEL SUBSUELO DE LA ZONA OESTE DE BARCELONA,
ESTADO ANZOÁTEGUI, APLICANDO MÉTODOS SÍSMICOS Y GRAVIMÉTRICOS
MENDES M.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2004
Tutores: Inírida RODRÍGUEZ y Michael SCHMITZ
(Texto completo de 180 p. en CD anexo, carpeta 58. Full text of 180 p. in enclosed CD, file 58)
El presente trabajo está orientado a entender mejor las condiciones geológicas y ambientales de la zona de interés e
implementar medidas que ayuden a disminuir pérdidas materiales y humanas, debido a su rápida expansión
urbanística, de manera tal que se pueda prevenir el mayor daño posible, en caso de un terremoto, mediante la
identificación de zonas de riesgo sísmico, lo cual forma parte de un proyecto de FUNVISIS como complemento de
un estudio de microzonificación.
La geología de la zona de estudio se caracteriza por depósitos sedimentarios y aluviones. En la zona sur está
formada por gran variedad de rocas sedimentarias, cuya edad se sitúa entre el Cretáceo y el Terciario. Entre las
formaciones de rocas sedimentarias presentes en la zona, entre las cuales podemos citar las siguientes: Chimana,
Querecual, San Antonio, El Cantil y Barranquín.
Los períodos predominantes obtenidos a partir del análisis de la relación H/V, varían entre 0,3 s y 1,4 s. Hacia el
norte de la zona de estudio (la costa), los valores se ubican entre 0,9 s y 1,4 s característico de una zona de grandes
espesores sedimentarios, mientras que para las zonas cercanas al pie de la montaña, los valores son menores
encontrándose entre 0,3 s y 0,7 s que corresponde a una disminución en el espesor de sedimentos.
Los valores de velocidades de propagación de ondas obtenidos a partir de los perfiles sísmicos de refracción
indican que para de las ondas P, las velocidades varían entre 250 y 500 m/s para una capa superficial, para un estrato
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geofísica
intermedio representado por una capa saturada, cuyas velocidades se encuentran entre 1.700 y 1.900 m/s, y en
algunos sectores se observa un estrato profundo con velocidades de 2.000 y 2.500 m/s. Mientras que para las ondas
S, la calidad de la información es muy variable entre los perfiles dependiendo principalmente en la existencia o no de
la onda del sonido, debido a que en muchos casos cae junto con las fases superficiales de la onda S y por lo tanto no
se puede identificar con exactitud. El estrato más superficial identificado en las ondas S corresponde a una velocidad
de 150 y 250 m/s; mientras que a mayor profundidad se pueden identificar discontinuidades en las ondas S, con
velocidades comprendidas entre 400 y 900 m/s.
Del análisis de los perfiles sísmicos, se estima que el espesor de la capa más superficial es de 4 a 9 m; esta
interfase se interpreta como el cambio de los sedimentos blandos cuaternarios, saturados de agua a los sedimentos
más consolidados del Pleistoceno superior. El estrato intermedio se encuentra a una profundidad de 25 a 60 m y en
algunos perfiles hay indicios para una interfase profundad, de más de 100 m de profundidad.
Los valores de anomalías de Bouguer cubren un rango de -40,5 a -31,9 miligales, estando los valores mínimos
asociados a la mayor acumulación de sedimentos presentes hacia la zona cercana a la costa.
Los modelos gravimétricos realizados en la zona de estudio muestran de manera consistente y coherente el
comportamiento de las secuencias estratigráficas en profundidad
MODELADO GRAVIMÉTRICO DEL BASAMENTO DEL MUNICIPIO LIBERTADOR,
DISTRITO CAPITAL, CARACAS
MONCADA J.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2005
Tutores: Nuris ORIHUELA, Michael SCHMITZ y Aldo CATALDI
(Texto completo de 116 p. en CD anexo, carpeta 59. Full text of 116 p. in enclosed CD, file 59)
El presente trabajo tiene como objetivo cuantificar la profundidad del basamento y de los diferentes estratos
sedimentarios del Municipio Libertador, Distrito Capital de Caracas, a partir del modelado gravimétrico, análisis
espectral y análisis de perfiles de pozos.
El equipo utilizado en la adquisición de las 541 estaciones gravimétricas fue el gravímetro Scintrex modelo CG-3.
Estos datos fueron procesados y llevados a 850 m sobre el nivel medio del mar, el cual es el promedio de cota donde
se encuentra ubicado el Municipio Libertador de Caracas.
Se obtuvo como resultado el mapa de isoanomalías de Bouguer, donde las curvas poseen una tendencia general
con dirección este – oeste, ubicándose el máximo valor al norte de la zona de estudio, disminuyendo en dirección
norte – sur con un aumento del gradiente.
Se evidencia una protuberancia hacia el noreste del mapa correspondiente a la cuenca de San Bernardino, debido a
los efectos de los sedimentos de la cuenca, y un cierre en el suroeste donde se ubica el alto topográfico entre La Vega
y la carretera Panamericana de Los Teques.
Se actualizó el mapa de espesores de sedimentos. Estos espesores se encuentran entre 0 y mayores a 360 m
vinculados a las depresiones de San Bernardino y Los Palos Grandes / Santa Eduvigis.
De acuerdo a un análisis estadístico y geoestadístico de la anomalía de Bouguer, los datos presentan un
comportamiento normal.
El variograma con menor error y el que mejor se ajusta a los datos es el Gaussiano, usado principalmente para
representar superficies suaves.
La roseta de distribución espacial y la elipse de anisotropía muestran que la zona de mayor continuidad espacial
tiene un azimut de 93,75º y una dirección este – oeste.
El Análisis Espectral realizado en toda la zona arealmente, indica que las fuentes principales de la anomalía
gravimétrica se encuentran a 122, 398 y 796 m de profundidad, concordando con los resultados de la Deconvolución
de Euler realizada en la zona de estudio.
Se realizaron tres modelos gravimétricos: dos perfiles en dirección norte – sur y uno en dirección este – oeste. Esta
selección fue hecha en base a los principales sistemas geológicos estructurales ubicados en la zona de estudio, a la
dirección de los sedimentos, además de la importancia de la pequeña cuenca ubicada en San Bernardino a través del
mapa de espesores de sedimentos, para la cual se demostró una profundidad máxima de 130 metros.
Estos modelos tienen coherencia con la geología de la zona, datos geofísicos existentes, mapa de espesores de
sedimentos, análisis espectral y la deconvolución de Euler.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geofísica
CARACTERIZACIÓN GEOFÍSICA DE LA CUENCA DE TRACCIÓN DE CABUDARE,
NOROCCIDENTE DE VENEZUELA
NÓBILE J.
USB. Escuela de Ingeniería Geofísica. Sartenejas. 2005
Tutores: Carlos IZARRA y Michael SCHMITZ
(Texto completo de 114 p. en CD anexo, carpeta 60. Full text of 114 p. in enclosed CD, file 60)
El área Barquisimeto - Cabudare se encuentra limitada al sur por el tramo Sanare- Barquisimeto de la Falla de
Boconó. Diversos autores describen una zona de relevo de esta falla donde su traza homóloga se localiza al sur de
Cabudare, trayendo como consecuencia, la formación de la cuenca de tracción de Cabudare.
A partir del hecho de que la zona Barquisimeto-Cabudare es tectónicamente activa y presenta un potencial riesgo
sísmico debido a la existencia de la Falla de Boconó, surgió este proyecto con la finalidad de caracterizar
geofísicamente el subsuelo del área mediante la aplicación de técnicas geofísicas, en particular, mediciones de ruido
sísmico ambiental y gravimetría.
A través del procesamiento de los datos se obtuvieron los siguientes resultados:
Los valores de períodos fundamentales de vibración presentan un mínimo de 0,38 s. Y un máximo de 3,33 s. Los
valores más altos se encontraron en la zona cubierta por sedimentos cuaternarios, mientras que los valores más bajos
se ubicaron en las zonas con presencia de rocas cretácicas.
Los valores de anomalía de Bouguer oscilan entre -12 mGal. y -39 mGal. La transición progresiva de valores está
controlada por el tipo de roca presente en el subsuelo; se nota cómo los valores más negativos se presentan en el
núcleo de la cuenca caracterizada por sedimentos cuaternarios de gran espesor y los valores menos negativos en la
periferia de la estructura principal debido a la existencia de rocas más antiguas (Cretácicas).
MODELADO GRAVIMÉTRICO Y MAGNÉTICO DE UN PERFIL OESTE - ESTE A LO LARGO DEL
PARALELO 9° N EN LA CUENCA BARINAS-APURE
NÚÑEZ D.
USB. Escuela de Ingeniería Geofísica. Sartenejas. 2005
Tutores: Carlos IZARRA y Michael SCHMITZ
(Texto completo de 71 p. en CD anexo, carpeta 61. Full text of 71 p. in enclosed CD, file 61)
Se presenta un modelo gravimétrico y magnético integrado con información geofísica y geológica, de un perfil
Oeste-Este que se extiende 330 km en el área norte de la Cuenca Barinas-Apure, entre los 67,5° y 70,5° de longitud
Oeste sobre el paralelo 9°N, que comprende los estados Barinas, Trujillo, Portuguesa, Cojedes y Guárico.
Este trabajo forma parte de un proyecto de integración de información geológica, estructural, gravimétrica y
magnética que pretende modelar a Venezuela, de Oeste-Este sobre el paralelo 9°, desde la Cordillera de los Andes
hasta la Plataforma Deltana.
Para la elaboración de estos modelos, se tomaron como referencias transectos adyacentes publicados al mismo
tiempo que se interpretaron cualitativamente los mapas de las anomalías gravimétricas y magnéticas del área, todo
esto con el fin de generar un modelo inicial que sirviera de punto de partida para la determinación del
comportamiento estructural de tres horizontes de interés (según la tectonosecuencia asociada): pre-Cretácico, que
comprende las rocas cristalinas del basamento y sedimentos pre-rift y rift; Cretácico, que comprende los sedimentos
de tipo margen pasivo y post-Cretácico, que comprende los sedimentos de tipo cuenca antepaís.
De esta forma se pudo representar, de oeste a este, las siguientes estructuras: los Andes de Mérida; la Cuenca
Barinas-Apure, con una profundidad máxima de 4,3 km; la Sub-Cuenca de Guarumen, con una profundidad de hasta
1,8 km; el Arco de El Baúl, la Subcuenca de Guárico y un “alto estructural” que divide la Cuenca Barinas-Apure de
la Subcuenca de Guarumen. Igualmente dentro de este modelo gravimétrico generado, se representaron las
discontinuidades corticales, con un rango de variación de profundidad entre 20 y 24 km para la discontinuidad de
Conrad un rango de variación entre 35 y 39 km de profundidad para la Discontinuidad de Mohorovicic.
Las densidades utilizadas para el desarrollo del modelo son: manto litosférico: 3,3 gr/cc; corteza inferior: 2,9 gr/cc;
corteza superior: 2,7 gr/cc; Cretácico: 2,6 gr/cc y post-Cretácico: 2,4 gr/cc. Por otra parte se generó un modelo
magnético dentro del cual se observó que las susceptibilidades magnéticas aumentaban en aquellas áreas de
somerización del basamento cristalino (pre-Cretácico) dentro de un rango de 0,001 y 0,006 en unidades c.g.s, al igual
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geofísica
que se encontró la isoterma asociada a la temperatura de Curie en un rango entre 49 y 54 km de profundidad
provocando una diferencia promedio de 15 km entre el basamento gravimétrico y el magnético.
MODELADO BIDIMENSIONAL DE LA CORTEZA EN LA ZONA DE COLISIÓN CARIBESURAMÉRICA: REGIÓN CENTRAL DE VENEZUELA (ESTADOS ARAGUA Y GUÁRICO) (*)
VIEIRA J.
USB. Escuela de Ingeniería Geofísica. Sartenejas. 2005
Tutores: María Inés JÁCOME, Carlos IZARRA y Michael SCHMITZ
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Texto completo de 132 p. en CD anexo, carpeta 62. Full text of 132 p. in enclosed CD, file 62)
El Caribe, debido a su alta complejidad estructural, ha sido objeto de numerosos estudios desde el punto de vista
símico y sismológico, sin embargo aún son muchas las interrogantes que sobre el mismo se plantean. Como parte de
los proyectos BOLIVAR y GEODINOS, y con el fin de aportar elementos a su entendimiento, entre los meses de
abril y mayo de 2004 nuevos datos de refracción sísmica fueron adquiridos en la zona de interacción entre las placas
Caribe y Sur Americana.
Específicamente para la zona central de Venezuela estos levantamientos sísmicos se realizaron en los estados
Guárico y Aragua y se extendieron costa afuera en la zona correspondiente a la cuenca de Bonaire. Haciendo uso de
estos datos se construyeron secciones de refracción sísmica tanto costa afuera como en tierra para la región central de
Venezuela. En las secciones se pudo apreciar energía sísmica correspondiente a las fases PM y Pg. A partir de la
correlación de estas fases y haciendo uso de información geológica y geofísica previamente publicada, se
construyeron modelos bidimensionales de espesores corticales y velocidades de onda P utilizando el programa de
trazado de rayos RAYINVR.
En los modelos en mar el espesor cortical total alcanza los 30 km. Las velocidades corticales promedio se
interpretaron en 6,2 km/s para la corteza superior y 6,9 km/s para la inferior, mientras que para la capa de sedimentos
variaron entre 3,1 km/s (sedimentos no consolidados) y 4,6 km/s (sedimentos consolidados). Los modelos en tierra
mostraron un aumento del espesor cortical de sur a norte, de 39 km (al sur de Calabozo) a 37 km (en las cercanías de
Ortiz). Las velocidades modeladas para la corteza variaron entre 6,2 km/s (corteza superior) y 6,9 (corteza inferior).
La capa sedimentaria mostró velocidades promedio de 3,1 (sedimentos Oligo-Mioceno) a 4,7 (sedimentos
Cretácicos).
En las cercanías de Calabozo el espesor sedimentario se adelgaza y se produce una disminución de la profundidad
a la cual se presenta el tope de la corteza. La posición de este rasgo estructural coincide con la ubicación de un alto
periférico formado en tiempos del Mioceno Temprano como respuesta a la flexura de la litósfera Suramericana por el
peso de la Serranía del Interior, lo cual está relacionado a la incorporación del Caribe entre las dos Américas que se
inicia en tiempos del Cenozoico.
MODELADO BIDIMENSIONAL DE LA CORTEZA EN LA ZONA DE COLISIÓN CARIBESURAMÉRICA, REGIÓN ORIENTAL DE VENEZUELA (ESTADOS SUCRE Y MONAGAS)(*)
YÁNEZ M.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas. 2005.
Tutores: José CAVADA y Michael SCHMITZ
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Texto completo de 134 p. en CD anexo, carpeta 63. Full text of 134 p. in enclosed CD, file 63)
El presente trabajo muestra los resultados de un estudio de refracción sísmica profunda llevado a cabo en el oriente
de Venezuela, abarcando la zona de colisión entre las placas del Caribe y de Suramérica. Esta investigación tiene
como finalidad determinar la distribución de velocidades sísmicas y espesores de las estructuras que conforman la
corteza terrestre en la zona de estudio, además de la elaboración de un mapa de espesores corticales de Venezuela, en
conjunto con tres trabajos de grado adicionales e investigaciones previas.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Trabajos Especiales de Grado de Geofísica
Para la investigación costa afuera se utilizaron las líneas de detonaciones sísmicas del proyecto BOLIVAR
(“Broad-scale Onshore-offshore Lithosphere Investigation of Venezuela and the Antilles Arc Region”), y estaciones
receptoras de la Red Sismológica Nacional. El estudio en el continente fue realizado mediante un perfil sísmico que
atraviesa los estados Sucre y Monagas. En todas las secciones sísmicas se llevó a cabo la identificación de las
principales fases corticales. Se elaboraron modelos bidimensionales utilizando el algoritmo de la simulación directa
con la técnica del trazado de rayos.
En Venezuela nor-oriental costa afuera el espesor cortical varía entre 26 km al norte y 34,8 km al sur. Los mayores
espesores sedimentarios fueron asociados a la faja de deformación sur Caribeña y las cuencas de Grenada y La
Blanquilla, encontrándose en esta última una acumulación máxima de 10,3 km. En el continente, los mayores
espesores de sedimentos corresponden a la Cuenca de Maturín, donde se alcanza un máximo de 11,2 km. Al norte de
dicha cuenca, el espesor cortical se aproxima a 50 km, disminuyendo hacia el norte, y tal engrosamiento podría ser
explicado mediante dos modelos: con el primer modelo se propone un acortamiento en régimen dúctil asociado al
acoplamiento entre las placas del Caribe y de Suramérica; el segundo modelo implica un fenómeno de duplicación
del Moho como consecuencia de arrastre de material cortical desencadenado por la subducción del manto litosférico
Suramericano bajo la placa del Caribe, o la subducción bajo Caribe de una placa oceánica que posiblemente se
encuentra adjuntada al continente en el nor-este de Paria.
El mapa de espesores corticales de Venezuela presenta un aumento de la profundidad del Moho hacia el sur, desde
23 km costa afuera, hasta 46 km en el Cratón Guayanés, observándose un adelgazamiento en la región falconiana y
un engrosamiento en la zona de la Serranía del Interior Oriental y norte de la Cuenca de Maturín.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
OTROS TEMAS GEOLÓGICOS
Nº
1
2
Carpt
Pág.
64 BARRIENTOS Y., GONZÁLEZ D. & URBANI F. Estudio hidroquímico de los manantiales
Cumbotico y Cumbote. Colonia Tovar, estado Aragua. Venezuela.
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65 BARRIENTOS Y., IZTÚRIZ A., RUIZ S., CERMEÑO E. & URBANI F. Análisis químico y
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mineralógico del depósito mineral y del residuo de evaporación del agua en el manantial
Turumo, estado Miranda. Venezuela.
BARRIENTOS Y., IZTÚRIZ A. & URBANI F. Caracterización de una alfombra de cianobacterias:
composición, cobertura y depósito mineral asociado a la fuente AR-5. Hacienda el
Chupadero, estado Aragua.
BIZZI L. A. et al. The Venezuelan Guyana shield basement dating project, progress report.
1999.
CAMPOSANO L. & URBANI F. Mediciones en muestras geológicas con el espectrómetro de
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COLVÉE P. & SZCZERBAN E. Dos edades K-Ar de rocas del estado Amazonas.
COLVÉE P. & SZCZERBAN E. El depósito mineral del Cerro Impacto, estado Bolívar. Revisión,
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NIETO G. Aspectos geoespeleológicos de la cuenca de la quebrada Marupaquén, estado
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MACSOTAY O., PERAZA T. & FURRER M. El sustrato Cretácico de las psefitas Pleistocenas de
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MENDOZA V. Geología de Venezuela. Tomo I: Cretácico, Terciario y Reciente sedimentario de
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MENDOZA V. Geología de Venezuela. Tomo II: Escudo de Guayana, Andes venezolanos y
Cordillera de la Costa.
RINCÓN A Los mamíferos fósiles del Pleistoceno de la cueva del Zumbador (Fa. 116), estado
Falcón, Venezuela.
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URBANI F. Las unidades geológicas del macizo de El Baúl, estado Cojedes, Venezuela:
Actualización de su nomenclatura.
URBANI F. Geología de la isla del Gran Roque, Parque Nacional Los Roques, Venezuela: Guía
de excursión.
URBANI F. Vistas de las manifestaciones geotérmicas de Venezuela.
17
78
18
79
19
80 URBANI F. & CAMPOSANO L. El lineamiento cuaternario de Río Caribe–Yaguaraparo, estado
20
81 URBANI F., CAMPOSANO L., AUDEMARD F. & AVÉ LALLEMANT H. Cordillera de La Costa,
Sucre, Venezuela.
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Venezuela: Excursión geológica de campo.
URBANI F. & GRANDE S. Abreviaturas de minerales formadores de rocas.
82 URBANI F., MÉNDEZ BAAMONDE J. & CONTRERAS O. Notas sobre el presunto "jaspe verde" de
la Formación Santa Rita, estado Lara.
83 VISCARRET P., GUERRERO O. & ANDARA A. Atlas petrográfico de rocas ígneas y metamórficas
de la Sierra Nevada de Mérida. Venezuela.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
ESTUDIO HIDROQUÍMICO DE LOS MANANTIALES: CUMBOTICO Y CUMBOTE. COLONIA
TOVAR. ESTADO. ARAGUA. VENEZUELA
(Hydrochemical study of two springs: Cumbotico y Cumbote. Colonia Tovar. Aragua state. Venezuela)
BARRIENTOS Y.,(1) GONZÁLEZ D.(1) & URBANI F.(2)
UPEL. Dpto. de Ciencias de la Tierra. Instituto Pedagógico de Caracas.
(2)
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas.
(Texto completo de 15 p. en CD anexo, carpeta 64. Full text of 15 p. in enclosed CD, file 64)
(1)
La caracterización hidroquímica de manantiales fríos ubicados en zonas por encima de los 1.500 m. snm., son
escasos en Venezuela y la información disponible corresponde a manantiales termo-minerales. Los objetivos del
presente trabajo fueron: caracterizar químicamente el agua de estas fuentes en función del ión dominante, determinar
su grado de mineralización y derivar su uso potencial. Los manantiales Cumbotico y Cumbote están ubicados a
1.853 y 1.600 m s.n.m. respectivamente, en el municipio Ricaurte-Colonia Tovar, estado Aragua.
Los resultados obtenidos permiten tipificar estas aguas como hipotermales, bicarbonatadas, de origen continental
y por aguas de infiltración. Cumbotico posee aguas muy suaves, por el bajo contenido de calcio y magnesio,
débilmente mineralizado (<50 mg/L) y sin tipo químico definido. Por el contrario, Cumbote tiene aguas poco duras,
de mineralización intermedia y ligeramente cálcicas.
Los bajos niveles de sílice disuelta determinados reflejan el ambiente geoquímico del área de estudio. Los altos
niveles de ortofosfatos disueltos provenientes de áreas agrícolas sugieren niveles de contaminación apreciables. La
carga de coliformes fecales reportados en la presente investigación descarta su uso como agua potable.
Por ser ambos manantiales, tributarios del río Tuy en su cuenca alta, están ocasionando un enriqueciendo químico
y microbiológico de origen antrópico, que afectan directamente la calidad de sus aguas.
ANÁLISIS QUÍMICO Y MINERALÓGICO DEL DEPÓSITO MINERAL Y DEL RESIDUO DE
EVAPORACIÓN DEL AGUA EN EL MANANTIAL TURUMO. ESTADO MIRANDA. VENEZUELA.
(1)
BARRIENTOS Y.,(1) IZTÚRIZ A.,(1) RUIZ S.,(1) CERMEÑO E.(1) & URBANI F.(2)
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Núcleo de Investigación Estudios del Medio Físico Venezolano. Caracas.
(2)
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Caracas.
(Texto completo de 8 p. en CD anexo, carpeta 65. Full text of 8 p. in enclosed CD, file 65)
Los depósitos minerales asociados a manantiales de alta mineralización son el resultado de las condiciones de
saturación o sobresaturación del agua debido a las concentraciones de los sólidos totales presentes constituidos
fundamentalmente por sales inorgánicas y materia orgánica. El objetivo del presente estudio fue determinar la
composición química tanto elemental como mineralógica del depósito mineral asociado al manantial y del residuo de
evaporación del agua (RAS 550ºC). El manantial Turumo esta localizado en la autopista Petare-Guarenas a 840 m
snm, de flujo permanente y brota en áreas pertenecientes al litodemo Esquisto de Las Mercedes.
Las muestras del depósito mineral fueron removidas del exterior del tubo de desagüe, secadas a temperatura
ambiente y analizadas por las técnicas de difracción (DRX) y fluorescencia de rayos X (FRX). El RAS se obtuvo por
métodos gravimétricos (APHA-Standard Methods, 1985). El análisis elemental del depósito mineral indicó la
presencia de los elementos químicos: O, Ca, C, S y Al y el RAS: S, O y Ca. El análisis mineralógico reveló la
dominancia monoespecífica del mineral calcita (CaC03).
Se corrobora la alta mineralización de las aguas del manantial con la composición química del depósito mineral
como respuesta al ambiente geoquímico dominante en el área.
111
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
CARACTERIZACIÓN DE UNA ALFOMBRA DE CIANOBACTERIAS: COMPOSICIÓN, COBERTURA
Y DEPÓSITO MINERAL ASOCIADO A LA FUENTE AR-5. HACIENDA EL CHUPADERO.
ESTADO ARAGUA
BARRIENTOS Y.,(1) IZTÚRIZ A.(1) & URBANI F.(2)
UPEL. Instituto Pedagógico de Caracas. Departamento de Ciencias de la Tierra. Caracas 1021.
Email: [email protected]
(2)
UCV. Escuela de Geología, Minas y Geofísica.
Email: [email protected]
(Texto completo de 16 p. en CD anexo, carpeta 66. Full text of 16 p. in enclosed CD, file 66)
(1)
El presente estudio tuvo como objetivos determinar la composición y extensión de la cobertura de una alfombra de
cianobacterias así como establecer el análisis químico del depósito mineral blanquecino asociado a la fuente AR-5,
Hda. El Chupadero, Edo Aragua y derivar posibles relaciones con la composición físico- química del agua, durante
el período Octubre 1995-1996.
Las muestras de la alfombra de algas obtenidas en el campo para los estudios de composición genérica y
taxonómica se fijaron con solución de Lugol al 10 % y formalina-sacarosa al 5%. El área de extensión de la
cobertura vegetal se midió mensualmente sobre una superficie cementada rectangular donde se desarrolla el
crecimiento vegetal. Muestras de la alfombra de cianobacterias sin fijar fueron secadas a la temperatura ambiente
para las rutinas del análisis químico: mineralógico y elemental, utilizando la metodología de difracción y
fluorescencia de rayos X, respectivamente.
Las muestras de agua superficiales fueron recolectadas mensualmente, refrigeradas y analizadas posteriormente
para parámetros como alcalinidad fenoltaleína y total, clorinidad, dureza cálcica y total, índice de Langüelier e índice
de mineralización. Las especies y compuestos químicos determinados fueron calcio, magnesio, sodio, potasio,
sulfatos, sulfitos, sulfuros, sílice y ortofosfatos disueltos. Parámetros como temperatura del agua, pH, Eh,
conductividad específica y STD fueron medidos “in situ” igualmente la temperatura ambiente. Los resultados
indicaron una alta dominancia de cianobacterias representada por dos especies pertenecientes al género Oscillatoria:
Oscillatoria geminata y Oscillatoria sp. El área promedio de cobertura fue 1,16 m2 para el período estudiado y
mostró una variabilidad estacional. El análisis mineralógico del depósito blanquecino una vez seco, permitió la
identificación por DRX de las siguientes formas minerales en orden de abundancia: burkeita > halita > calcita
>cuarzo.
El análisis elemental caracterizó en la alfombra de algas con el depósito mineral los siguientes elementos: O, Na,
Al, Si, S, Cl, K, Ca y sin el depósito mineral, C, O, Na, Al, Si, P, S, Cl, K, Ca, Fe. La alfombra de cianobacterias
tiene carácter permanente, regulado su crecimiento por el régimen hídrico de la zona.
El depósito mineral se mantiene, mientras entre otras condiciones, el pH del agua oscile entre 9,3 y 10,4. El agua
del manantial AR-5 se caracterizó como del tipo carbonatada, alcalina-sódica, sulfurosa, con carácter reductor, rica
en fosfatos, con bajo índice de mineralización y no corrosiva.
THE VENEZUELAN GUAYANA SHIELD BASEMENT DATING PROJECT, PROGRESS REPORT. 1999
BIZZI L. A. & Others
(Texto completo de 194 p. en CD anexo, carpeta 67. Full text of 194 p. in enclosed CD, file 67)
The objective of the project was to collect and analyze a suite of rock samples for Rb-Sr, Sm-Nd and U-Pb
radiogenic isotope analyses from Venezuelan Guayana Shield region to determine the main episodes of basement
generation and isotope rejuvenation in the region. There has been significant progress in the determination of the
main episodes of basement generation and isotope rejuvenation in the Venezuelan Guayana Shield region.
At this stage the following considerations are worth discussing:
Given the complexity of the picture portrayed in the isotope data produced so far, it would appear as if a greater
sampling density will be needed to unravel the first order phenomena involved in the crustal evolution of the region.
The metamict nature of most of the zircons recovered from the alluvial concentrate samples and the reduced
number of bona fide grains left in most of the samples imply that the chemical age to be determined might not be as
well constrained as expected at the early planning stages of the Project. Also, with only a few grains involved, the
possibility of “geological” contamination (i.e. mixture of different sources) of samples might become a
112
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
consideration. One implication is that much more analytical time and sample material would have to be employed if
the objectives set initially for the SHRIMP work were to be achieved. Alternative approaches will have to be
discussed and the geological meaning of the abnormally high concentration of metamict zircons in the samples
warrants investigation.
In view of the new data for Guaniamo, a comparison of the nature and paleogeothermal conditions of the mantle
lithosphere underlying the Imataca Block to those of the mantle underlying the Guaniamo is of fundamental
importance for this Project. We should attempt to address the level of depletion attained during the accretion of the
protoliths (part of which appear to be Proterozoic in age) and the possible influence of subducted mantle material
underneath the Imataca. That means we should consider collecting further samples, at a closer density, to be sorted
for mantle derived garnets which would then be analyzed both via microprobe (for major and trace element
determination) and via ICP-MS (for Nickel thermometry and trace element studies).
KAMINSKY et al. (1998) demonstrated that the majority of the diamonds from Guaniamo are isotopically light (δ13C
<-10% for 95% of the diamonds) and that diamond inclusions are dominated by eclogitic –type silica-rich
assemblages (coesites, omphacites, garnets, corumdum). Such observations are not only unique in nature but also
bear upon the possible relevance of subducted mantle materials on regional scale. The authors also reported
coexisting garnet and clinopyroxene inclusions equilibrated at 41,4 – 61,5 Kb and 1200ºC. In the absence of garnets,
we should attempt to acquire silicate inclusions-bearing diamond samples which could be investigated in terms of
nature, parageneses and geothermobarometry.
ANÁLISIS DE MUESTRAS GEOLÓGICAS CON EL ESPECTRÓMETRO DE FLUORESCENCIA DE
RAYOS X POR ENERGÍA DISPERSIVA NITON XL-722S
(Gelogical samples analysis with the dispersive energy x-ray fluorescence spectrometer Niton XL-722S)
CAMPOSANO L. & URBANI F.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica. Caracas.
Email: [email protected]
(Texto completo de 36 p. en CD anexo, carpeta 68. Full text of 36 p. in enclosed CD, file 68)
El espectrómetro Niton XL-722S es un equipo portátil que permite determinar las concentraciones de 24
elementos químicos utilizando la técnica de fluorescencia de rayos X por energía dispersiva (FRX-ED). Sus dos
fuentes, Cd109 y Am241, permiten determinar las concentraciones de Fe, Co, Cr, Zr, Zn, Ni, Rb, Sr, Cu, Pb, As, Se,
Hg, Mo, Mn, Ba, Ag, La, Te, Cd, Sn, Sb, Cs y Pd. Los análisis pueden ser realizados en suelos, rocas y cualquier tipo
de forma física en el campo o en el laboratorio. Además puede realizar mediciones de manera simultánea y
determinar las concentraciones sin la necesidad de curvas de calibración a partir de patrones estándar, ya que posee
una calibración interna predefinida para cada elemento.
Se realizaron pruebas para establecer los parámetros de medición y conocer su funcionamiento, obtener los
tiempos óptimos de adquisición en polvos de muestras geológicas y los elementos detectados en estas. Los tiempos
se evaluaron con ó sin uso de filtro de kapton; se realizó el análisis comparativo de los resultados medidos en campo
con uso de filtro y los realizados en laboratorio. De igual manera se analizaron patrones internacionales y se
compararon sus valores teóricos con los resultados obtenidos. Por último se compararon datos obtenidos con el Niton
y con ICP en muestras de rocas sedimentarias.
El tiempo optimo de medición, se evaluó efectuando varias lecturas de una misma muestra en tiempos de 60,
120 y 240 s y mediciones aleatorias de 2 o 3 repeticiones en tiempos de 300, 400, 500 s con la finalidad de observar
los rangos de tiempo se detección de algunos elementos en particular. De las observaciones se puede establecer que
el tiempo óptimo en muestras de rocas sedimentarias puede ser establecido entre 250 y 350 s, ya que, en este tiempo
el Niton XL-722S registra las concentraciones de la mayoría de elementos.
En las pruebas utilizando la plataforma con filtro, se construyeron curvas de calibración para Mo, Zr, Sr, Rb, Pb,
Se, Zn, Cu, Ni, Fe, Mn, Cr y Hg, con las cuales es posible realizar correcciones para llevar datos obtenidos en
campo, con el filtro de Kapton, a equivalentes obtenidos en laboratorio sin uso de filtro.
También se analizaron 13 muestras de patrones estándar y se compararon los resultados con sus valores teóricos.
Los mismos se corrieron por triplicado en 300 s. Se determinaron las concentraciones de: Mo, Zn, Sr, Rb, Pb, Zn,
Cu, Co, La y Ba y se construyeron 8 curvas de correlación con los datos originales y los obtenidos con el Niton XL722S cuyos coeficientes de correlación son mayores a 0,8, pudiendo ser utilizados para corregir datos de Niton XL722S y llevarlos a datos equivalentes de ICP.
113
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
Por último, se compararon los resultados de análisis obtenidos con ICP y con el Niton XL-722S en muestras
sedimentarias. Se usaron areniscas y lutitas, se detectaron los elementos Mo, Sr, Rb, Zn, Ni, Fe, La y Ba con las dos
fuentes del equipo, Cd109 y Am241. Estas muestras se analizaron por triplicado en 300 segundos. De esta forma, se
tienen los gráficos de Sr, Rb, Fe, Ba y La con coeficientes de correlación lo suficientemente buenos para ser
utilizados en correcciones a partir de datos de ICP. Al utilizar las calibraciones en rocas sedimentarias y con otras
formaciones geológicas deben incorporarse en las curvas muestras de la localidad de interés, agregando en la matriz
de datos características químicas de las rocas a analizar.
CARACTERIZACIÓN QUÍMICA Y MINERALÓGICA DE MUESTRAS RECOLECTADAS EN ISLA DE
AVES. VENEZUELA
CAMPOSANO L., URBANI F. & CONTRERAS O.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica.
Email: [email protected]
(Texto completo de 44 p. en CD anexo, carpeta 69. Full text of 44 p. in enclosed CD, file 69)
Se presentan los resultados obtenidos en el estudio geoquímico, mineralógico y petrográfico realizado de 33
muestras de rocas y sedimentos recolectados en Isla de Aves en el noreste venezolano correspondientes a rocas
ígneas, rocas carbonáticas, sedimentos y carbones recolectadas en la línea de costa de la isla. Las mismas se
analizaron utilizando petrografía y metodologías de rayos X con la finalidad de realizar una caracterización y
establecer las relaciones existentes entre litotipos estudiados.
Con técnicas de fluorescencia de rayos X por energía dispersiva (FRX-ED) se obtuvieron las concentraciones de
24 elementos químicos, correspondientes a los elementos mayoritarios Al2O3, SiO2, CaO, CO2, K2O, TiO2, Mn,
Fe2O3 (Tabla 1) y a los elementos traza Mo, V, Sr, Rb, Pb, Se, As, Hg, Zn, Cu, Ni, Co, Cr y Ba, mientras con la
técnica de difracción de rayos X (DRX) se determinó la mineralogía presente en un grupo de muestras seleccionadas
logrando identificar minerales del grupo de los fosfatos y de los carbonatos (Tabla 2).
Tabla 1. Tabla de concentraciones de elementos mayoritarios obtenidas utilizando el Minipal PW4025. El Mn fue obtenido utilizando el Niton
XL-722S. Valores en %, el V y Mn en ppm.
Tipo de Muestra
ID
Al2O3
SiO2
CaO
CO2
K2O
TiO2
V
Mn
Fe2O3
Mg
iav1
iav2
iav3
iav4
iav5
iav6
iav7
iav8
iav9
iav10
iav11
iav12
iav13
iav14
iav15
iav16
iav17
iav18
iav19
iav20
iav21
iav22
iav23
iav24
iav26
iav27
iav28
iav29
iav30
iav31
iav32
iav33
1,42
1,74
1,21
1,75
2,50
0,65
1,11
0,92
2,53
2,99
1,81
2,49
3,11
3,66
2,68
2,80
3,02
2,72
1,73
2,09
2,40
1,37
18,07
14,40
14,52
11,50
0,35
9,85
1,02
10,82
1,22
0,00
6,53
4,55
10,51
9,97
4,25
5,75
11,27
11,14
4,67
5,46
6,74
4,78
4,60
4,91
7,41
6,71
5,76
5,91
8,73
7,23
5,40
9,09
42,40
54,60
52,52
73,96
93,17
77,02
92,92
78,46
11,60
6,24
35,66
56,04
39,17
43,82
51,30
8,73
37,26
37,61
53,01
55,94
55,34
54,54
51,56
50,67
48,81
51,58
50,40
51,76
46,14
49,15
46,10
9,75
0,67
5,23
5,82
0,68
0,38
0,51
0,38
0,42
52,10
6,24
15,69
24,66
17,23
19,28
22,57
3,84
16,39
16,55
23,32
24,61
24,35
24,00
22,69
22,30
21,47
22,70
22,18
22,78
20,30
21,63
20,29
4,29
0,29
2,30
2,56
0,30
0,17
0,22
0,17
0,18
22,92
2,75
0,28
0,31
0,15
0,18
0,26
0,45
0,12
0,15
0,28
0,28
0,26
0,31
0,27
0,29
0,21
0,28
0,30
0,26
0,21
0,27
0,24
0,01
1,98
4,66
0,59
4,48
0,00
1,34
0,00
4,57
0,28
0,00
0,06
0,07
0,08
0,07
0,06
0,11
0,07
0,07
0,06
0,06
0,06
0,06
0,06
0,07
0,06
0,06
0,07
0,06
0,06
0,07
0,06
0,34
2,06
0,73
0,41
0,11
0,00
0,42
2,12
0,27
0,12
0,07
114
<20
<20
56
<20
<20
<20
28
49
<20
<20
50
35
57
25
32
46
<20
<20
26
<20
32
67
259
<20
39
<20
54
53
65
<20
109
<20
<110
<110
<110
134
167
<110
121
<110
132
162
<110
114
97
200
123
<110
<110
136
167
<110
126
<110
<110
<110
478
<110
<110
361
<110
<110
<110
<110
0,16
0,17
0,16
0,18
0,14
1,50
0,23
0,23
0,17
0,19
0,18
0,18
0,15
0,16
0,17
0,18
0,16
0,14
0,20
0,21
0,15
2,09
1,14
6,73
5,78
2,55
2,39
2,06
1,31
2,17
0,55
0,98
10,77
12,57
3,33
8,61
20,39
4,57
6,25
2,73
16,96
10,58
7,26
12,86
17,70
18,06
8,17
14,25
14,54
9,71
8,69
9,85
13,32
<1,00
<1,00
4,71
0,71
2,11
3,27
2,44
2,11
2,83
0,21
<1,00
Roca Carbonática
Roca Carbonática
Roca Carbonática
Roca Carbonática
Roca Carbonática
Carbón
Roca Carbonática
Roca Carbonática
Sedimento
Sedimento
Sedimento
Sedimento
Sedimento
Sedimento
Sedimento
Sedimento
Sedimento
Sedimento
Roca Carbonática
Sedimento
Sedimento
Carbón
Carbón
Ígnea
Ígnea
Ígnea
Chert
Arenisca
Carbón
Ígnea
Roca Carbonática
Asfalto
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
Tabla 2. Mineralogía reconocida en algunas de las muestras mediante la técnica de DRX.
Minerales Identificados
Muestras
iav-20
Aragonito, Calcita, Carbonatohidroxilapatito, Monetita
iav-19
Aragonito, Calcita, Fluorapatito
iav-16
Calcita, Fluorapatito
iav-03
Aragonito, Fluorapatito, Carbonatofluorapatito
iav-04
Aragonito, Calcita, Fluorapatito
En el análisis petrográfico realizado se estableció la clasificación de cuatro muestras de rocas carbonáticas y cuatro
muestras de rocas ígneas. En ellas se realizó una descripción general y de acuerdo a las características y mineralogía
se clasificaron obteniendo los tipos de rocas que se mencionan en las Tablas 3 y 4.
Tabla 3. Clasificación de rocas carbonáticas.
Muestra FOLK (1962) DUHAM (1962)
iav 2
Biolitita
EMBRY & KLOVAN (1972)
-
Framestone
iav 10
Biosparita
Packstone
-
iav 5
Biomicrita
Wackstone
-
Iav 32
Biomicrita
Packstone
-
Tabla 4. Resumen de la clasificación de las rocas ígneas.
Muestra
Mineralogía
Clasificación
iav 24
Matriz afanítica, piroxeno (augita) prismático y alargado, andesina, pirrotita
Andesita Porfidítica
iav 26
Matriz vítrea, andesina tabular zonada, hipersteno, hematita, apatito, horblenda
Pórfido de Andesita
iav 27
Holocristalina, cuarzo, andesina y feld.K, biotita, epidoto, hematita
Melano-Sienogranito
iav 31
Matriz afanítica, cuarzo, andesina, feld.K, pirrotita, apatito
Riolita Cuarcífera
El análisis multivariable de sedimentos y rocas carbonáticos usando elementos mayoritarios, no muestra diferencia
entre estos grupos, indicando que los sedimentos tienen su origen en las rocas carbonáticas. Pero al usar las variables
Sr, CaO, CO2 y MgO asociadas a este tipo de rocas, existe un pequeño grupo que se aleja del comportamiento
general debido a sus bajas concentraciones de Sr.
Este tipo de análisis permitió comprender que existe una estrecha relación entre los sedimentos y las rocas
existentes en Isla de Aves. En referencia al origen de los fragmentos de las rocas aquí encontradas hay muchas
dudas, inclusive existe la posibilidad que hayan llegado al lugar como parte del balastro de embarcaciones pesqueras
MEDICIONES DE RADIOACTIVIDAD GAMMA EN LA FUENTE TERMAL PRINGÜE, AGUAS
CALIENTES, UREÑA, ESTADO TÁCHIRA
(Gamma radioactivity measurements in Pringüe Hot Spring, Aguas Calientes, Ureña, Táchira state,
Venezuela)
COLVEE P. & SZCZERBAN E.
INFRASUR, Caracas. Email: [email protected]
(Texto completo de 3 p. en CD anexo, carpeta 70. Full text of 3 p. in enclosed CD, file 70)
En noviembre de 1974 mientras a través de CODESUR-MOP se realizaban estudios geológicos y levantamientos
radimétricos en el Territorio Federal Amazonas (TFA), el Dr. Enrique TEJERA solicitó la cooperación
interinstitucional para visitar las fuentes termales de Aguas Calientes de Ureña en el estado Táchira, y realizar una
evaluación radiométrica ante la presunta presencia de alta radioactividad debido a “posibles depósitos de uranio". La
solicitud se debió a la capacidad entonces adquirida por CODESUR en numerosos levantamientos radimétricos tanto
aerotransportados, como terrestres efectuados en el TFA y por disponer de modernos equipos portátiles para tales
mediciones.
115
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
Los suscritos viajaron a Ureña portando un contador de centelleo portátil de tipo diferencial acumulativo, marca
Texas Instruments con cristal de NaI(Tl) de 3x3x3 cm debidamente calibrado. Este equipo permitía medir (en cps.)
cuatro ventanas, a saber: total, K+U+Th, U+Th y Th. Adicionalmente se llevaron varios equipos “Geiger” para los
trabajos de reconocimiento geológico en el área.
El día 2 de diciembre se realizaron reuniones previas con el personal del MOP-Táchira y con las empresas que
utilizaban el agua de las fuentes: una embotelladora y el Hotel Aguas Calientes. El día 3 de diciembre, acompañados
por personal local del MOP, se visitaron distintas fuentes termales y se midió su radioactividad en los puntos del
brote del agua. Sólo en la fuente principal, denominada Pringue se midió valores superiores a la demás. Esta es la
fuente de mayor caudal y el agua es conducida en tubería al Hotel y a la Embotelladora.
En vista de estos niveles mayores de radioactividad a las demás fuentes, dentro del área cercada de la fuente
Pringue se tomaron mediciones en 60 puntos distintos (Tabla 1, Fig. 1).
Las mediciones relativamente altas de algunos puntos como en 19 y 24, se interpretó que era debido al efecto
geométrico al introducir el sensor en un sitio donde está rodeado de suelo. En forma general se nota que los mayores
valores se midieron en sitios encharcados, donde había mayor posibilidad de que el U precipitara en forma en sales o
retenido en la biomasa (algas, bacterias, etc.).
Para completar la información, con auxilio de los equipos Geiger se realizó un reconocimiento geológico
superficial de las áreas circunvecinas a la fuente, encontrándose otros pequeños manantiales con indicios tenues de
depósitos químicos que mostraban alguna actividad.
La conclusión a la cual se llegó hace tres décadas, tanto por las evidencias de las mediciones superficiales como el
reconocimiento geológico, es que no hay indicio alguno que la zona estudiada tenga posibilidad de albergar
depósitos mencionables de uranio.
DOS EDADES K-Ar DE ROCAS DEL ESTADO AMAZONAS
(Three K-Ar ages from Amazonas state, Venezuela)
COLVEE P. & SZCZERBAN E.
INFRASUR, Caracas. Email: [email protected]
Se presenta información geocronológica de dos muestras de rocas ígneas procedentes del estado Amazonas, que
fueron datadas en 1971 por el método de K-Ar y que habían permanecido inéditas hasta el presente, pero dada la
generalizada escasez de edades en Venezuela, se ha considerado apropiado darlas a conocer.
Su ubicación y características petrográficas aparecen resumidas en las dos tablas siguientes:
Muestra
Longitud
Latitud
Región
Valle medio del
TFA-3
66,241
4,607
Ventuari
TFA-5
66,134
5,795
(*) Basado en el mapa de WYNN et al. (1993)
Probable unidad geológica (*)
Granitos de la Asociación Ígnea Cuchivero (Proterozoico)
Muestra
Qtz
Kfs
Pl
Hrb
Bt
Trazas
Clasificación
TFA-3
25
35-40
25
7
Ap, Zrn, Ttn, Fe-Ox,
Granito biotítico
TFA-5
40-45
30-35
15
20
5
Ap, Zrn, Ttn, Fe-Ox, Ep, Chl
Granito hornbléndico biotítico
Petrografía según COLVÉE et al.(2006). Abreviaturas de los minerales según URBANI & GRANDE (2006).
Las determinaciones de edad fueron realizadas en el Departamento de Geología de la Universidad de Rice,
Houston, Texas, utilizando concentrados de biotita separada por líquidos pesados y separador magnético. El K se
analizó por absorción atómica en dos réplicas y las determinaciones de 40K por medio de un espectrómetro de masa
tipo Nier. Los resultados de edad corresponden al Proterozoico medio, a saber:
Número
TFA-3
TFA-5
Edad (Ma)
1.215 ± 40
1.255 ± 45
Al comparar las edades de las muestras con aquellas de las diversas unidades graníticas conocidas e incluidas
dentro de Cuchivero, con la que mejor se asemeja es con la edad de 1.120 ± 60 Ma determinada por el mismo
método por OLMETA (1968, en CIEN 1997) para el Granito de Santa Rosalía. Esta edad se ha interpretado como
116
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
efectos del evento termal Orinoquense o Nickeriano. Por isocronas de Rb/Sr la misma unidad aporta edades cercanas
a 1.900 Ma, que parece corresponder al evento Trans-Amazónico.
Referencias
CIEN-COMITÉ INTERFILIALES DE ESTRATIGRAFÍA Y NOMENCLATURA. 1997. Léxico estratigráfico electrónico de
Venezuela. www.pdvvsa.com/lexico
COLVÉE P., E. SZCZERBAN, S. TALUKDAR & F. URBANI. 2006. Petrografía de muestras del estado Amazonas y
Municipio Cedeño del estado Bolívar, Escudo de Guayana. Geos (UCV, Caracas) 39, en preparación.
URBANI F. & S. GRANDE. 2006. Abreviaturas de minerales formadores de rocas. Geos (UCV, Caracas) 38: 128-129.
WYNN J. C., D. P. COX, F. GRAY & P. G. SCHRUBEN. 1993. Geologic and tectonic map of the Venezuelan Guayana
shield. USGS Bulletin 2062, Plate 2, mapa escala 1:1.000.000.
EL DEPÓSITO MINERAL DEL CERRO IMPACTO, ESTADO BOLÍVAR. REVISIÓN, EVALUACIÓN
E IMPORTANCIA ECONÓMICA
(The Cerro Impacto mineral deposit, Bolívar state. Review, evaluation and economic importance)
COLVEE P. & SZCZERBAN E.
INFRASUR, Caracas. Email: [email protected]
(Texto completo de 242 p. en CD anexo, carpeta 71. Full text of 242 p. in enclosed CD, file 71)
El cerro impacto corresponde a una expresión fisiográfica y estructural bien definida, en un ambiente típico de
selva tropical nublada. Se encuentra en la intercepción del paralelo 5° 50’ de latitud norte con el meridiano 65° 13’
de longitud oeste en el distrito Cedeño, estado Bolívar, a pocos kilómetros del límite con el Territorio Federal
Amazonas.
Esta conformado por tres cerros cuyas alturas máximas oscilan entre 1.250 y 1.500 m sobre el nivel de mar,
rodeados por un valle ovalado d e 15 km de diámetro, cuya altura promedio es de 1.000 m sobre el nivel del mar. El
cauce de agua principal de este valle es el río Sabueso, que con sus afluentes Caño Impacto y Sur forman parte de las
cabeceras del río Cuchivero.
El Cerro Impacto presenta una forma alargada en sentido norte-sur de casi 10 km de largo por 2 km de ancho,
limitado al norte y al sur por dos cerros más pequeños, denominados Cerro Norte y Cerro Sur. El primero cuyas
dimensiones son 2,8 por 2,5 km está separado del Cerro Impacto por el río del mismo nombre, mientras el segundo
lo está por el río Sur y sus dimensiones son de 3,5 km de largo por 1,5 km de ancho máximo.
El clima en toda la región es bastante inestable, ocurriendo fuertes cambios de temperatura, con una oscilación de
20° (aprox.) entre el día y la noche. Las precipitaciones son casi continuas, siendo las mayores reconocidas de todo el
estado Amazonas y el municipio Cedeño. Estimaciones aproximadas indican un promedio pluviométrico superior a
los 3.600 mm anuales con registros puntuales de lluvias constantes durante 10 a 12 horas diarias. Estos últimos datos
corresponden a observaciones realizadas en la falda este del Cerro Impacto durante los meses de verano.
Los vientos predominantes en la región soplan del noreste. La vegetación de los grandes valles del este y del
oeste de la zona Impacto, es de características típicas de clima subtropical, mientras que en las faldas y cima del
cerro es de clima tropical típico.
El acceso a Cerro Impacto es únicamente por helicóptero, por lo general desde San Juan de Manapiare que dista
unos 150 km al suroeste. El vuelo tarda unos 45 minutos cuando hay buen tiempo. San Juan de Manapiare es
accesible por vía aérea desde Puerto Ayacucho, Los Pijiguaos o Caicara del Orinoco, y remontando los ríos Orinoco,
Venuari y Manapiare.
El complejo del Cerro Impacto fue detectado en 1971 por la División de Investigación Aplicada de la Comisión
para el Desarrollo del Sur, (CODESUR Ministerio de Obras Públicas), al ser claramente identificable en las
imágenes de radar por visión lateral (SLAR), que ordenadas por dicho organismo por primera vez en el país a escala
1:250.000, con lo cual se obtuvo una cartografía del entonces Territorio Federal Amazonas y el distrito Cedeño del
estado Bolívar. Al iniciar la campaña de estudios y trabajos, correspondiente al periodo 1971-1972, se reanudaron los
programas de prospección aérea radiométrica, que habían sufrido un receso de tres meses, debido a condiciones
metereológicas adversas en el territorio. Con este objetivo se seleccionaron unas zonas de interés valiéndose de las
imágenes SLAR y la información geológica disponible hasta aquel momento. En el transcurso del mes de octubre de
1971, se descubrieron y ubicaron dos anomalías radimétricas (γ): una en el Cerro El Danto (estribación norte de cerro
Parú) de importancia relativa y otra de mayor importancia en el Cerro Impacto, nombra alusivo a la curiosa forma
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Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
que presenta en imágenes de radar, parecidas a un cráter producido por un impacto meteorítico. En dicho cerro se
detectaron fuertes anomalías a lo largo de sus vertientes este y oeste.
Dada la importancia del hallazgo se procedió de inmediato al levantamiento aéreo radiométrico (γ) semidetallado del Cerro Impacto y sus inmediaciones. Se intentó realizar un levantamiento aerofotográfico con resultados
negativos debido a la inclemencia atmosférica reinante casi en forma continua en toda la región.
En base a los resultados obtenidos por la prospección aérea radiométrica a grandes rasgos y semi-detallada se
determinaron una serie de áreas de alta actividad. Se planificó entonces la ejecución de levantamientos geológicos y
radiométricos terrestres preliminares en dichas áreas.
Apoyados por una logística basada exclusivamente en el helicóptero, en enero de 1972 se establecieron tres
helipuertos y un campamento semi permanente, desde los cuales se abrieron una serie de picas exploratorias que en
forma radial partían de dichos puntos. Se abrieron varias calicatas, colectándose muestras superficiales de la capa
laterítica que conforma el suelo del Cerro Impacto.
Las muestras consideradas como más representativas fueron enviadas para sus análisis a varios laboratorios:
Dpto. de Química Nuclear de IVIC, Centro de Evaluaciones del MMH, la Sección de Análisis del Dpto. de Geología
de la Universidad de Rice.
CODESUR cesó sus labores en el Cerro Impacto en marzo de 1972. El Ministerio de Minas e Hidrocarburos a
través de su Dirección de Geología en agosto de 1972 inició un estudio más detallado que comprendía tanto una
exploración terrestre semi-detallada a lo largo de picas, quebradas y caños, a través de levantamientos geológicos,
geoquímicas y sondeos exploratorios, así como radiometría aérea y magnetometría. Los trabajos de campo realizados
por del MMH durante el año 1972 solo cubrieron parcialmente las áreas o secciones inmediatas a los dos
campamentos de CODESUR en el flanco este del cerro.
Posteriormente, hasta 1974, su trabajo exploratorio consistió en la apertura de una pica principal Norte-Sur a lo
largo de la falda oeste de Cerro Impacto y los Cerros Norte y Sur que son su prolongación. Desde esta pica se
abrieron picas transversales Este-Oeste que cruzan las crestas de los cerros. Tanto la pica eje, como las picas
transversales, así como todos los puntos factibles de muestrear en ríos y caños cercanos al Cerro Impacto, fueron
estudiados a nivel de semi-detalle por métodos geológicos, geoquímicos y geofísicos.
Debemos señalar el papel fundamental del Ministerio de Minas e Hidrocarburos en la exploración del Cerro
Impacto. Como se verá en este informe la mayoría de datos cuantitativos son extraídos de los informes del
denominado Grupo de Trabajo de Impacto (GTI 1973) integrado por los siguientes profesionales H. M. AARDEN, N.
BENAIM, E. HERRERO, Juana María ITURRALDE, P. MOTISSKA, J. NAVARRO, J. PASQUALI y R. S. SIFONTES, así como
numeroso personal técnico y auxiliar, todos los análisis aparecen en las Tablas 1 a 4. Este trabajo requirió un
cuantioso nivel de inversión. Es lamentable e extravió de la información de las perforaciones profundas, hasta 196 m.
En los siguientes capítulos de este trabajo se exponen los alcances de los resultados obtenidos por ambos
organismos.
ASPECTOS GEOESPELEOLÓGICOS DE LA CUENCA DE LA QUEBRADA MARUPAQUÉN, ESTADO
BOLÍVAR, VENEZUELA
NIETO G.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología Minas y Geofísica. Grupo GEO-UCV. Caracas. 1053-A.
(Texto completo de 24 p. en CD anexo, carpeta 72. Full text of 24 p. in enclosed CD, file 72)
En el año 2000 se comienza a estudiar la cuenca de la quebrada Marupaquén en el estado Bolívar, de esta primera
etapa de campo se topografía la cueva Marupaquén 1 y 2, en una segunda visita en el año 2002 se llevó a cabo el
levantamiento geológico, con el objetivo de obtener una base cartográfica a escala 1:25.000 y de integrar los datos
geológicos, hidrológicos y espeleológicos.
La zona de estudio se encuentra ubicada en el margen SE del Parque Nacional Gran Sabana, limitado en la parte
septentrional por el morichal Santa Teresa, al sur y al oeste por el río Uairén, al este por las cuestas del cerro
Chirikayén. El área abarca aproximadamente 14 km2 y es un valle con forma de “U” que muestra laderas convexas
de pendiente fuerte tanto al norte como al sur. El drenaje es de carácter dendrítico adaptado con respecto a la
estratificación con un caudal en la cueva Marupaquén 1 de al menos 0,8 l/s.
Se logran cartografiar 2 cavidades pertenecientes a un sistema pseudokárstico de dimensiones decamétricas, que se
desarrolla a expensas de un cuerpo de conglomerado polimíctico interestratificado con arenisca cuarzosa, cuarcita y
argilita cuarzo feldespática, en donde las galerías que forman el eje principal de las cavidades se orienta con rumbo
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Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
que va desde N45E a N60E. Estas se generan gracias a la estratificación entre el conglomerado polimíctico y cuerpos
de arenisca cuarzosa que han sido disueltas y erosionadas.
Los cuerpos de conglomerado polimíctico, arenisca cuarzosa, cuarcita y argilita han sido depositadas previo a los
1.570 +/- 83 Ma (PRINGLE & TEGGIN 1985) en una cuenca intracratónica tipo rift, dado que las facies definidas son
características de un ambiente sedimentario continental de carácter fluvial, que localmente presenta canales
entrelazados con lapsos de baja energía definidos por las argilita cuarzo feldespática.
EL SUSTRATO CRETÁCICO DE LAS PSEFITAS PLEISTOCENAS DE LA SIERRA DE FALCÓN EN LA
SUB-CUENCA DE CASUPAL. VENEZUELA
MACSOTAY O.,(1) PERAZA T.(2) & FURRER M.(2)
(1)
Urb. El Trigal Norte; Av. Atlántico, no. 155-61 B, Valencia, Edo. Carabobo. Email: [email protected]
(2)
E-mail: [email protected]
(Texto completo de 20 p. en CD anexo, carpeta 73. Full text of 20 p. in enclosed CD, file 73)
El extremo sur-oriental de la Serranía de Falcón, la sub-cuenca de Casupal, es el sector menos conocido de la
región. Su subestrato consiste en hemipelagitas alóctonas de la Formación Barquisimeto (Cenomaniense- Paleoceno
Temprano). Suprayacente, las turbiditas pelíticas de la Formación Trujillo (?), y la Formación Maporita (Plioceno)
molasas siliciclásticas de origen continental.
Un conglomerado de espesor plurihectométrico rellenó el graben de Yaracuy durante el Pleistoceno Temprano
(Formación Las Pailas). Durante el Pleistoceno Medio está depresión extensional revirtió, deformando toda la
secuencia y transportando rocas del basamento a la superficie.
La Formación Barquisimeto está representada por el miembro basal La Osa, y el del tope, Miembro Barure,
midiendo algo más de 70 m. El resto de la unidad se halla condensada. El término "Formación Urama" deberá ser
rechazado, por no corresponder a secuencia estratigráfica.
GEOLOGÍA DE VENEZUELA
1: CRETÁCICO, TERCIARIO Y RECIENTE SEDIMENTARIO DE VENEZUELA
MENDOZA V.
UDO. Escuela de Ciencias de la Tierra. Ciudad Bolívar.
(Texto completo de 365 p. en CD anexo, carpeta 74. Full text of 365 p. in enclosed CD, file 74)
El Mesozoico comprende tres períodos: Triásico, Jurásico y Cretácico. El Triásico se inició hacen unos 250 Ma y
finalizó hacen unos 205 Ma. El Jurásico comenzó hacen 205 Ma y finalizó hacia 140 Ma. El Cretácico comenzó
hacen 140 Ma y concluyó hacen unos 65 Ma. En el Triásico se comenzó a fragmentar el supercontinente Pangea,
entre Norteamérica y la parte Norte de Africa. Esta distensión de continentes motivó levantamientos y en especial
hundimientos de grandes bloques o fosas en las cuales se depositaron grandes espesores de sedimentos arenosos
fluvio-deltaicos a marinos someros. Con la disrupción de la Pangea también se originó el emplazamiento de extensas
coladas de basaltos continentales (“flood basalts” como los del River Plain en USA, Paraná en Brasil, etc.). Ya en el
Jurásico se había fraccionado la Pangea en dos grandes continentes: Laurentia en el Norte (Asia, Europa y
Norteamérica) y Gondwana en el Sur (Africa, Sur América, etc.), divididos o separados por un mar mediterráneo
denominado Tethis, cuya parte más occidental la ocupa en parte el actual Mar Mediterráneo. Italia, Grecia, Turquía e
Irán aún estaban unidas al Norte de Africa, mientras que la India se desplazaba a la deriva hacia el norte en
trayectoria de colisión con Laurentia. o Norteamérica que comenzaba a separarse de Europa y Groenlandia
continuaba en su movimiento hacia el Oeste. Esto último produjo dos efectos: 1) la apertura del Golfo de México, en
cuyos fondos se depositaron espesas secuencias salinas y 2) la formación de cinturones metamórficos apareados,
hacia la zona de subducción en la costa Occidental, de rocas de alta presión (esquistos azules y eclogitas del Grupo
Franciscano) y hacia el interior, rocas de baja presión y alta temperatura, en el arco magmático (rocas graníticas) de
Sierra Nevada de Norteamérica.
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Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
Durante el Cretácico, a nivel mundial, la placa del continente de África se desprendió de Gondwana y se movió
hacia el norte comprimiendo a los sedimentos del Mar Mediterráneo o Tethis, creando los Alpes. La Placa Africana
se hundió bajo Laurentia, desencadenando la actividad volcánica que hoy persiste en la península de Italia (Sicilia).
Simultáneamente el primitivo océano Atlántico por rifting se fue expandiendo y ensanchando y por lo tanto
separando a África hacia el Este de América del Sur que lo hacía al Oeste. Al Sur la India se había separado de
Gondwana y en su deriva, mayormente hacia el Norte, había comenzado a plegar los sedimentos del Tethis oriental,
formando los montes antecedentes de los Himalayas. La Antártida y Australia, aún unidas, se desplazaron a la deriva
hacia el Sur y Sureste. El empuje oceánico de Norteamérica hacia el Oeste contra la Placa Pacifico originó las
Montañas Rocosas y lo mismo ocurrió con Sur América y la Formación de la Cordillera Central de Colombia y la
Gran Cordillera Andina. Al este de Norteamérica los sedimentos producidos por la erosión de los Apalaches
formaron la planicie pasiva costera atlántica. Durante el Cretácico medio el nivel del mar subió en casi todo el
mundo, inundando casi un tercio de la superficie terrestre.
En Venezuela se registra el Mesozoico en dos provincias muy diferentes: una provincia de dominio epicontinental,
autóctona y otra de dominio geosinclinal profunda, alóctona. Los sedimentos de la provincia epicontinental están
bien preservados en la Cordillera de los Andes, Sierra de Perijá, Serranía del Interior y subsuelo de Maracaibo,
Barinas y Venezuela Oriental. Las rocas de la provincia geosinclinal alóctona forman la Cordillera de la Costa,
Serranía del Interior, Penínsulas de Paraguaná, Araya y Paria, Isla de Margarita y demás islas del Caribe venezolano,
todas ellas formando parte de una macrounidad litodémica denominada Sistema Montañoso del Caribe.
En la disrupción de la Pangea, con una tectónica distensiva o de rift, se produjo volcanismo y sedimentación de
capas rojas intercaladas con rocas volcánicas. El norte de Venezuela Occidental registra esta tectónica. En efecto en
el Hemisferio Sur, Sudamérica y África se separaban en dirección W-E, creando un estrecho océano entre ambas, el
Atlántico, que se comunicaría con el Tethis. En el Triásico hay un levantamiento del borde cratónico, (siendo el Alto
de El Baúl una de sus consecuencias) y una retirada de los mares seguido por un largo período erosivo (que duró
unos 120 Ma), originando una peniplanación y sólo al final del Triásico-Jurásico Temprano, en las zonas deprimidas
de surcos o semigrabens, se registró sedimentación mayormente continental.
En el norte de Sudamérica en el Jurásico Temprano se sobreponen una serie de grabens o fosas sobre superficies
peniplanadas de rocas de edades del Paleozoico y Precámbrico, mientras la Placa Pacífico subductaba debajo de la
Placa Suraméricana que se desplazaba hacia el Oeste. Estos semi-grabens o fosas se alineaban aproximadamente N-S
y fueron rellenas por sedimentos continentales de capas rojas (Formación La Quinta) intercaladas con rocas
volcanoclásticas de composición intermedia, en particular hacia el Occidente de Venezuela (volcánicas de los grupos
La Ge y Guacamayas), con edades que van entre los 160 a los 195 Ma. Son ejemplos, entre otras, de estas fosas
rellenas, las de Urdaneta en Zulia y Ospino en Guárico. González de Juana et al. (1980) refieren las fosas de
Machiques, Barquisimeto y Uribante. En suma, los efectos de la Orogénesis Permo-Triásica son de una tectónica
compresiva con actividad ígnea calco-alcalina intrusiva y extrusiva, con centros volcánicos en Perijá y El Baúl. En
cambio en el Cretácico Superior la actividad ígnea se registra mayormente en el Sistema Montañoso del Caribe, al
norte de su posición actual.
En la Goajira colombiana y parte de Venezuela se localiza una amplia fosa rellena de sedimentos de edad Jurásico
Tardío-Cretácico Temprano, relacionados a eventos de la apertura del Atlántico-Tethis, con facies marinas al tope
del Jurásico (Formación Cuiza ) y otras formaciones del Cretácico Temprano que se encuentran al Sur sobre rocas
sedimentarias pre-existentes de las formaciones Palanz y Moina. Este paquete sedimentario es único al parecer o al
menos el más espeso de toda Sudamérica para esa edad. En Paraguaná también se localizan facies marinas del
Jurásico Tardío como la Formación Pueblo Nuevo compuesta de filitas limolíticas, meta-areniscas y calizas con
restos de amonites, similar en edad a la alóctona Formación Las Brisas (con pelecípodos).
Evaporitas del Golfo de México, de principios del Jurásico, son indicativas de la presencia de un mar semimediterráneo entre Norteamérica y Sudamérica, el Caribe. En Venezuela tenemos evaporitas en el alóctono del
Sistema Montañoso del Caribe en el Miembro Patao de la Formación Cariaquito de edad Neocomiense-Barremiense,
subyacente a la Formación Guinimita de edad Aptiense-Albiense. Esto quizás está acorde con la idea de que la
región del Caribe aunque se abrió a principios del Jurásico, el rift proto Atlántico Sur solo fue invadido por el mar
hacen unos 115 Ma, época en la cual comienza la transgresión cretácica sobre el borde continental al norte de
Venezuela. La transgresión invade realmente a Venezuela desde el mar Caribe en el Barremiense-Aptiense, con
facies de aguas costeras y costero-litorales. Simultáneamente hubo otra invasión marina desde el Oeste, procedente
del mar epicontinental próximo a la Cordillera Oriental de Colombia. La transgresión avanzó hasta hace unos 100
Ma cuando cambiaron las condiciones de marinas abiertas a con estancamiento de aguas, captación de carbono
orgánico y poco aporte de clásticos, condiciones que se prolongaron por 25 Ma hasta hacen unos 75 Ma, cubriendo
los mares desde la Goajira hasta Trinidad en sentido O-E.
120
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
A partir de los 75 Ma y hasta el final del Cretácico, el régimen sedimentario cambió, el mar fue abierto a la
circulación, recibió un volumen extraordinario de sedimentos epiclásticos y al final del Mesozoico las condiciones
fueron regresivas, de retirada general de los mares, con nuevos levantamientos y terrenos expuestos a la erosión. Las
secuencias cretácicas del occidente y del oriente de Venezuela reflejan espesores superiores a los 4.000 m, de
carácter plataformal (Grupos Cogollo y Sucre) asociado a una profundización progresiva, en el espacio y en el
tiempo, con un máximo de transgresión marina durante el Cretácico Medio, Santoniense-Coniaciense, llegando las
aguas hacia el sur, hasta la confluencia del Río Meta en El Arauca y El Apure por el oeste y hasta la actual Ciudad
Bolívar por el este. Este máximo marino transgresivo está representado por las rocas madres del petróleo
(formaciones La Luna al oeste y Querecual al este de Venezuela, Formación Naparima Hill de Trinidad y
formaciones Eagleford y Agua Nueva del Golfo de México).
Durante el Cretácico Tardío se produce en el occidente la sedimentación de más de 400 m de facies pelíticas de la
Formación Colón y sus equivalentes, con fuente de sedimentos al sur con el Escudo de Guayana y del noreste. En la
región de Barinas y del oriente de Venezuela los sedimentos del Cretácico Tardío (formaciones Burguita, Esperanza
y Tigre) solapan hacia el sur a las unidades de edad pre-Cretácico. Todo ello configura una margen pasiva cretácica
muy clara durante el Jurásico Tardío-Cretácico Temprano y Cretácico Medio a Tardío, pero no así durante el final
del Cretácico Tardío en que pareciera que comenzaba a cambiar hacia una margen activa, configurando un
gigantesco golfo o bahía cerrada al sur y al oeste, en donde el margen oeste-noroeste se levantaba por encima del
nivel de base del margen sur, mientras que hacia el este persistía la configuración de la margen pasiva con la
sedimentación plataformal y nerítica de las formaciones San Antonio y San Juan. Esta característica de doble fuente
de sedimentos, provenientes del sur y del norte, se mantiene durante toda la evolución de las antefosas sedimentarias
(formaciones Trujillo-Misoa, Tilangona-Paguey, Roblecito-Chaguaramas y La Pica).
Hacia el Cretácico más Tardío ocurre el primer levantamiento (Cordillera Central de Colombia), como
consecuencia de la subducción (tipo B, o Benioff) de la placa oceánica del Pacífico debajo del borde de la placa
continental activa occidental de Suramérica. Sin embargo, la subducción originada en el flanco oriental de la
Cordillera Central es del tipo A o de Ampefer, al desarrollarse ésta sobre corteza continental es una convergencia no
frontal, sino oblicua, de continuos reajustes. Este mecanismo de subducción controló la sedimentación desde el
Cretácico muy Tardío hasta el Eoceno Medio a Tardío. El cinturón tectonizado, asociado a la subducción tipo A,
avanzó hacia el Sur-Sureste durante el Paleoceno-Eoceno Medio para formar la actual Sierra de Perijá y el Valle del
Magdalena en la Cordillera Oriental de Colombia (LEV 1997).
GEOLOGÍA DE VENEZUELA.
2: ESCUDO DE GUAYANA, ANDES VENEZOLANOS Y CORDILLERA DE LA COSTA
MENDOZA V.
UDO. Escuela de Ciencias de la Tierra. Ciudad Bolívar.
(Texto completo de 418 p. en CD anexo, carpeta 75. Full text of 418 p. in enclosed CD, file 75)
GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) estimaban que hasta el año 1975 se habían acumulado unas veinte mil páginas
escritas sobre temas geológicos venezolanos. Indudablemente que hasta el momento presente, Enero del 2005, la
información sobre temas geológicos venezolanos se ha incrementado varias veces ese número si tenemos en cuenta
la muy enriquecedora labor realizada en estos últimos veinticinco años, entre cuyos logros contamos con la serie de
congresos geológicos, sedimentológicos, de cuencas petroleras, venezolanos; congresos latinoamericanos y otros,
internacionales y mundiales así como los trabajos realizados y publicados por la empresa CVG TECMIN, el Servicio
Geológico de USA, innumerables tesis de grado y post-grado, de gran calidad, de las universidades nacionales y
múltiples trabajos técnicos de las empresas mineras así como las publicaciones del MEM, ahora culminadas con la
Tercera Edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela 1997, y otras muchas publicaciones.
Ser profesor de una materia de la categoría de Geología de Venezuela, exige muchas horas diarias de lectura y
preparación de cada tema a tratar. En esa cátedra que el autor de esta obra dicta desde el año 1978 hasta el presente
se ha intentado, en la medida de lo posible, actualizar el contenido de muy diversos tópicos. En esta obra se incluye
la fisiografía general, la evolución geológico-tectónica del escudo de Guayana, la geología de los Andes y la
geología de la Cordillera de la Costa.
Se ha tratado de ser lo más imparcial posible, pero no por ello se han silenciado criterios y puntos de vistas
alternativos disidentes. Queda una ingente labor de investigaciones por realizar y de “nunca terminar” sobre las rocas
duras de Venezuela (que cubren más del 70%), en particular, entre otros levantamientos de campo en escala de
121
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
detalle y de gran detalle, estudios geoquímicos, determinaciones de edades radimétricas y estudios paleomagnéticos
de calidad todos ellos, que nos ayuden a conocer un poco más la geología de cada unidad litoestratigráfica y
litodémica de cada región, lo cual nos permita conducirnos hacia un inventario, de gran confianza, de los recursos
geológicos minerales que puedan ser explotados sustentablemente. Esta es una pequeña diferencia con el excelente
texto de GONZÁLEZ DE JUANA (1980), esto es, el de incluir los recursos minerales de cada provincia geológica y
tratar de relacionarlos con la evolución geotectónica de cada provincia. Deseo finalizar con algunas frases de mi
excelente amigo y profesor antes citado de que “...en geología no hay artículos de fe ni geólogos infalibles...y que los
escritos geológicos no gozan de la longevidad” y muy pronto se vuelven incompletos, obsoletos.
Gracias a esa labor de dictar clases y de tener que leer nuevas publicaciones cada día para exponer en clase lo
“último” publicado sobre el tema, tenemos como reemplazar anualmente, en nuestras bibliotecas, las copias de estos
tomos de Geología de Venezuela. Y así será siempre, nunca terminamos de aprender y de conocer satisfactoriamente
la geología de una determinada región.
Esta es una de esas actualizaciones, con muchas imperfecciones pero con la vocación docente de intentar estar al
día y de corregir errores propios. La geología continúa siendo una ciencia con mucho de arte, y la verdad geológica
se alcanza muchas veces por sucesivas investigaciones, correcciones y nuevas aproximaciones.
LOS MAMÍFEROS FÓSILES DEL PLEISTOCENO DE LA CUEVA DEL ZUMBADOR (Fa. 116),
ESTADO FALCÓN, VENEZUELA
RINCÓN A.
IVIC. Laboratorio de Biología de Organismos. Centro de Ecología. Apartado. 21827, Caracas.
Email: [email protected]. Sociedad Venezolana de Espeleología. Apartado 47334. Caracas.
(Texto completo de 9 p. en CD anexo, carpeta 76. Full text of 9 p. in enclosed CD, file 76)
Se registra la presencia de Eremotherium laurillardi, Holmesina sp., Glyptatelinae gen. et sp. indet., Neochoerus
sp., Smilodon populator., y Mixotoxodon larensis, en la cueva del Zumbador, estado Falcón, cuya tafonomía ha sido
interpretada como material introducido en la cueva proveniente del exterior. Esta agrupación faunística indica que la
zona donde se localiza la cueva del Zumbador, durante el Pleistoceno se encontraba dominada por un paisaje tipo
sabana, tal vez con parches de árboles dispersos. (Publicado previamente en el Boletín de la Sociedad Venezolana de
Espeleología, 2003)
PRIMER REGISTRO DE LA FAMILIA PELAGORNITHIDAE (AVES: PELECANIFORMES) PARA
VENEZUELA
(1)
RINCÓN A.(1) & STUCCHI M.(2)
IVIC. Lab. de Biología de Organismos. Centro de Ecología. Apartado. 21827, Caracas. Email: [email protected].
Sociedad Venezolana de Espeleología. Apartado 47334.
(2)
Asociación Ucumari, Jr. Los Agrólogos 220. Lima 12, Perú. Email: [email protected]
(Texto completo de 4 p. en CD anexo, carpeta 77. Full text of 4 p. in enclosed CD, file 77)
Se registra la presencia de la familia Pelagornithidae (Aves: Pelecaniformes) en Venezuela. El ejemplar proviene
de la Cueva del Zumbador, la cual se desarrolla en calizas del Mioceno Medio de la Formación Capadare afloradas
en el Cerro Misión al oriente del estado Falcón, Venezuela. El hallazgo de este ejemplar representa el primer registro
de un vertebrado fósil para la Formación Capadare y su presencia sugiere un ambiente marino costero para el oriente
del estado Falcón durante el Mioceno Medio. (Publicado previamente en el Boletín de la Sociedad Venezolana de
Espeleología, 2003)
122
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
LAS UNIDADES GEOLÓGICAS DEL MACIZO DE EL BAÚL, ESTADO COJEDES, VENEZUELA:
ACTUALIZACIÓN DE SU NOMENCLATURA (*)
(The geological units of El Baúl massif, Cojedes state, Venezuela: An updated nomenclature)
URBANI F.
FUNVISIS. El Llanito, Caracas. Email: [email protected]
y UCV. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y geoquímica. Caracas.
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
En años recientes se ha llevado a cabo un amplio proyecto de integración de la cartografía geológica de las
regiones donde afloran rocas ígneo-metamórficas del norte de Venezuela, con la consiguiente actualización de la
nomenclatura de las unidades geológicas siguiendo la normativa internacional de unidades litodémicas. En esta
oportunidad se presentan los cambios sugeridos para las unidades del macizo de El Baúl, importante alto en los
llanos venezolanos, que marca la divisoria entre las cuencas sedimentarias Oriental y Barinas-Apure. La
nomenclatura formal de este macizo fue propuesta por la geóloga Cecilia Martín-Bellizzia en 1961, modificándola en
1989 para corregir problemas de sinonimias y unidades informales previas sin nombre geográfico. En la tabla
siguiente se presenta la actualización propuesta. El orden jerárquico está marcado con sucesivas tabulaciones:
MARTÍN Cecilia (1961)
1- Rocas de origen sedimentario
Grupo El Barbasco
Formación Cañaote
Seudo-gneis de Cayetano
Formación Cerrajón
Miembro Jobito
Formación Mireles (*)
2- Rocas volcánicas
Grupo Volcánico de Guacamayas
MARTÍN Cecilia (1989) y
MOTISCKA P. (en CIEN 1997)
Grupo El Barbasco
Formación Cañaote
Seudo-gneis de Cayetano
Formación Cerrajón
Miembro Jobito
Formación Mireles
Grupo Volcánico de Guacamayas
URBANI (2002) y este trabajo
Asociación Metasedimentaria
El Barbasco
Cuarcita de Cañaote
Metaconglomerado de Cayetano
Metapelita de Cerrajón
Metalimolita de Jobito
Filita de Mireles
Super-Asociación Volcánica
Guacamayas
Asociación Latita El Peñón
Latita cuarcífera de El Oso
Riolita de La Segoviera
Asociacion Riolita Teresén
Riolita de La Bandola
Riolita de Tirado
Riolita de El Corcovado
Asociación Latita Cuarcífera
Formación latita cuarcífera El Peñón
Latita cuarcífera de El Oso
Miembro El Oso
Riolita latítica de La Segoviera
Miembro La Segoviera
Asociación riolítica
Formación Riolítica Teresén
Riolita de Valle Hondo
Miembro La Bandola
Riolita de Casupal
Miembro Tirado
Riolita de El Corcovado
Miembro El Corcovado
3- Rocas plutónicas
Granito Alcalino de El Baúl
Granito Alcalino de El Baúl
Asociación Granítica El Baúl
Facies Mata Oscura (**)
Facies Mata Oscura
Granito de Mata Oscura
Facies Mogote (**)
Facies Mogote
Granito de Mogote
Facies Piñero (**)
Facies Piñero
Granito de Piñero
(*) Nombre original de ROD (1955). (**) Nombres originales de FEO-CODECIDO (1954).
Abstract:
The names of numerous geological units of El Baúl massif (Cojedes state, Venezuela) have been updated using the
rules for lithodemic units, as follows: 1- Metasedimentary rocks: El Barbasco Metasedimentary Suite [Cañaote
Quartzite (Cayetano Metaconglomerate), Cerrajón Metapelite (Jobito Metasiltstone)], Mireles Phyllite. 2- Volcanic
rocks: Guacamayas Volcanic Suite [El Peñón Quartz Latite (El Oso Quartz Latite, La Segoviera Rhyolite), Teresen
Rhyolite (La Bandola Rhyolite, Tirado Rhyolite, El Corcovado Rhyolite)]. 3- Plutonic rocks: El Baúl Granitic Suite
(Mata Oscura Granite, Mogote Granite, Piñero Granite).
123
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
GEOLOGÍA DE LA ISLA DEL GRAN ROQUE, PARQUE NACIONAL LOS ROQUES, VENEZUELA:
GUÍA DE EXCURSIÓN
(Geology of the Gran Roque island, Los Roques Nacional Park, Venezuela: Field trip guide)
URBANI F.
FUNVISIS. El Llanito, Caracas. Email: [email protected]
y UCV. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y geoquímica. Caracas.
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Texto completo de 35 p. en CD anexo, carpeta 78. Full text of 35 p. in enclosed CD, file 78)
En la isla del Gran Roque aflora un complejo se rocas ígneo-metamórficas con una secuencia intrusiva
particularmente evidente. Aquí una metadiabasa (metabasalto) de grano fino forma los cerros central y oriental. El
cerro occidental consiste en metagabro de grano grueso. Estas rocas máficas fueron intrusionadas por diorita
cuarcífera en forma de pequeños cuerpos irregulares y diques en los tres cerros. Entre los rasgos intrusivos típicos se
encuentran apófisis y xenolitos. Todas estas rocas fueron a su vez intrusionadas por numerosos diques de aplita y
pegmatita. Las características petrológicas y la composición química de las rocas máficas indican que la isla
corresponde a un fragmento de corteza oceánica, siendo el basalto parte de la gran inundación de basalto del Caribe
(CLIP, Caribbean Large Igneous Province). Adicionalmente a la visita a afloramientos de los distintos tipos de rocas
ígneas, se hace énfasis en el proceso de fosfatización de las rocas ígneas, así como la visualización de distintos
niveles erosiónales marinos a distintas cotas.
VISTAS DE LAS MANIFESTACIONES GEOTÉRMICAS DE VENEZUELA
(Views of geothermal manifestations of Venezuela)
URBANI F.
FUNVISIS. El Llanito, Caracas. Email: [email protected]
y UCV. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y geoquímica. Caracas.
(Presentación de 72 láminas en CD anexo, carpeta 79. Presentation of 72 slides in enclosed CD, file 79)
Las fuentes termales del país se distribuyen formando franjas paralelas a las principales zonas de fallas que limitan
o cortan la cordilleras, a saber las fallas del piedemonte de la Sierra de Perijá; aquellas que bordean la Cordillera de
Mérida, adicionalmente a las fallas de Boconó y Valera que cortan a esta Cordillera; la falla de Oca-Ancón que
atraviesa desde Colombia hasta el estado Yaracuy y cruza totalmente al estado Falcón; las fallas de San Sebastián y
La Victoria en la Cordillera de la Costa, así como a las fallas de la zona piemontina; las fallas de Urica, San
Francisco y El Pilar en el nororiente del país.
Los sistemas geotérmicos en los cuales se estiman la más altas temperaturas con la metodología de los
geotermómetros químicos, se agrupan como sigue: (1) Sistemas asociados a grandes geofracturas: Cumaná –
Casanay, Sucre, falla de El Pilar; Chichiriviche – Caruao, Vargas, falla de San Sebastián: falla de Las Trincheras –
Mariara – El Castaño; falla de Boconó; los baños de Guanare; fuentes de la zona de Valera y sabanas de Monay.
Todos estos se consideran sistemas geotérmicos tectónicos, donde las aguas se calientan por una profunda
infiltración por efecto esencialmente del gradiente geotérmico normal del área. (2) Fuentes de Guarumen y batatal,
Guárico y Miranda, al sur de la Cordillera de la Costa, probablemente originados por una zona termalmente anómala
y geopresurisada. (3)Fuentes de Mundo Nuevo – Las Minas – Aguas Calientes, Sucre. Se interpretan como formadas
debido al enfriamiento a profundidad de in un cuerpo plutónico que produce un gradiente geotérmico anormalmente
alto para la región.
Se presentan una serie de ilustraciones características de todas las zonas geotérmicas de Venezuela, incluyendo las
recomendaciones de aprovechamiento en la zona de El Pilar – Casanay en el estado Sucre.
124
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
EL LINEAMIENTO CUATERNARIO DE RÍO CARIBE – YAGUARAPARO, ESTADO SUCRE,
VENEZUELA (*)
(The Quaternary Lineament of Río Caribe–Yaguaraparo, Sucre state, Venezuela)
URBANI F.(1, 2) & CAMPOSANO L.(2)
FUNVISIS. El Llanito, Caracas.
(2)
UCV. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica.
(1)
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Texto completo de 4 p. en CD anexo, carpeta 80. Full text of 4 p. in enclosed CD, file 80)
Por medio de diversas herramientas de sensores remotos, recientemente se han podido detectar diversos
lineamientos no señalados previamente en la literatura geológica. Uno de ello es el Lineamiento de Calabozo de unos
480 km de longitud (URBANI 2004), junto a otros varios, tanto en el Escudo de Guayana como en el norte del país.
En esta oportunidad se señala un prominente lineamiento que atraviesa con rumbo NW-SE a toda la Península de
Paria, entre Río Caribe y Yaguaraparo. Primeramente se pudo distinguir usando las imágenes de la misión SRTM
(GARRITY et al. 2005), luego quedó confirmado con las imágenes Landsat-7 y de radar de apertura sintética de
plataforma satelital en banda L del proyecto GRFM.
La característica en consideración tiene 40 km de longitud y cruza las distintas unidades metamórficas de la
Península de Paria (Macuro y Güinimita), pero hacia el sur también afecta a los sedimentos Plio-Pleistocenos en las
cercanías de Yaguaraparo. No es una estructura lineal única, sino que se identifican una serie de lineaciones (algunas
aparecen como fallas en la cartografía geológica previa), inclusive en forma escalonada, que en su conjunto definen
el lineamiento que hemos denominado de Río Caribe–Yaguaraparo, por ser los poblados más importantes en la
región afectada. La mejor expresión geomorfológica corresponde a los diversos valles internos de la Península, que
precisamente fueron aprovechados por la carretera que une ambas ciudades. En la zona de Yaguaraparo, la imagen
Landsat-7 muestra claramente el escalón que genera la estructura al levantar los sedimentos Plio-Pleistocenos en su
lado este y deprimiendo aquellos del lado oeste. Es por este motivo que asumimos una edad Cuaternaria para esta
característica. En el modelo de elevación SRTM y en la imagen de radar satelital, se nota una amplia zona de
influencia alrededor del lineamiento con una textura topográfica que sugiere un intenso fracturamiento de las rocas,
así mismo, las direcciones de las filas parecen mostrar una configuración que se asemeja a grandes pliegues de
arrastre. El Lineamiento de Río Caribe-Yaguaraparo y su zona de influencia, se interpreta como una mega zona de
cizallamiento con movimiento dextral, siendo su dirección aproximadamente paralela con las grandes fallas que se
ubican en el golfo de Paria.
CORDILLERA DE LA COSTA, VENEZUELA: GUÍA DE EXCURSIÓN GEOLÓGICA (*)
(Geological field trip guide: Cordillera de la Costa, Venezuela)
(1)
URBANI F.,(1)(2) CAMPOSANO L.,(1) AUDEMARD F.(2) & AVÉ LALLEMANT H.(3)
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica. Caracas.
(2)
FUNVISIS. El Llanito. Caracas.
(3)
Rice University, Houston.
(*)
Contribución del proyecto GEODINOS G-2002000478 (FUNVISIS – FONACIT).
(Texto completo de 39 p. en CD anexo, carpeta 81. Full text of 39 p. in enclosed CD, file 81)
Para la reunión anual de octubre 2005 del proyecto "Southeast Caribbean Continental Dynamics Project
(BOLÍVAR: Broadband Ocean-Land Investigation of Venezuela and the Antilles arc Region)" y "GEODINOS
(Geodinámica del Norte de Sur América)", se preparó una excursión de dos días en el campo para cruzar la
Cordillera de la Costa del norte de Venezuela, aproximadamente en el meridiano de longitud 67°O. La ruta atraviesa
las siguientes napas principales: Ávila (unidades de corteza continental de edad Paleozoico-Proterozoico. Facies de
la anfibolita epidótica esquisto verde), Caracas (unidades metasedimentarias del Jurásico Tardío – Cretácico
Temprano de margen continental pasivo. Facies del esquisto verde), Loma de Hierro (complejo ofiolítico del
Cretácico. Facies del esquisto verde o facies sub-esquisto verde), Villa de Cura (principalmente matatoba y lava de
afinidad de arco de isla. Metamorfismo de alta P – baja T), San Sebastián (volcánicas de arco de isla). Un lugar en la
faja de Villa de Cura será utilizado para explicar las múltiples fases de deformación tanto dúctil como frágil, así
125
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
como las facies metamórficas y las trayectorias P-T-t. Algunas paradas del área de Villa de Cura serán utilizadas para
explicar características neotectónicas relacionadas con la falla del Río Guárico.
ABREVIATURAS DE MINERALES FOMADORES DE ROCAS
URBANI F. & GRANDE S.
UCV. Fac. de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. de Geología y Geoquímica. Caracas
Debido a las distintas tesis de grado realizadas recientemente, referentes a integración y recopilación de datos
petrográficos de diversas zonas de rocas ígneas y metamórficas del norte de Venezuela, en sus tablas ha resultado
evidente la disparidad de las abreviaturas de los nombres de los minerales formadores de estas rocas. Es por ello que
consideramos conveniente presentar una adaptación de las abreviaturas propuestas por KRETZ (1983) y SPEAR
(1993), recopilado en MINERALOGICAL ASSOCIATION OF CANADA (MAC 2005). Los nombres con asteriscos
corresponden a series de minerales y no a una especie única. Estos símbolos han sido propuestos para su uso
internacional por la Comisión Internacional de Nuevos Nombres de Minerales (y acogidos por diversas asociaciones
de mineralogistas de diversos países). Están preparados de manera que sean lo más nemotécnicos posibles para
distintos idiomas (ingles, francés, español, alemán y ruso). Estas abreviaturas se escriben con la primera letra en
mayúsculas y las siguientes en minúsculas. Los nombres que aparecen en cursivas han sido añadidos por los autores
de esta nota para adaptarse a datos publicados de Venezuela.
Actinolita
Aegirina o egirina
Åkermanita
Albita
Allanita
Almandino
Analcima
Anatasa
Andalusita
Andradita
Anfíbol*
Anhidrita
Ankerita
Anortita
Antigorita
Antofilita
Apatito*
Apofilita
Aragonito
Arfvedsonita
Augita
Barita
Barroisita
Berilo
Biotita*
Brookita
Brucita
Calcita
Calcopirita
Cancrinita
Chamosita
Chorlo
Cromita
Cianita
Act
Ae
Ak
Ab
Aln
Alm
Anl
Ant
And
Adr
Clinopiroxeno
Clinozoisita
Clorita*
Cloritoide
Cordierita
Corindón
Crisotilo
Crossita
Cuarzo
Cummingtonita
Cpx
Czo
Chl
Cld
Crd
Crn
Ctl
Crs
Qtz
Cum
Gedrita
Gehlenita
Gibbsita
Glaucofano
Goethita
Granate*
Grosularia
Grunerita
Hastingsita
Hedembergita
Hessonita
Amp Diopsido
Di
(hidrogrossularia)
Anh Dolomita
Dol
Hipersteno
Ank Dravita
Drv Hornblenda
An
Dumortierita
Dum Illita*
Atg
Eckermannita
Eck Ilmenita
Ath
Edenita
Ed
Jadeita
Ap
Enstatita
En
Kaersutita
Apo Epidoto
Ep
Laumontita
Arg Escapolita*
Scp
Lawsonita
Arf
Esfalerita o blenda
Sp
Lepidolita*
Aug Esfena (ver: Titanita) Ttn
Leucita
Brt
Esmectita
Sm
Lizardita
Brs
Espesartita
Sps
Magnesita
Brl
Espinela
Spl
Magnetita
Bt
Espodumena
Spd Margarita
Brk
Estaurolita
St
Microclino
Brc
Estilbita
Stb
Monacita
Cal
Estilpnomelana
Stp
Montmorillonita
Ccp Fayalita
Fa
Muscovita
Ccn Feldespato*
Fld
Nefelina
Chm Feldespato K
Kfs
Olivino*
Srl
Flogopita
Phl
Yeso
Chr
Fluorita
Fl
Zircón o Circón
Ky
Forsterita
Fo
Zoisita
126
Ged
Gh
Gbs
Gln
Gt
Grt
Grs
Gru
Hs
Hd
Fengita
Ferro-actinolita
Ferrosilita
Omfacita
Ortopiroxeno*
Ortosa
Paragonita
Pargasita
Periclasa
Perovskita
Phg
Fac
Fs
Omp
Opx
Or
Pg
Prg
Per
Prv
Hss
Hy
Hbl
Ill
Ilm
Jd
Krs
Lmt
Lws
Lpd
Lct
Lz
Mgs
Mgt
Mrg
Mc
Mnz
Mnt
Ms
Ne
Ol
Gp
Zrn
Zo
Pigeonita
Pirita
Pirofilita
Piropo
Piroxeno*
Plagioclasa
Prehnita
Pumpellyita
Riebeckita
Rutilo
Safirina
Sanidina
Serpentina*
Siderita
Sillimanita
Sodalita
Talco
Titanita (antes esfena)
Tremolita
Turmalina*
Vesubianita
Wollanstonita
Xenotima
Pgt
Py
Prl
Prp
Px
Pl
Prh
Pmp
Rbk
Rt
Spr
Sa
Srp
Sd
Sil
Sdl
Tlc
Ttn
Tr
Tur
Ves
Wo
Xnt
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
NOTAS SOBRE EL PRESUNTO "JASPE VERDE" DE LA FORMACIÓN SANTA RITA, ESTADO LARA
(Notes on the alleged "green jasper" from Santa Rita Formation, Lara State, Venezuela)
(1)
URBANI F.,(1) MÉNDEZ BAAMONDE J.(2) & CONTRERAS O.(1)
UCV. Fac. de Ingeniería, Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Lab. Geología y Geoquímica. Caracas.
Email: [email protected].
(2)
UCV. Fac. de Ciencias, Instituto de Ciencias de la Tierra. Caracas.
(Texto completo de 4 p. en CD anexo, carpeta 82. Full text of 4 p. in enclosed CD, file 82)
Alfred SENN (1935) describe el "Conglomerado de Santa Rita", consistente en 400-450 m de conglomerado de
grano grueso, arenisca y marga arenosa intercalado con caliza con orbitoides. El conglomerado consiste
predominantemente de cantos rodados que alcanzan hasta 10 cm de diámetro de cuarzo blanco, chert negro del
Cretácico, cuarzo-arenita densa de las formaciones Misoa y/o Trujillo y varios tipos de arenisca. Los niveles
superiores de caliza contienen una rica y bien preservada fauna de moluscos.
Frances CHARTON DE RIVERO (1956) además de presentar la traducción del alemán de la descripción original
anterior de Alfred Senn, añade: "Cantos de jaspe verde son especialmente característicos en estos conglomerados".
Edgar GUEVARA (1967) eleva la unidad a rango formacional y resumen su litología como un depósito
principalmente conglomerático, caracterizado por la presencia de cantos de hasta 10 cm, consistiendo principalmente
de cuarzo, chert, jaspe verde y arenisca de diversos tipos, y asociado con arenisca, caliza, marga y lutita.
Rosina PITTELLI & Ángel MOLINA (1989) no mencionan el "jaspe verde" y señalan la presencia de caliza y un
conglomerado basal discontinuo, formado principalmente por fragmentos de caliza; la matriz del conglomerado es
una arenisca muy fina, calcárea, con fragmentos bioclásticos. Pero estos mismos autores si mencionan el jaspe verde
en su entrada correspondiente a la unidad en el "Código Estratigráfico de las Cuencas Petroleras de Venezuela"
(PITTELI & MOLINA 1997).
El 29 de septiembre 2005 se tuvo la oportunidad de visitar la Quebrada La Guaca en la zona de El Oro, a unos 13
km al NO de Altagracia, a su vez al norte de Carora, estado Lara. Este lugar se ubica a 44 km al SW de la localidad
tipo de la unidad. En dicha quebrada en las coordenadas UTM N 1.152.256, E 359.751 GPS PSA56 se localizan
conspicuos niveles de conglomerado de hasta 2 m de espesor con cantos de dimensiones centimétricos.
Efectivamente, como lo indica CHARTON DE RIVERO (1956) llaman la atención los cantos de color verde claro a
verde manzana contenidos en diversos estratos de conglomerado, a veces constituyendo hasta ¾ partes del total de
los cantos. También se encuentran fragmentos de chert negro, cuarzo lechoso, conglomerado y arenisca de grano fino
a medio de color y aspecto variado (Fig. 1-2).
Para precisar la litología de los conspicuos cantos verdes, en el campo se verificó que corresponden a rocas
carbonáticas ya que reaccionan con el ácido clorhídrico. Se tomaron dos muestras para análisis adicionales en
laboratorio. Por difracción de rayos X se determinó la presencia de calcita y cuarzo. En secciones finas las muestras
se identifican como caliza con textura de lodolita (mudstone) correspondiendo a un ambiente sedimentario de muy
baja energía. Las muestras presentan aproximadamente un 95% de micrita y se encuentran unos constituyentes en
forma circular, algunos correspondientes a probables fósiles los cuales por efecto de la diagénesis no presentan
vestigios de la textura original. Los fósiles originales han sido reemplazados por calcita con bajo magnesio en forma
de hojas, indicando una diagénesis en un ambiente meteórico vadoso o freático. Este tipo de diagénesis solamente
ocurre cuando los organismos o fósiles originales están compuestos por aragonito el cual es reemplazado
completamente por la calcita, como ocurre con los bivalvos, gasterópodos y las algas verdes en general. La forma
circular de algunos de estos constituyentes y con tamaños similares, parecen indicar que son calciesferas originadas
por recristalización de algas verdes dasicladáceas (Fig. 3). Algunos de los cuerpos circulares, vistos con los mayores
aumentos del microscopio polarizante, muestran un reemplazamiento paulatino de la micrita por las hojas de calcita
o esparita (Fig. 4). Inclusive se puede detallar dependiendo del tamaño del reemplazamiento, como se origina el
proceso, ya que en algunos hay una diagénesis incipiente con solamente unos cristales de calcita originados y en
otros se observa la evolución y avance de la diagénesis. En general, la mayor parte de estos cuerpos parecen tener un
origen este tipo (químico e inorgánico). Embebidos en la micrita, también se encuentran algunos cristales de cuarzo,
alterados por diagénesis, con tamaños correspondientes a limo fino y muy fino. Algunos de estos cristales todavía
conservan una extinción ondulatoria y vestigios de un origen metamórfico, correspondientes a cristales mayores.
En conclusión, la roca de color verde descrita en estas notas corresponde a una caliza de grano muy fino, suave,
criptocristalina, algunos fragmentos tienen fractura concoidea y se asemeja a una caliza litográfica. Por consiguiente
es errónea la identificación de "jaspe verde" por CHARTON DE RIVERO (1956), trasmitido posteriormente en la
literatura por GUEVARA (1967) y PITELLI & MOLINA (1997).
127
Geos 38. Diciembre 2005.
Otros Temas Geológicos
Referencias
CHARTON DE RIVERO Frances. 1956. Santa Rita, Conglomerado de. En: Léxico Estratigráfico de Venezuela. Bol. Geol., Public.
Esp. 1: 609-610.
GUEVARA Edgar. 1967. The Santa Rita, Jarillal and La Victoria formations. Bol. Inform. Asoc. Venezolana Geol., Min. y Petr.
10(2):51-69.
PITTELLI Rosina. & Ángel. MOLINA. 1989. El Eoceno Medio Tardío y Eoceno Tardío de la parte occidental de la cuenca de
Falcón. Bol. Soc. Venezolana Geól. 36: 5-12.
PITTELLI Rosina. & Ángel. MOLINA. 1997. Formación Santa Rita. Código Estratigráfico de las Cuencas Petroleras de Venezuela.
http://www.pdvsa.com/lexico/s46w.htm (Consulta: 5 noviembre 2005).
SENN Alfred. 1935. Die stratigraphische Verbreitung der Tertiaren Orbitoiden, mit spezieller Berücksichtigung ihres Vorkommes
in Nord-Venezuela und Nord-Marokho. Eclog. Geol. Helv. 28:51-113, 369-375.
ATLAS PETROGRÁFICO DE ROCAS ÍGNEAS Y METAMÓRFICAS DE LA SIERRA NEVADA DE
MÉRIDA. VENEZUELA
VISCARRET P., GUERRERO O. & ANDARA A.
ULA. Fac. de Ingeniería. Escuela de Ingeniería Geológica. Dpto. de Geología General. Mérida. Venezuela.
Email: [email protected]
(Texto completo de 78 p. en CD anexo, carpeta 83. Full text of 78 p. in enclosed CD, file 83)
La petrografía es la ciencia que se basa en la descripción y clasificación de las rocas, la cual se realiza a través del
microscopio petrográfico, al igual que en las observaciones sobre los afloramientos y muestras de mano. La
descripción petrográfica de una roca contempla la identificación y composición de la paragénesis mineral, hasta
donde sea posible. Las relaciones texturales entre los granos son tan importantes que no solo ayudan a la
clasificación petrográfica, sino que suministran evidencias de los procesos de formación de la roca, por tal motivo la
roca se clasifica basándose principalmente en el volumen porcentual de los minerales formadores de roca, y en
muchos casos se incluyen los minerales considerados accesorios.
El objetivo de la petrografía es la descripción y clasificación de las rocas, sin embargo, cuando es considerada
como una parte esencial de la petrología, ésta toma un amplio significado, debido a que la petrografía suministra
datos de gran importancia a la petrología para la interpretación y explicación del origen de las rocas.
Este Atlas de laboratorio posee una colección de 75 microfotografías de secciones finas de muestras de rocas
ígneas y metamórficas obtenidas a lo largo del macizo que conforma la Sierra Nevada de Mérida, el cual posee
información especial necesaria sobre técnicas de petrografía y sus aplicaciones a las rocas Ígneas y Metamórficas.
El vulcanismo en Los Andes Venezolanos solo se ve reflejado en la Formación Mucuchachí, región de Bailadores
del Estado Mérida y en la parte basal y media de la Formación La Quinta, en forma de capas de tobas vítreas.
A pesar de que en el área de la Sierra Nevada de Mérida no se observaron rocas volcánicas, sino plutónicas y
metamórficas, en este Atlas se mencionan conceptos clásicos de la petrología Ígnea-Metamórfica, necesarios para
comprender los procesos involucrados en las actividades exógenas y endógenas en general que originan las rocas que
constituyen la parte mas externa del planeta.
Los temas 1, 2, 3 y 4 de este manual son teórico-prácticos, mientras que el tema 5 está dedicado completamente a
la petrografía Ígnea-Metamórfica de la Sierra Nevada de Mérida. Para esto se analizaron 40 secciones finas y se
observaron características típicas de estos tipos de roca basándose en observaciones, entre otras, texturales,
microestructurales, y minerales comunes. Con la ayuda de métodos tradicionales de Streckeisen se clasificaron todas
las muestras recolectadas.
El macizo que conforma la Sierra Nevada de Mérida está representado por 7 elevaciones máximas a saber: Picos
Humbodt (4.942 m s.n.m); Bompland (4.883 m s.n.m); La Concha (4.922 m s.n.m); Bolívar (5.007 m s.n.m); Espejo
(4.765 m s.n.m); Toro (4.765 m s.n.m) y el León (4.740 m s.n.m) y en los cuales se realizó este estudio petrográfico.
128
GEOS
Es una publicación científica serial de la Escuela de Geología, Minas y Geofísica de la
Facultad de Ingeniería de la Universidad Central de Venezuela. Caracas.
GEOS aparece indizado en:
Publicaciones Seriales
ƒ Geological Abstracts (Elsevier Science Publishers Ltd., Inglaterra).
ƒ Bibliography and Index of Geology ( American Geological Institute, Virginia,
USA).
ƒ Geographical Abstracts: Physical Geography and International Development
Abstracts (Elsevier Geo Abstracts, Inglaterra).
Bases de datos computarizados y/o CD-Rom
ƒ Georef (Silver Platter Information Retrieval System, Mass., USA).
ƒ Geobase (Elsevier Geo Abstracts, Inglaterra)
Impreso en Mayo de 2006