apure: estado barinas

UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR INGENIERÍA GEOFÍSICA

MODELADO GEODINÁMICO INTEGRADO DE LA

CUENCA BARINAS APURE Y LOS ANDES DE

MÉRIDA, ESTADO BARINAS

Por

Br. Luis Joaquín Henriques Casas

Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar como requisito

parcial para optar al titulo de Ingeniero Geofísico

Sartenejas, septiembre de 2004

Este trabajo ha sido aprobado en nombre de la Universidad Simón Bolívar por

el siguiente jurado calificador

Ing. Humberto Sánchez

Dra. María I. Jácome

Dr. Carlos Izarra

ii

MODELO GEODINÁMICO INTEGRADO DE LA CUENCA BARINAS – APURE, ANDES DE MERIDA EN EL ESTADO BARINAS

Por

Luis Joaquín Henriques Casas

RESUMEN

En el siguiente trabajo se presenta un modelado geodinámico integrado

con información geofísica de la evolución de los Andes de Mérida en el Estado

Barinas y de la Cuenca Barinas – Apure desde el Mioceno Inferior hasta el

presente. Para su realización se dispuso de una línea sísmica controlada con

pozos y de información de geología de superficie para generar una sección de

referencia con la que se modeló utilizando la Teoría Isostática Flexural,

posteriormente se controló el modelado integrado con información gravimétrica

y sismológica. Esto permitió la descripción cuantitativa de la Cuenca Barinas –

Apure así como su evolución, observándose que el espesor elástico de la

corteza sudamericana es de 25 kilómetros, la profundidad de Moho es de 37

kilómetros, el acortamiento producto del levantamiento del orógeno es de 57

kilómetros y que la profundidad máxima de la Cuenca Barinas-Apure es de 4

kilómetros. Se pudo comprobar que la geometría de la Cuenca Barinas – Apure

y su desarrollo está determinado por la compensación regional que la litosfera

sudamericana tiene con respecto a la carga tectónica de los Andes de Mérida

Por otra parte, el modelo sugiere la existencia de un megacorrimiento a diez

kilómetros de profundidad que funciona como superficie de despegue para

todas las demás fallas subsidiarias, observando así el comportamiento

mecánico de la corteza sudamericana. Las densidades utilizadas para la

realización del modelo son: Manto litosférico: 3.3 gr/cm3; Corteza Continental:

2.85 gr/cm3; Paleozoico: 2.8 gr/cm3; Sedimentos Jurásicos: 2.7 gr/cm3;

Sedimentos Cretácico – Mioceno Inferior: 2.6 gr/cm3; y Sedimentos Mioceno

Superior - Presente: 2.25 gr/cm3

iii

Agradecimientos

A Dios, por asignarme el ángel de la guarda más trabajador y eficiente

que debe haber. Ese ángel que lograba las “casualidades” oportunas cuando

las necesitaba, gracias y por favor no me lo quites aún, falta algo todavía.

A PDVSA por suministrar la línea sísmica utilizada en la tesis. También a

FUNVISIS por suministrar tan generosamente la información sismológica

empleada en la misma

A mi madre por ser una mujer tan grande, tan increíblemente fuerte, por

haberme heredado ese impulso para tomar las cosas en la vida y por haberme

enseñado la fe que me mueve cada día.

A mi tía Nina, por ser la dulzura, el apoyo, por ser sencillamente mi otra

madre, que nunca ha dejado de estar allí dispuesta a apoyarme y a

escucharme.

A Mayra, simplemente por existir, nací realmente el día en que te conocí.

Me has dado otras perspectivas de la vida haciéndome un ser completo, has

estado siempre allí para amarme con todo lo que puedes dar. Que diferente y

bizarro hubiese sido este camino sin ti, no lo puedo imaginar

A mi tutora María Inés, en verdad no tengo palabras para describir la

gran persona que eres. Siempre vas mas allá de lo que una tutora debe hacer

por sus tesistas, no porque pongas las cosas fáciles, nooo, todo lo contrario,

porque exiges hasta obtener lo máximo que cada uno de nosotros puede dar y

justo en ese momento vuelves a exigir más. Creo que resumo mi

agradecimiento diciendo que eres un verdadero ejemplo a seguir, gracias.

Al Profesor Andrés Pilloud, por haberme hecho reaccionar en la carrera,

por ser una persona dispuesta a enseñar sólo por el amor a transmitir sus

conocimientos, jamás imaginará la gran influencia y apoyo que fue en mi

camino.

iv

Al Profesor Carlos Izarra por su apoyo y sus ganas eternas de ayudar,

por tener la voluntad de mejorar la carrera en tantos aspectos, siempre

dispuesto a escuchar con paciencia eterna, gracias.

A Luis Alfredo, Manuel y Robert, por ser esos amigos que jamás te dejan

sólo, que te apoyan y que no sabes como, pero siempre están allí en los

momentos más oscuros para darte una mano.

A Ricardo y Vicente, por ser los mejores amigos que puede existir, los

que sirven de inspiración, los que te hacen tener ganas de ser mejor, de salir

adelante y nunca rendirse.

A José Gilberto, por ser esa particular mezcla de inocencia e

impertinencia que de alguna forma te hacen un verdadero amigo. Pocas

personas son capaces de ser amigos como tu, dando sin esperar a cambio,

gracias de verdad por cada momento de amistad y apoyo, por favor, no pierdas

esa inocencia ante las cosas, es lo que eres.

A dos ángeles caídos del cielo, Iris y Javier Torres, por estar en el

momento indicado en el lugar propicio y dar de si lo necesario para ayudar y dar

apoyo sólo porque les nace.

A Anita, por esa alegría perenne, a tu stress cómico que me relajaba, por

siempre escuchar mis llamados de auxilio y ayudarme. En verdad te espera una

vida maravillosa.

A Luis Chacín y a Kenny por toda la ayuda que me brindaron,

desinteresada y sólo por ayudar, sin su apoyo esta tesis no se habría

culminado.

A la Proveeduría en su conjunto, por haberme enseñado tanto, y darme

más de lo que imaginará nadie. A todos con los que compartí en estos años,

Claudia, Luis Enrique, Zilma, Mariale, Michi, Pancho, Johanna, Betsy Araujo,

Odarka, Tereza Mariangela Leo, Conde, Rafael, Gabriel, Noryen, Alexis,

Antonio, Rhona, Tole y Henry

Por y para mi Padre, esto es más tuyo que mío, gracias por tu vigilancia

celestial…

v

Índice

Índice de Tablas y Figuras………………………………………..……viii

Capítulo 1: Introducción. ……………………………..…………..……01

1.1 Objetivos……………………………………….…………….…01

1.2 Localización del Área de estudio…………………………...……01

1.3 Metodología………………………………………………..……04

1.4 Recopilación de datos………………………….…………..……05

Capítulo 2. Marco Geológico. ……..……………………………..……09

2.1 Evolución tectónica del Caribe………………………………...…09

2.2 Marco tectónico regional…………………..……………………..23

2.3 Evolución tectónica y marco estratigráfico de los Andes de Mérida y

la Cuenca Barinas – Apure……….………………..…………26

2.3.1 Precámbrico…………….………...…..………………..26

2.3.2 Paleozoico………………………………….…………..26

2.3.3 Mesozoico………………………………….…………..28

2.3.4 Cenozoico…………………………………….………..35

2.4 Modelos propuestos para los Andes de Barinas…………….……42

Capítulo 3.Marco Geofísico. ………………………………..…...……46

3.1 Modelo estático flexural………………….………………………48

Capítulo 4. Modelado Flexural. …………………………….….……..52

4.1. Construcción de la Sección de Referencia………………..….…52

vi

4.2. Hipótesis del modelado………………………………..…..……57

4.3. Diseño de las Templetas Iniciales………………………….……59

4.4 Síntesis de Modelos Realizados……………………………..…..61

4.5. Secuencia de Modelado del Transecto G –H………………..…..64

4.6 Resultados cuantitativos………………………………..…..……71

Capítulo 5. Modelado Gravimétrico. ……………………………....…73

5.1 Introducción………………………………………..……………73

5.2 Anomalía de Bouguer Componente Regional y Residual…………73

5.3 Desarrollo del Modelo……………………………………..…..…78

Capítulo 6 Modelado Geodinámico Integrado. …………………...…80

Capítulo 7. Conclusiones y Recomendaciones…….………….....… 82

7.1 Conclusiones..……………………………………….…….….…82

7.2 Recomendaciones.………………………………………....……84

Referencias………………………………………………………...……85

vii

Índice de Tablas y Figuras.

Figura 1. 1: Localización del perfil a modelar…………………………………..….02

Figura 1. 2 Localización de la Sección de Referencia en mapa topográfico......03

Figura 1. 3. Localización del transecto sísmico …………………………….…….05

Figura 1. 4. Transecto sísmico provisto por PDVSA …………………………….06

Figura 1. 5. Ubicación de las estaciones de medición ……………..…………….07

Figura 1. 6 Ubicación y profundidad de Sismos en el occidente venezolano....08

Figura 2. 1. Modelos Principales de la Evolución de la Tectónica Caribe. A.

Modelo Pacífico. B. Modelo de Caribe Cercano. ……………..……….….10

Figura 2. 2. Modelo de Caribe Cercano. Jurásico Medio. ……………………….11

Figura 2. 3. Modelo Pacífico. Neocomience. ………..…………………………….12

Figura 2. 4. Modelo de Caribe Cercano. Neocomience…..…………………..….12

Figura 2. 5. Modelo Pacífico. Aptience. …………………………………..……….13

Figura 2. 6. Modelo Pacífico. Albiense. ………………………………..………….14

Figura 2. 7. Modelo de Caribe Cercano. Albiense.……………………………….15

Figura 2. 8. Modelo de Caribe Cercano. Santoniense. ………………………….16

Figura 2. 9. Modelo Pacífico. Campaniense…………………………...………….16

Figura 2. 10. Modelo de Caribe Cercano. Santoniense. …………………..…….17

Figura 2. 11. Modelo de Caribe Cercano. Santoniense………………………….18

Figura 2. 12 Modelo Pacífico. Paleoceno. …………………………………..…….19

Figura 2. 13. Modelo de Caribe Cercano. Eoceno………………………….…….20

Figura 2. 14. Modelo de Caribe Cercano. Mioceno Inferior……….……….…….21

Figura 2. 15. Modelo Pacífico. Mioceno Tardío………………………….….…….22

Figura 2. 16. Marco Tectónico Actual del Caribe………………………………….24

Figura 2. 17. Distribución de Los Grábenes Jurásicos. ………………………….29

Figura 2. 18. Esquema del Occidente Venezolano. Campaniense.…………….34

Figura 2. 19. Esquema del Occidente Venezolano. Paleoceno. ………….…….36

Figura 2. 20. Esquema del Occidente Venezolano. Eoceno. …………..……….38

Figura 2. 21. Esquema del Occidente Venezolano. Oligoceno. ……………….39

viii

Figura 2. 22. Esquema del Occidente Venezolano. Mioceno Tardío.………….40

Figura 2. 23. Modelo de subducción A con Polaridad SE………………….…….42

Figura 2. 24. Modelo de Subducción A con polaridad SE..………..…………….43

Figura 2. 25. Modelo de Subducción A con Polaridad NO……………………….43

Figura 2. 26. Modelo de Orógeno Flotante. ……………………………………….44

Figura 3. 1. Modelo de compensación local de Airy – Heiskanen………...…….47

Figura 3. 2. Modelo de compensación local de Pratt – Hayford……………..….47

Figura 3. 3. Modelo de compensación regional elástico de Vening Meinesz….47

Figura 3. 4. Respuesta Estructural al Esfuerzo. ………………………………….48

Figura 3. 5. Para facilitar el Modelado, se suponen Fallas Lístricas. ………….49

Figura 4. 1. Digitalización del transecto sísmico....……………………………….53

Figura 4. 2. Mapa de Geología de Superficie con ubicación de la sección de

referencia………………………………………………………………......….54

Figura 4. 3. Mapa de profundidades de basamento con la localización de la

sección de referencia……………………………………………………..….55

Figura 4. 4. Sección de referencia utilizada para el modelado flexural….…….56

Figura 4. 5. Templeta Inicial de la Hipótesis 1..………….……………………….59

Figura 4. 6. Templeta Inicial de la Hipótesis 2..………………….……………….59

Figura 4. 7. Comparación de los modelos obtenidos utilizando diferentes

espesores flexurales……………………………………………..……….….62

Figura 4. 8. Comparación de los modelos obtenidos utilizando diferentes

espesores flexurales. ………………………………………………………..63

Figura 4. 9. Paso 1. Se observa la Falla 1. ……………………………………….65

Figura 4. 10. Paso 3. Se observa la Falla 2……………………………………….65

Figura 4. 11. Paso 5. Se observa la Falla 3. ……………………………….….….66

Figura 4. 12. Paso 7. Se observa la Falla 4………………………………...….….66

Figura 4. 13. Paso 8. Se observa la Falla 5. …………………………………..….67

Figura 4. 14. Paso 11. Se reactivan las fallas 3 y 5.………………………..…….67

Figura 4. 15. Paso 12. Se genera la Falla 6, la Falla de Boconó.……………….68

Figura 4. 16. Paso 13. Se aprecia la Falla 7. …………….……………………….68

ix

Figura 4. 17. Paso 14. Se genera la Falla 8. ……………………………..……..69

Figura 4. 18. Paso 15. Se genera un evento erosivo……………….…………..69

Figura 4. 19. Paso 16. Se deposita con batimetría constante igual a cero. …70

Figura 4. 20. Paso 17. Luego de un último proceso de erosión se obtiene el

modelo final………………………………………………………………......70

Figura 4. 21. Comparación entre la sección de referencia y el transecto G H..72

Figura 5. 1. Mapa de Anomalía de Bouguer. …………………………….……….74

Figura 5. 2. Mapa de Anomalía Regional………………………………………….76

Figura 5. 3. Mapa de Anomalía Residual.………………………………………….77

Figura 5. 4. Modelo Gravimétrico. Se resaltan las zonas incluidas en los

recuadros "A" y "B"…………………………………………………………...78

Figura 6. 1. Modelo Geodinámico Integrado con fallas. ………………...……….81

Figura 6. 2. Modelo Geodinámico Integrado con sismos..……………………….81

Tabla 2. 1. Tabla de Correlación Estratigráfica. ………………………………….27

Tabla 2. 2. Tabla cronoestratigráfica con la ubicación de las Supersecuencias y

secuencias. ………………………………………………………….….…….30

Tabla 4. 1. Comparación de los diferentes modelos realizados. ……………….61

Tabla 4. 2. Secuencia de modelado del Transecto G – H………….…………….64

x

Capítulo 1. Introducción

1. Introducción En el presente trabajo de grado se muestra que la evolución tectónica de

los Andes de Mérida y la Cuenca Barinas – Apure puede ser explicada a través

de la Teoría Flexural. Para llevar esto a cabo se ha generado un modelado

geodinámico integrado utilizando datos sísmicos, sismológicos y gravimétricos.

Este modelado permite obtener cuantitativamente los parámetros de la Cuenca

Barinas – Apure.

1.1 Objetivos

• Entender la evolución geodinámica de los Andes Venezolanos y la

Cuenca Antepaís de Barinas-Apure, en la región norte.

• Cuantificar esta evolución en términos de un modelado elástico flexural

de la litosfera continental Suramericana.

• Controlar el modelado con información sísmica, sismológica, geología de

superficie y gravimetría para determinar Moho y las densidades de los

sedimentos.

1.2 Localización del Área de estudio

El perfil de estudio tiene 520 kilómetros de largo, se extiende entre los

71° - 67° 30’ de longitud oeste y los 6° - 9° de latitud norte, ubicándose

primordialmente en los estados Mérida, Barinas y Apure (Figura 1.1). Para la

realización de esta investigación se contó con una sección sísmica interpretada

provista por PDVSA, la cual fue digitalizada con la intención de construir una

sección de referencia a ser modelada. En la Figura 1.2 se puede apreciar la

ubicación de la sección de referencia en el mapa topográfico de la zona.

1


Figura 1. 1: Localización del perfil a modelar.

2


Figura 1. 2,, Localización de la Sección de Referencia en mapa topográfico.

3


1.3 Metodología

• Revisión bibliográfica y compilación de mapas geológicos – tectónicos

regionales del área

• Compilación de secciones sísmicas locales y regionales en profundidad.

• Compilación de información sismológica.

• Modelado geodinámico regional de las secciones sísmicas, controladas

en profundidad con información sismológica.

• Creación de mapas de anomalías de Bouguer, regional y residual.

• Análisis y correlación entre la tectónica regional del área y las anomalías

gravimétricas observadas en la cuenca Barinas-Apure.

• Generación de un modelo geodinámico y gravimétrico integrado.

• Redacción del trabajo final de grado.

4


1.4 Recopilación de datos

Como se mencionó anteriormente la data sísmica fue provista por

PDVSA, en la Figura 1.3 se puede apreciar la localización de la línea sísmica y

la sección de referencia. También se observa en esta figura la ubicación de los

pozos utilizados como control de la interpretación realizada.

La Figura 1.4 permite apreciar el transecto sísmico en profundidad el cual

se extiende 219 kilómetros en superficie y 6 kilómetros en profundidad.

Figura 1. 3. Localización del transecto sísmico, así como de la sección de referencia.

5


Figu

ra 1

. 4. T

rans

ecto

sísm

ico

prov

isto

por

PD

VSA

6


La información gravimétrica utilizada en el trabajo forma parte de la base

de datos de la Universidad Simón Bolívar. La Figura 1.4 permite apreciar la

disposición de las estaciones gravimétricas cercanas al área de estudio y la

sección de referencia.

Finalmente, la información sismológica fue provista por FUNVISIS

(Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas). Esta información

esta referida al occidente de Venezuela (Específicamente 6°-13° latitud norte y

68°-73° longitud oeste, tal como se aprecia en la Figura 1.6) e incluye fecha,

magnitud y profundidad de los sismos

Figura 1. 5. Ubicación de las estaciones de medición.

7


Figura 1. 6 Ubicación y profundidad de Sismos en el occidente venezolano entre 1919 y 2002. La profundidad señalada es en kilómetros.

8

Capítulo 2. Marco Geológico.

Capítulo 2. Marco Geológico

2.1 Evolución tectónica del Caribe

Durante las últimas décadas la evolución tectónica del Caribe ha sido

controversial y analizada por varios autores. Esta discusión se mantiene hoy día

estableciendo fundamentalmente dos modelos:

1. El modelo Pacífico. Este propone la formación de la Placa Caribe en la

Océano Pacífico en el Mesozoico Superior, desplazándose por deriva

continental hasta su posición actual entre las dos Américas (Pindell y

Dewey, 1982; Pindell, J.L., 1994; Ross y Scotese, 1988; Dewey, J.F., y

Pindell, J. L., 1986). (Ver Figura 2.1 a).

2. El modelo de Caribe cercano. Este propone la formación de la Placa

Caribe al oeste de su posición actual, pero todavía entre las dos

Américas (Meschede, 1998). (Ver Figura 2.1 b).

Los conflictos entre las dos diferentes visiones de la evolución tectónica

del Caribe se basan en las discrepancias existentes en ocurrencia de eventos,

disposición de placas, origen de los bloques y terrenos (e.g. Antillas Mayores) y

datos paleomagnéticos (Meschede, 1998).

Es importante señalar que los dos tipos de modelos convergen a

principios del Cenozoico (Meschede, 1998).

La ruptura de Pangea inicia en el Jurásico medio con la apertura

Norteamérica – Europa al norte y Sudamérica – África al sur (Ross y Scotese,

1988).

9


Figura 2. 1. Modelos Principales de la Evolución de la Tectónica Caribe. A. Modelo Pacífico. B. Modelo de Caribe Cercano. Modificado de Meschede, 1998.

Hace 160 m.a. entre el Jurásico Medio y el Jurásico Superior en la fase

inicial de la señalada ruptura los continentes se encontraban aún cercanos

(Figura 2.2), la apertura del Golfo de México continúa y la Placa Farallón

subduce a la Placa Norteamericana y la Placa Chortís y la Placa Phoenix

subduce a la Placa Sudamericana (Meschede, 1998).

10


Figura 2. 2. Modelo de Caribe Cercano. Jurásico Medio. NCu, Norte de Cuba; Scu, Sur de Cuba. Modificado de Meschede, 1998.

El modelo Pacífico propone que en el Neocomience se detiene la

expansión del Golfo de México, saltando esa expansión al sur de la paleo

posición de Yucatán y al norte de la Placa Sudamericana (Figura 2.3). Este

proceso inicia la generación del Proto – Caribe (Ross y Scotese, 1988).

La primera diferencia entre los dos modelos de la evolución tectónica del

Caribe se observa en las figuras 2.4 y 2.5, pues mientras el modelo Pacífico

afirma que la Placa Farallón subduce tanto a la Placa Norteamericana como a

la Placa Sudamericana y que la apertura del Proto – Caribe está relacionada

con un salto de una zona de rifting (Dewey, J.F., y Pindell, J. L., 1986), el

modelo de Caribe cercano dice que la apertura del Proto – Caribe es producto

de un mismo fenómeno de expansión desde los Alpes hasta el Pacífico, donde

11


Figura 2. 3. Modelo Pacífico. Neocomience. Modificado de Ross y Scotese, 1988.

Figura 2. 4. Modelo de Caribe Cercano. Neocomience. NCu, Norte de Cuba; Scu, Sur de Cuba; Ch Bloque Chortis; Yu, Yucatán; VB, Cuenca de Venezuela; GA, Antillas Mayores; HI, La Española. Modificado de Meschede, 1998.

12


Figura 2. 5. Modelo Pacífico. Aptience. Modificado de Ross y Scotese, 1988.

la Placa Farallón esta separada de la Placa Phoenix que subducen a la Placa

Norteamericana y a la Placa Sudamericana respectivamente (Meschede, 1998).

Durante el Neocomience y Cretácico Inferior el Proto – Caribe se

extiende entre las divergentes Placa Norteamericana y Placa Sudamericana

extendiéndose así los márgenes pasivos de ambas Placas (Ross y Scotese,

1988).

El modelo de Caribe cercano propone la existencia de las Antillas

Mayores al norte de la Placa Sudamericana, ligeramente más al oeste de su

posición actual (Figura 2.4), mientras que el modelo Pacífico propone que las

Antillas Mayores es el arco de islas producto de la subducción de la Placa

Farallón bajo la Placa Sudamericana (Figura 2.5).

En el Albiense, hace 100 m.a. ocurre uno de los más importantes

eventos en la evolución tectónica del Caribe. El modelo Pacífico propone que la

13


polaridad bajo el arco de islas de las Antillas Mayores cambia, de oeste – este a

este – oeste ocasionando que la Placa Farallón comience a introducirse entre la

Placa Norteamericana y la Placa Sudamericana produciéndose así la

subducción del Proto – Caribe bajo el arco de las Antillas Mayores (Figura 2.6).

Figura 2. 6. Modelo Pacífico. Albiense. Modificado de Ross y Scotese, 1988. El modelo de Caribe cercano propone una zona de subducción al norte a

lo largo del complejo ofiolítico de Guatemala (Figura 2.7). El modelo de Caribe

cercano también propone que el Arco de Costa Rica – Panamá es de edad

Albiense y es producto de la subducción de la Placa Farallón.

En el Santoniense el movimiento relativo entre la Placa Norteamericana y

la Placa Sudamericana es prácticamente nulo (debido al movimiento relativo

entre la Placa Norteamericana – Europa y la Placa Sudamericana – África),

deteniéndose así la expansión del Proto – Caribe (Meschede, 1998). Al sur

inicia la subducción de la Placa Farallón contra la Placa Sudamericana (Figura

2.8).

14


El modelo Pacífico indica que continúa el movimiento noreste de la Placa

Farallón y el arco de las Antillas Mayores (Figura 2.9).

Obsérvese la diferente ubicación del arco de las Antillas Mayores en las

figuras 2.8 y 2.9.

Figura 2. 7. Modelo de Caribe Cercano. Albiense. NCu, Norte de Cuba; Scu, Sur de Cuba; Yu, Yucatán; GA, Antillas Mayores; HI, La Española. Modificado de Meschede, 1998.

15


Figura 2. 8. Modelo de Caribe Cercano. Santoniense. NCu, Norte de Cuba; Scu, Sur de Cuba; Yu, Yucatán; GA, Antillas Mayores; S-Hisp, La Española sur; MA, Isla de Margarita. Modificado de Meschede, 1998.

Figura 2. 9. Modelo Pacífico. Campaniense. Modificado de Ross y Scotese, 1988.

16


En el Campaniense el arco de las Antillas Mayores colisiona con la

península de Yucatán (Figura 2.10). Este movimiento continúa durante el

Paleoceno, colisionando así el arco de las Antillas Mayores con la plataforma

de las Bahamas (Figura 2.11) y consumiendo finalmente el Proto – Caribe

(Pindell y Dewey, 1982).

Figura 2. 10. Modelo de Caribe Cercano. Santoniense. NCu, Norte de Cuba; Scu, Sur de Cuba; Yu, Yucatán; GA, Antillas Mayores; Modificado de Meschede, 1998. Como se señaló con anterioridad el modelo Pacífico y el modelo de

Caribe cercano convergen a partir del Cenozoico, debido a la similitud de datos

de ocurrencia geológica y mapas palinspáticos.

17


Figura 2. 11. Modelo de Caribe Cercano. Santoniense; CB, Cuenca de Colombia; YB, Cuenca de Yucatán; VB, Cuenca de Venezuela; HB, Cuenca de Haití; Yu, Yucatán; GA, Antillas Mayores. Modificado de Meschede, 1998.

En el Paleoceno, la subducción del Atlántico en el borde este de la Placa

Caribe forma el Ridge de Aves. En el noroeste de Venezuela comienza el

emplazamiento de las Napas de Lara (Figura 2.11).

El modelo Pacífico plantea que el movimiento de la Placa Farallón

continúa noreste generando así una zona de subducción al oeste del Arco de

Costa Rica – Panamá y generando así Centroamérica, esto produce a su vez

que el Caribe se aísle como elemento tectónico (Figura 2.12).

18


Figura 2. 12 Modelo Pacífico. Paleoceno. CY, cuenca de Yucatán; RC, Ridge de Cayman; ZFMPJ, Zona de Fallas Motagua – Polochic - Jocoton. Modificado de Ross y Scotese, 1988.

La cuenca de Yucatán y la cuenca de Grenada han tenido su forma

actual desde finales del Eoceno. La depresión de Cayman es producto de la

apertura de una cuenca pull apart lateral siniestral debido a la desviación del

rumbo del sistema de fallas rumbo deslizante del norte de la Placa Caribe

(Figura 2.13).

Durante el Mioceno Inferior la Placa Farallón se separó de la Placa

Cocos en el norte y la Placa Nazca al sur. La Placa Cocos se desplazó al nor –

noreste y la Placa Nazca al este (Meschede, 1998).

El Arco de Panamá colisiona en el Mioceno con la Cordillera Occidental

de Colombia. Se inicia la apertura de la cuenca de Puerto Rico y el Golfo de

California (Pindell y Dewey, 1982), (Figura 2.14). En Venezuela se produce el

primer pulso orogénico de los Andes de Mérida en el Mioceno Inferior (Figura

2.15).

19


La Placa Norteamericana y la Placa Sudamericana siguen

desplazándose hacia el oeste. En Venezuela se produce el levantamiento

definitivo de los Andes de Mérida durante el Plioceno – Cuaternario (Dewey,

J.F., y Pindell, J. L., 1986).

Figura 2. 13. Modelo de Caribe Cercano. Eoceno; Yu, Yucatán; YB, Cuenca de Yucatán. Modificado de Meschede, 1998.

20


Figura 2. 14. Modelo de Caribe Cercano. Mioceno Inferior; Yu, Yucatán; YB, Cuenca de Yucatán; NR, Alto de Nicaragua Modificado de Meschede, 1998.

21


Figura 2. 15. Modelo Pacífico. Mioceno Tardío. APO, Alto del Pacífico Oriental; CPMS, Cinturón Pleglado del Sur de México; CPR, Cuenca de Puerto Rico; DC, Depresión de Cayman; PAN, Plataforma de Alto de Nicaragua; ZFP, Zona de Fallas de Panamá. Modificado de Ross y Scotese, 1988.

22


2.2 Marco tectónico regional

Hoy día se reconocen tres provincias tectónicas referentes a la corteza

de la Placa Caribe (Figura 2.16):

1. Bloques de corteza preexistentes soportados por basamento pre –

mesozoico.

2. Corteza continental formada durante el Mesozoico – Cenozoico.

3. Corteza oceánica formada en el Cretácico Medio.

La mayoría de los trabajos concluyen que la componente lateral destral

predomina en el movimiento relativo entre la Placa Caribe y la Placa

Sudamericana. Pérez et al (2001) demostró con mediciones GPS (Global

Positioning System) que la Placa del Caribe se mueve con una tasa de 2

cm/año con respecto a la Placa Suramericana.

Sin embargo, hacia el occidente de Venezuela este movimiento relativo

ha sido objeto de mayor estudio debido a la existencia de procesos complejos

de subducción. Audemard, F.E. y Audemard, F.A. (2002) indican que en el

occidente de Sudamérica interactuan la Placa Caribe y la Placa Sudamericana,

produciendo así un desplazamiento relativo transcurrente, siendo el límite una

zona (100 kilómetros de ancho) mayormente transpresiva (se presenta una

colisión oblicua)

Existen diferentes trabajos en lo referido a la ubicación de los bordes de

placas, entre ellos se tienen los dos siguientes:

• Pérez et al (2001): ubican el límite en el sistema de fallas transcurrente

lateral dextral de rumbo Este-Oeste San Sebastián-El Pilar

• Audemard, F.E. y Audemard, F.A. (2002) el límite de placas al occidente

se hace difuso y es una zona tiene unos 600 kilómetros de ancho y está

compuesta por diferentes bloques tectónicos independientes de las

placas adyacentes.

23


Figu

ra 2

. 16.

Mar

co T

ectó

nico

Act

ual d

el C

arib

e. C

B, C

uenc

a de

Col

ombi

a; C

C, C

ordi

llera

Cen

tral

; CR

, Rid

ge d

e C

oiba

; CT

, Dep

resi

ón d

e C

aym

an; H

B, C

uenc

a de

Hai

ti; H

I, L

a E

spañ

ola;

J, J

amai

ca; M

P, S

iste

ma

de F

alla

s Mot

agua

- Po

loch

ic; N

I, N

icoy

a; P

R, P

uert

o R

ico;

SE

, Fal

la

de S

anta

Ele

na; V

I, Is

las V

irge

nes;

VB

, Cue

nca

de V

enez

uela

; Y, Y

ucat

án, Y

B, C

uenc

a de

Yuc

atán

; WC

, Cor

dille

ra O

rien

tal.

Mod

ifica

do d

e M

esch

ede,

199

8.

24


El Bloque de Maracaibo es uno de estos bloques independientes, este se

encuentra delimitado por el sistema de fallas Oca-Ancón al norte, Santa Marta-

Bucaramanga al oeste, y Boconó al este. La interacción de la Placa Caribe, la

Placa Sudamericana y la Placa Nazca está extruyendo el bloque hacia noroeste

con respecto a Suramérica.

Los Andes de Mérida se encargan de acomodar los esfuerzos

compresivos producidos por el proceso de transgresión a través del

desplazamiento dextral la Falla de Boconó y mediante el acortamiento de la

cadena y de sus flancos en dirección noroeste - suroeste (Audemard, F.E. y

Audemard, F.A., 2002).

La Falla de Boconó tiene rumbo noreste – suroeste, tiene unos 500

kilómetros de extensión atravesando el eje de los Andes venezolanos entre la

Depresión del Táchira y Morón, donde cambia de rumbo para unirse al sistema

de fallas San Sebastián-El Pilar (Audemard, F.E. y Audemard, F.A., 2002).

También es notable la diferencia existente en la geometría de las

cuencas flexurales adyacentes a los Andes de Mérida. La Cuenca de Maracaibo

es estrecha y posee una longitud de onda pequeña, a la vez que es bastante

profunda, mientras que la Cuenca de Barinas-Apure es amplía, con una longitud

de onda bastante mayor y mucho más somera. La diferencia topográfica entre

el Pico Bolívar y el basamento de la antefosa del sur del lago alcanza los 15

kilómetros, mientras que entre el Pico Bolívar y la antefosa de Barinas alcanza

sólo los 10 kilómetros (González de Juana, 1980).

25


2.3 Evolución tectónica y marco estratigráfico de los Andes de Mérida y la Cuenca Barinas – Apure

Se presenta un resumen de los eventos geológicos y aspectos

estratigráficos presentes en los Andes de Venezuela, mencionados de ahora en

adelante como los Andes de Mérida como un conjunto, incluyéndose aquí a los

Andes de Barinas.

La Tabla 2.1 muestra la distribución de Formaciones en la Cuenca del

Lago de Maracaibo, el Flanco Norandino, la Región Central, el Flanco

Surandino y la Cuenca Barinas – Apure.

2.3.1 Precámbrico Renz (1959) considera al Grupo Iglesias como el basamento aflorante de

los Andes de Mérida en su parte central. El Complejo Iglesias (1400 – 600

m.a.) (Bellizzia y Pimentel, 1995) se compone de tres unidades informales, La

Asociación Bella Vista (rocas con alto grado de metamorfismo), La Asociación

Sierra Nevada (esquistos, gneiss, anfibolitas y rocas graníticas) y La Asociación

Tostós (rocas sedimentarias metamorfizadas) (L.E.V.III, 1997).

2.3.2 Paleozoico En la Cuenca Barinas – Apure infrayacente a la secuencia transgresiva

Mesozoica se han identificado un cinturón de pliegues y corrimientos imbricados

de edad Pensilvaniense con trasporte hacia el sur–sureste fosilizado y

suprayacente a la secuencia sedimentaria Pérmica (Audemard, 1991).

En el Paleozoico Inferior las rocas del grupo Iglesias sufrieron

metamorfismo regional al grado de esquisto verde (Audemard, 1991). En el

flanco sur de los Andes de Mérida se identifica la Formación Caparo. Suprayace

de forma discordante a La Asociación Bella Vista y es de edad Ordovícico

Superior que se depositó en ambiente plataformal. Suprayacente se encuentra

26


T

abla

2. 1

. Tab

la d

e C

orre

laci

ón E

stra

tigrá

fica.

Mod

ifica

do d

e A

udem

ard

(199

1), D

e T

oni y

Kel

logg

(199

3), J

ácom

e (1

994)

, Par

naud

et a

l. (1

995)

y

Ost

os y

Yor

is (1

997)

..

27


la Formación El Horno de edad Silúrico y conformada por una porción basal

constituida por areniscas y conglomerados con algunas lodolitas (L.E.V.III,

1997) y producto de la sedimentación en ambiente de plataforma continental.

Posterior se encuentra un hiatus de marcada extensión durante el Devónico y

Missisipiense (González de Juana, 1980), retomándose el registro sedimentario

en el Carbonífero Superior con la Formación Mucuchachí caracterizada por

pizarras laminadas limosas y carbonosas con presencia de pirita (L.E.V.III,

1997) depositada en un ambiente reductor y con el resto de las unidades

alóctonas de lo que hoy es Mérida. La Formación Sabaneta de edad

Carbonífero-Pérmico presenta un episodio de depositación continental, la

misma es una secuencia de areniscas gruesas a guijarrosas, de color gris a

marrón (L.E.V.III, 1997). Suprayacente y de forma concordante se observa la

Formación Palmarito depositada en ambiente marino la cual es una secuencia

de lutitas, principalmente marinas, limos, arenas y margas, que gradan hacia

arriba a calizas marinas (L.E.V.III, 1997).

2.3.3 Mesozoico La ruptura de Pangea fue determinante en la tectónica de Venezuela en

el Triásico – Jurásico. Esta ruptura produjo importantes estructuras que

posteriormente tuvieron enorme importancia en el desarrollo de cuencas

sedimentarias en Venezuela. La apertura del Proto – Caribe indujo a la

formación de grábenes con tendencia Noreste como lo es el Graben de Espino

(Ostos y Yoris, 1997) (Figura 2.17). En el Jurásico Inferior (206 – 180 m.a.) se

depositaron las rocas Volcánicas de Guacamayas (En el Baúl) (Ostos y Yoris,

1997) que fueron las antecesoras de la Formación La Quinta integrada

principalmente por tobas y areniscas rojas, gruesas y conglomera ticas,

intercaladas con lutitas rojas y capas delgadas de calizas, teniendo en el

contacto basal conglomerados compuestos por fragmentos metamórficos y

graníticos (L.E.V.III, 1997). La Formación La Quinta se depositó en los

28


grábenes producto de la fase de apertura continental, siendo rellenados por

sedimentos continentales de tipo capas rojas.

Figura 2. 17. Distribución de Los Grábenes Jurásicos. Tomado de Ostos y Yoris, 1997. Parnaud et al (1995) realizaron un estudio del oeste de Venezuela

expresando la historia geológica de la zona en seis Supersecuencias

depositacionales jerárquicas separadas por discordancias iniciando en el

Mesozoico. Sintetizan así los diferentes eventos tectónicos del Oeste de

Venezuela desde la apertura jurásica hasta la fase de subsidencia de la cuenca

antepaís del Eoceno-Pleistoceno producto de la colisión del Arco de Panamá.

Se presenta una tabla cronoestratigráfica con la ubicación de las

Supersecuencias y secuencias en la Tabla 2.2.

La Supersecuencia A definida por Parnaud et al (1995) se refiere a las

facies propias de la apertura continental del Jurásico representados por la

Formación La Quinta en los Andes de Mérida.

29


Tab

la 2

. 2. T

abla

cro

noes

trat

igrá

fica

con

la u

bica

ción

de

las S

uper

secu

enci

as y

secu

enci

as. T

omad

o de

Par

naud

et a

l, 19

95.

30


El Cretácico en Venezuela se caracterizó por una trasgresión marina que

afectó un área considerable inundando hasta el Cratón de Guayana. Esta

trasgresión está relacionada con el cambio del nivel eustático en todo el mundo

en el Cenomaniense – Campaniense (Parnaud et al, 1995). Los isópacos del

Cretácico reflejan espesores totales de 4000 metros y los patrones de

distribución son de una plataforma carbonática. (Coney y Evenchick, 1994).

Parnaud et al (1995) definen seis secuencias depositacionales (K0 – K5),

las cuales conforman en si la Supersecuencia B del Cretácico (fase de margen

pasivo) desde el Neocomience hasta el Campaniense Inferior, finalizando con la

colisión del Arco del Pacífico con la placa Sudamérica y la subsidencia flexural

de las cuencas antepaís (Inicio de margen activo).

La sedimentación cretácica en Colombia y Venezuela tuvo lugar dentro

de una misma cuenca, donde las irregularidades topográficas fueron

determinantes en el aislamiento de diferentes zonas en donde se generaron

regímenes de corrientes y aportes distintos (García et al, 1980). El Cretácico

Inferior tuvo características tectónicas de margen pasivo producto de la

continuación de la apertura Proto – Caribe y la sedimentación post – rifting

asociada (Parnaud et al, 1995).

El registro sedimentario del Cretácico se inicia con la Formación Río

Negro que se depositó en el Neocomience conformada por conglomerados

polimícticos, areniscas mal escogidas y fragmentos de carbón (L.E.V.III, 1997).

Se caracteriza por su diacronismo y variaciones amplias en su espesor. En el

Neocomience – Barremiense se deposita la secuencia K0 Sobre los depósitos

continentales se depositó la Secuencia K1 cuando se produjo una primera

trasgresión marina, la cual se ubica en el Aptiense (Parnaud et al, 1995).

Este evento generó la depositación de la Formación Apón (González de

Juana, 1980) que se caracteriza por calizas bioclásticas típicas de ambientes

marinos someros (Parnaud et al, 1995), también se presenta diacrónica y

anisotrópica en su intervalo basal (García et al, 1980). En la Cuenca Barinas –

31


Apure la Formación Apón está ausente y se representa este ciclo depositacional

por la parte superior de la Formación Río Negro (Campos y Boesi, 1993). Junto

a la Formación Apón la unidad basal de la plataforma carbonática del margen

pasivo venezolano se complementaba con las Formaciones Lisure y Maraca

(Lugo y Mann, 1995).

La Secuencia K2 que se depositó entre el Albiense y Cenomaniense

Inferior al producirse una segunda trasgresión marina que se produjo desde el

este de Venezuela y de forma diacrónica hacia el oeste cuya influencia alcanzó

los estados Táchira, Barinas y Apure invadiendo el límite sureste de la Cuenca

Barinas – Apure cubriendo áreas que se encontraban expuestas a la erosión

desde finales del Paleozoicos (Ostos y Yoris, 1997). Esto también acentuó la

erosión en el borde septentrional del cratón, produciendo desplazamiento de

arenas hacia el norte y la depositación en ambientes marinos someros

(González de Juana, 1980) de la Formación Aguardiente conformada por

areniscas bien escogidas, lutitas y facies alternantes de lutitas y areniscas con

capas de calizas y abundante en glauconita (L.E.V.III, 1997). La Formación

Aguardiente es la que caracteriza la parte inferior de la Secuencia K2 que está

dividida en tres partes (Parnaud et al, 1995) Esta parte inferior es un sistema

regresivo (Transgressive System Track, TST) que internamente está constituido

por parasecuencias retrogradantes. La parte media representa una máxima

superficie de inundación (Maximum Flooding Surface, MFS) y se encuentra en

el Miembro S de la Formación escandalosa y finalmente la parte superior de la

Secuencia es una progradación de un Sistema de alto nivel (High System

Track, HST) relacionadas al Miembro R de la Formación Escandalosa

depositada en ambiente litoral somero (Parnaud et al, 1995).

Según el modelo Pacifíco de la evolución tectónica del Caribe en el

Cenomaniense Inferior se generó la zona de subducción al noroeste de

Suramérica al avanzar el arco de las Antillas Mayores y la Placa Farallón en

dirección noreste (Ross y Scotese, 1988). Esta colisión produce un hiatus

identificado en Perijá y en la Cuenca del Lago de Maracaibo que a su vez

32


produce la flexura de la corteza continental produciendo una cuenca antepaís

de tipo flexural al oeste de la Sierra de Perijá y un alto periférico en la

Plataforma de Maracaibo (Parnaud et al, 1995).

En el Cenomaniense Superior – Campaniense Inferior (Figura 2.18) la

trasgresión cretácica llega a su máxima extensión (Parnaud et al, 1995) y

producto de la flexura regional y la profundización de la cuenca antepaís que

estuvo controlada por el inicio de la colisión entre el Arco de Islas del Pacífico y

Suramérica (Parnaud et al, 1995) se depositan facies anóxicas en toda la

extensión de la cuenca, lo cual incluye las Formaciones Capacho y La Luna en

los Andes de Mérida y el Miembro P de la Formación Escandalosa y la

Formación Navay en la Cuenca Barinas – Apure (Parnaud et al, 1995). Las

relaciones laterales de la Formación Capacho de la Subcuenca del Uribante y

de la Formación Escandalosa al sureste indican gradación del ambiente deltaico

– nerítico desde la Formación Escandalosa caracterizada por areniscas

macizas, cuarzosas y muy glauconíticas (L.E.V.III, 1997) al ambiente nerítico de

la Formación Capacho conformada por lutitas duras grises a negro, calizas

duras fosilíferas normalmente impregnadas de hidrocarburos (L.E.V.III, 1997) y

a la depositación más anóxica de la Formación La Luna, la roca madre por

excelencia de la Cuenca del Lago de Maracaibo que consta de calizas y lutitas

calcáreas con abundante materia orgánica laminada con capas fosfáticas y

glauconíticas hacia el tope (L.E.V.III, 1997).

Según Parnaud et al, 1995 en la secuencia K3, la secuencia K4 y la

secuencia K5 de la Supersecuencia B se observan calizas, lutitas calcáreas y

lutitas negras con alto contenido de materia orgánica. Suprayacente a la

secuencia K3 se depositaron las lutitas del Miembro La Morita que representa

un evento de máxima inundación a la vez que también se depositaron las

porcelanitas y lutitas del Miembro Quevedo ambos de la Formación Navay

caracterizada por lutitas silíceas y calcáreas, restos de peces y presencia de

glauconita (L.E.V.III, 1997).

33


Figura 2. 18. Esquema del Occidente Venezolano. Campaniense. Tomado de Pindell, 1982.

Para el Cretácico Superior el proceso de colisión del arco volcánico del

Pacífico con Suramérica transformó el margen pasivo en un cinturón activo

generando una cuenca antepaís en el área de Perijá y desplazando el alto

periférico de Maracaibo hasta la Cuenca Barinas – Apure (Parnaud et al, 1995)

permitiendo la depositación de facies más arenosas. Es así como se da inicio a

una fase de transición de margen pasivo a margen activo en el noroeste de

Venezuela Parnaud et al (1995) definen la Supersecuencia C del Cretácico

Superior al Paleoceno conformada por las secuencias K6 - K8 que también se

caracterizan por ser parte de una regresión marina. La Secuencia K6 está

representada por la Formación Colón compuesta por lutitas microfosilíferas,

parcialmente glauconíticas y calcáreas (L.E.V.III, 1997) y la Formación Mito

Juan caracterizadas por arcillas localmente arenosas que aumentan el

contenido de limo y arena en sentido ascendente (L.E.V.III, 1997) en la Cuenca

del Lago de Maracaibo de ambiente nerítico la Formación Colón y marino

somero en la Formación Mito Juan (L.E.V.III, 1997) y por la Formación Burgüita

34


formada por areniscas limolíticas, parcialmente glauconíticas y calcáreas en la

Cuenca Barinas – Apure de ambiente marino somero (Parnaud et al, 1995). El

cinturón compresivo de las Cordilleras Colombianas y el margen del Escudo de

Guayana controlaron la sedimentación durante el final del Cretácico,

determinando así el largo de la cuenca antepaís durante el Cenozoico

(Audemard, Fe., 1991).

2.3.4 Cenozoico El emplazamiento de las Napas de Lara empezó al final del Paleoceno lo

que siguió en el marco de complejidad tectónica generando cambios continuos

en la geometría de las cuencas asociadas a carga tectónica y carga flexural

(Parnaud et al, 1995). Las Secuencias K7 y K8 se ubican en el Maastrichtiense

Superior a Paleoceno Inferior, son parte del ciclo depositacional de un nuevo

episodio transgresivo producto de la flexura de la plataforma. La Secuencia K7

está compuesta por varias formaciones como lo son la Formación Guasare que

consiste en calizas pardo grisáceo a gris amarillento o gris, generalmente

glauconíticas (L.E.V.III, 1997); La Formación Trujillo que está compuesta por

lutitas gris azulado oscuro, a gris oscuro y negro y areniscas grises y pardas en

menor proporción. Las lutitas son localmente micáceas y carbonosas; las

areniscas son de grano fino a medio, micáceas y localmente carbonosas

(L.E.V.III, 1997) y la Formación Catatumbo la cual está compuesta

predominantemente por lutitas y arcilitas gris oscuro, algo carbonáceas y con

nódulos y lentecitos de limonita marrón (L.E.V.III, 1997); todas estas

depositadas en la Cuenca del Lago de Maracaibo que es de ambiente marino

mientras la Secuencia K8 es esencialmente deltaica (Parnaud et al, 1995) y

está compuesta por la Formación Los Cuervos compuesta principalmente por

arcilitas y lutitas con capas de carbón en la base y algunas capas de arenisca a

través de la sección (L.E.V.III, 1997); la Formación Marcelina que es

esencialmente una intercalación de areniscas, lutitas, lutitas arenosas y capas

35


de carbón (L.E.V.III, 1997) y finalmente la Formación Barco que está compuesta

por areniscas, lutitas y limolitas intercaladas(L.E.V.III, 1997).

La sedimentación del Paleoceno al Eoceno Inferior ocurre un ciclo

transgresivo acompañado por deformación tectónica en el Caribe, lo que

produce dislocamientos en la plataforma Cretácica al norte de Venezuela. Esto

origina surcos profundos que son rellenados por sedimentos turbidíticos tipo

flish (González de Juana et al., 1980). (Figura 2.19)

Parnaud et al. (1995) definen una Supersecuencia D que agrupa a las

unidades depositadas durante el Paleoceno Superior – Eoceno Medio. Esta

Supersecuencia refleja el inicio de margen activo en el occidente de Venezuela,

el cual esta directamente relacionado con el emplazamiento de las Napas de

Lara.

La secuencia T1 del Paleoceno Superior al eoceno Inferior perteneciente

a la Supersecuencia D está compuesta por la Formación Mirador que se

caracteriza por

Figura 2. 19. Esquema del Occidente Venezolano. Paleoceno. Tomado de Pindell, 1982.

36


areniscas blancas de grano fino a medio con capas delgadas de gránulos o

guijarros de cuarzo; toda la sección presenta material carbonáceo,

observándose algunas intercalaciones de lutitas en su tercio superior y capas

delgadas de carbón interestratificadas con las mismas (L.E.V.III, 1997) y la

Formación Misoa en la cual, la descripción litológica depende de su posición en

la cuenca, del ambiente de sedimentación y de la fuente de los mismos. Hacia

el noreste hay más lutitas y areniscas de grano fino, mientras que hacia el sur y

sureste, el porcentaje de arena aumenta al 80 y 90% de la sección, y los granos

se hacen más gruesos (L.E.V.III, 1997). Subyacente las secuencias T2 y T3 del

Eoceno Medio se depositaron a la vez que dos eventos tectónicos cambiaron la

configuración de la cuenca. Primero la deformación flexural producto del

emplazamiento de las Napas de Lara que produjo la subsidencia de la Cuenca

Barinas – Apure y una consecuente invasión marina que depositó la

Formación Gobernador que posee areniscas cuarzosas, a veces cuarcíticas,

intercalaciones de limolitas y lutíticas carbonáceas (L.E.V.III, 1997) y la

Formación Pagüey que tiene lutitas marinas grises a negras, duras, astillosas,

bien laminadas, muy foraminíferas (L.E.V.III, 1997). Segundo, la carga de las

Napas de Lara produjo la flexura de la plataforma, depositándose la Formación

Paují cuya unidad es una espesa secuencia de lutitas (L.E.V.III, 1997).

Para el Eoceno Superior – Mioceno Inferior Parnaud et al. (1995) definen

la Supersecuencia E, también vinculada a margen pasivo, producto de la

colisión entre la Placa Caribe y la Placa Sudamericana y la consecuente

subsidencia compresional de la cuenca. La zona de la Cuenca Barinas –

Apure fue sometida a procesos de erosión que se representan por un largo

hiatus entre las rocas del Paleoceno Superior – Eoceno Inferior y el Eoceno

Superior – Oligoceno (Campos y Boesi, 1993). A su vez en este período se

inicia el levantamiento de la Serranía de Perijá y de la Cordillera Oriental de

Colombia, lo cual determinó el inicio de un nuevo ciclo transgresivo que

depositó la secuencia clástica de ambientes continentales y litorales de la

Formación Carbonera de edad Eoceno Superior – Oligoceno (Chigne et al,

37


1994), (Figura 2.20). Este levantamiento regional ocurre a la par de la compleja

tectónica al norte de Suramérica en donde cambiaban los regímenes

sedimentarios y aumentaban las compresiones entre la Placa Caribe y la Placa

Sudamericana así como su angularidad (Coney y Evenchick, 1994).

Figura 2. 20. Esquema del Occidente Venezolano. Eoceno. Tomado de Pindell, 1982. La colisión de la Placa Caribe con el oeste de Colombia produjo una

carga flexural adicional que generó un alto periférico que separó la Cuenca de

Falcón de la Cuenca del Lago de Maracaibo (Ostos y Yoris, 1997). Esta colisión

produjo en el Eoceno Superior – Mioceno Inferior la Supersecuencia E que

posee dos secuencias depositacionales, la Secuencia T4 de edad Eoceno

Superior – Oligoceno Inferior y la Secuencia T5 de edad Oligoceno Superior –

Mioceno Inferior que se depositó en una inundación marina (Parnaud et al,

1995). La inundación modificó las condiciones deltaicas y permitió la

depositación de la Formación León que está conformada por una secuencia

monótona de lutitas grises a negras, blandas, con numerosos niveles de

concreciones de arcilita ferruginosa (L.E.V.III, 1997) de forma discordante

(Parnaud et al, 1995) en la Cuenca del Lago de Maracaibo (Figura 2.21).

38


Figura 2. 21. Esquema del Occidente Venezolano. Oligoceno. Tomado de Pindell, 1982. En el Mioceno Medio se inicio la separación de la Cuenca del Lago de

Maracaibo de la Cuenca Barinas-Apure al cambiar la dirección de compresión a

lo largo del borde norte de la Placa Suramericana y producirse el levantamiento

de los Andes de Mérida y el Macizo de Santander (Audemard, Fe., 1991). En la

Cuenca del Lago de Maracaibo se deposita la Formación La Rosa que consiste

en mayor parte de lutitas arcillosas con capas de areniscas e interlaminaciones

de areniscas y lutitas (González de Juana et al., 1980) en una nueva

trasgresión. Posteriormente se depositó en una regresión la Formación

Lagunillas, que en términos generales, consiste en areniscas poco

consolidadas, arcillas, lutitas y algunos lignitos (L.E.V.III, 1997). Luego se

depositó la Formación Palmar conformada por areniscas masivas, con marcas

de rizaduras y fósiles vegetales (L.E.V.III, 1997), la Formación Isnotú que

predominantemente son arcillas (L.E.V.III, 1997) y la Formación Betijoque que

son más que nada capas de conglomerados macizos (L.E.V.III, 1997), todas

estas características de facies molásicas.

El levantamiento de los Andes de Mérida recibió un importante pulso

tectónico en el Mioceno Superior (Figura 2.22) al inicio de la colisión del Arco de

39


Panamá con el borde noroeste de Suramérica que finalizó con el levantamiento

definitivo en el Plioceno – Cuaternario de los Andes de Mérida con la

convergencia oblicua de estos dos bloques (Audemard, F.E. y Audemard, F.A.,

2002). La rápida elevación de los Andes de Mérida controló todos los procesos

depositacionales en el piedemonte de la cadena con sedimentos molásicos.

Figura 2. 22. Esquema del Occidente Venezolano. Mioceno Tardío. Tomado de Pindell, 1982.

Parnaud et al. (1995) definen la Supersecuencia F entre el Mioceno

Medio – Pleistoceno, debido precisamente a la colisión del Arco de Panamá con

la Placa Sudamericana y el levantamiento de la cadena andina, siendo así una

Supersecuencia de tipo margen activo. Son parte de la Supersecuencia F en la

Cuenca Barinas-Apure la Formación Parángula en una regresión en el Mioceno

Superior, donde en la unidad predominan los conglomerados lenticulares de

grano grueso, areniscas de grano fino en capas masivas con estratificación

cruzada, localmente glauconíticas; limonitas y lodolitas (L.E.V.III, 1997) y la

Formación Río Yuca la que consiste principalmente en conglomerados de grano

grueso (L.E.V.III, 1997), depositándose en el Mioceno Superior – Plioceno.

Finalmente la Formación Guanapa se deposita en el Pleistoceno que consiste

40


de conglomerado, arena y arcilla en estratos masivos, con estratificación

cruzada, mal consolidado y con escogimiento y estratificación pobre (L.E.V.III,

1997).

41


2.4 Modelos propuestos para los Andes de Barinas

Dada la complejidad tectónica de los Andes de Mérida no es de extrañar

que existan numerosos modelos propuestos para la estructura de los mismos.

Stephan (1994) establece que la cordillera es “una megaestructura en flor

positiva a lo largo de la falla de Boconó”. Igualmente Soulas (1985) afirma que

la falla de Boconó es “el límite entre las placas Caribe y Suramericana” y

caracteriza a los Andes de Mérida como dos "medias cadenas" separadas por

la falla. Por otra parte De Toni y Kellogg (1993) (Figura 2.23) y Coletta et al.

(1997) (Figura 2.24) proponen un modelo de “orógeno intracontinental con una

subducción tipo A que involucra al manto litosférico del Bloque de Maracaibo y

un retrocorrimiento de vergencia este antitético a la deformación principal de

vergencia oeste”.

Figura 2. 23. Modelo de subducción A con Polaridad SE. Modificado de De Toni y Kellogg, 1993.

Ostos y Yoris (1997) proponen en los Andes de Mérida en el Estado

Táchira el modelo de “Orogénico flotante” propuesto por Jácome (1994) en

donde esta presente una subducción con dirección noroeste (Figuras 2.25 y

2.26 respectivamente) señalándose así una vergencia opuesta a la sugerida por

Coletta.

Hoy día el estudio de cada uno de los elementos estructurales que han

sido identificados en los Andes de Mérida y su respectivo rol en la deformación,

42


permiten diferenciar dos tendencias principales en los modelos que se han

propuesto para explicar su configuración estructural actual y la evolución de los

mismos.

Figura 2. 24. Modelo de Subducción A con polaridad SE. Modificado de Coletta et al, 1997.

Figura 2. 25. Modelo de Subducción A con Polaridad NO. Modificado de Ostos y Yoris, 1997.

En el primer grupo se considera que la Falla de Boconó constituye el

elemento primordial que ha controlado toda la deformación neógena y, por

tanto, del todas las estructuras observadas. Según Stephan (1982) los Andes

de Mérida constituyen “una megaestructura en flor a lo largo de la falla de

Boconó, producto de la reactivación del patrón de fallas mesozoicas y

43


paleozoicas de Suramérica a partir del Mioceno Medio”. Los Andes de Mérida

serían entonces el resultado de la compresión entre ambas placas y estaría

integrada por dos “medias-cadenas” separadas por el sistema de Boconó

(Soulas, 1985).

Figura 2. 26. Modelo de Orógeno Flotante. Tomado de Jácome, 1994.

Sin embargo, existen observaciones que sugieren un carácter asimétrico

para la configuración estructural andina. Macellari (1982) señala que “el

corrimiento frontal del flanco noroccidental no posee un equivalente de la misma

magnitud en el flanco suroriental de la cordillera”. Las cuencas antepaís del

Cenozoico que rodean los Andes de Mérida poseen niveles de subsidencia

diferentes. Al noroeste la Cuenca del Lago de Maracaibo se caracterizó por una

subsidencia pronunciada durante el Neógeno, mucho mayor que la ocurrida a la

Cuenca Barinas-Apure (Colletta et al, 1997).

44


Audemard, F.E. y Audemard, F.A. (2002) señalan que los Andes de

Mérida funciona como una cuña de apilamiento de corteza frágil; que el

despegue parcial es desde la corteza dúctil; que la cuña cortical se construye

desde adentro, doblándose y corriéndose entre un corrimiento mayor que buza

noroeste (Subducción incipiente tipo A). También señalan que existe un

retrocorrimiento cortical más pronunciado sureste que carga el Bloque de

Maracaibo a la vez que estructuras preexistentes generan la deformación frágil

del acuñamiento. Se observa a su vez que la estructura de la cadena varía en

dirección al rumbo. Finalmente señalan que el bloque de Maracaibo es extruído

gracias a la acción de un sistema transcurrente subaxial que divide la cuña en

dos.

Audemard, F.E. y Audemard, F.A. (2002) realizan las siguientes

afirmaciones con relación a la estructura de los Andes de Mérida en función de

los datos geofísicos y geológicos recopilados:

1. La vergencia regional de la cadena es hacia el noroeste, a pesar que

existen diferentes vergencias a nivel local.

2. Los Andes de Mérida comenzaron a levantarse en el Mioceno

Superior.

3. Los procesos de partición de la deformación que ocurren a lo largo de

los Andes de Mérida es resultado del desarrollo de corrimientos a lo

largo de los flancos que acomodan los esfuerzos compresivos

existentes, siendo la falla de Boconó parte fundamental de este

proceso.

45

Capítulo 3. Marco Geofísico.

3. Marco Geofísico

Dentro del sistema dinámico que envuelve a la Tierra la gravedad

desempeña un rol fundamental. Está íntimamente relacionada con la

diferenciación interna del planeta, los ajustes isostáticos de la corteza, la

tectónica de placas e inclusive con el flujo de los ríos en los sistemas

hidrológicos.

La gravedad opera a escalas muy grandes en el planeta. Ésta causa que

porciones “ligeras” (menos densas) como los continentes permanezcan más

elevados que las “pesadas” cortezas oceánicas. Es así como procesos

exogenéticos de erosión provocaran un levantamiento de la corteza. Este

proceso de ajuste gravitacional se conoce como isostasia.

Existen tres modelos de compensación isostática (Figuras 3.1, 3.2 y 3.3):

• El modelo de compensación local de Airy – Heiskanen: Se basa en

compensar elevaciones con raíces corticales y depresiones con

elevación del manto astenosférico. Trabajando con una densidad de

corteza constante (Figura 3.1).

• El modelo de compensación local de Pratt – Hayford: Se basa en

compensar elevaciones y depresiones con variaciones laterales de

densidad de la corteza, manteniendo constante la profundidad de las

“columnas” de corteza (Figura 3.2).

• El modelo de compensación regional elástico de Vening Meinesz: Se

basa en que la compensación isostática no sólo se limita a la zona a la

cual se aplica la carga, si no que regionalmente esta carga litosférica es

compensada con flexura de la corteza proporcional a la rigidez de la

litosfera y a la magnitud de la carga (Figura 3.3).

46


Figura 3. 1. Modelo de compensación local de Airy – Heiskanen

Figura 3. 2. Modelo de compensación local de Pratt – Hayford

F Figura 3. 3. Modelo de compensación regional elástico de Vening Meinesz

47


3.1 Modelo estático flexural Toth et al (1996) desarrollaron un modelo numérico del acortamiento de

la litosfera, combinado con la respuesta isostática flexural de la misma ante una

carga y su relación con la formación de cuencas antepaís asociadas.

Esto permite un control cuantitativo de los acortamientos litosféricos, los

espesores elásticos, la erosión, la depositación, los emplazamientos, el

engrosamiento de la corteza y la perturbación termal como parámetros

fundamentales en la formación de cuencas antepaís, sus características

(longitud de onda y profundidad de la cuenca) y su evolución estructural.

En la realización de este modelo numérico se tuvo en cuenta la

respuesta estructural, la sedimentación y erosión, la respuesta termal y la

respuesta isostática.

• Respuesta estructural:

En el modelo numérico se asume que el acortamiento litosférico ocurre por

corrimientos en la corteza superior y es distribuido con deformación dúctil en la

corteza inferior y el manto litosférico (Figura 3.4).

Figura 3. 4. Respuesta Estructural al Esfuerzo.

48


El modelo controla los parámetros de las fallas (posición, ángulo de

buzamiento, etc.). De esta manera se simplifica el modelo suponiendo fallas

lístricas (Figura 3.5). Y se tiene:

( ) ( )( )dd ZxZxD θtanexp1 −−= Ec. 1.

Figura 3. 5. Para facilitar el Modelado, se suponen Fallas Lístricas.

Donde es la profundidad de la falla, es la profundidad del plano

de despegue de la falla, es la distancia horizontal donde la falla aflora y

( )xD dZ

x θ es

el buzamiento de la falla donde aflora. A las fallas también se les puede colocar

una superficie de despegue con buzamiento, en ese caso:

( ) ( )( ) αθ tantanexp1 xZxZxD dd +−−= Ec 2.

Donde α es el ángulo de buzamiento de la superficie de despegue.

Una vez ha sido definida la falla, el bloque levantado se mueve

horizontalmente y colapsa por cizalla vertical. La cantidad de engrosamiento

superior de la corteza debido al corrimiento es:

49


( ) ( ) ( )xDSxDxTuc −+= Ec 3.

Donde es el engrosamiento y es el acortamiento. La carga es

dada por:

( )xTuc S

( ) ( ) gxTxl cucuc ρ= Ec 4.

En la parte baja de la corteza la cantidad de engrosamiento será:

( )( ) ( )⎟⎟⎠⎞

⎜⎜⎝

⎛−⋅−−=

xZxMT dlc β

11 Ec 5.

Donde es la profundidad original de Moho y ( )xM ( )xβ es el factor de

acortamiento compresional. La carga asociada al engrosamiento de la parte

baja de la corteza será:

( ) ( ) ( ) gxTxl cmlclc ⋅−⋅−= ρρ Ec. 6.

• Sedimentación y erosión:

La carga asociada a la sedimentación es incluida en el modelo con un

llenado iterativo de todo el espacio disponible por debajo de los niveles de

depositación especificado. La erosión es incluida al remover de la carga

topográfica el peso correspondiente trabajándose con la teoría de rebote

elástico.

• Respuesta termal:

La respuesta termal de la litosfera al acortamiento consiste en una

disminución del gradiente geotermal y la subsiguiente relajación termal. Luego,

se tiene:

50


( ) ( )( ) ( )zTxzTzT dd −⋅=∆ β Ec 7.

Donde ( es la temperatura original a la profundidad . Si se asume

que la presión no cambia cuando la temperatura y el volumen cambian se tiene

que la carga debido a la respuesta termal de la litosfera es:

)zTd z

( ) ( )∫ ∆=z

vT gdzzTxl0

ρα Ec 8.

Donde ρ es densidad y α es el coeficiente volumétrico de expansión

termal.

• Respuesta Isostática:

La respuesta isostática de la litosfera al emplazamiento de placas

sobrecorridas, engrosamiento de la corteza, perturbación termal, sedimentación

y erosión es calculada usando la ecuación diferencial para la flexura de una

litosfera elástica incorporando las fuerzas restauradoras es:

Ec 9.

( ) xlgwxwD airm =−+

∂∂ ρρ4

4

( )

Donde w es el desplazamiento vertical, es la carga aplicada, D ( )xles la rigidez flexural y es la fuerza restauradora isostática en

tierra y ( )aguam ρρ − e el

( )airm ρρ −

n mar.

51

Capítulo 4. Modelado Flexural.

Capítulo 4. Modelado Flexural El modelado geodinámico basado en la teoría elástica de compensación

isostática flexural de la Cuenca Barinas – Apure se realizó mediante el

programa OROGENY versión 5.0 (Toth et al., 1996). Este programa permitió

reconstruir la orogénesis de la región central de los Andes de Mérida de forma

secuencial, así como el desarrollo de la Cuenca Barinas – Apure.

4.1. Construcción de la Sección de Referencia.

Inicialmente se construyó una sección de referencia que sirvió de soporte

del modelo. Esta sección permitió determinar los parámetros del modelado al

establecer cuantitativamente las principales características del área de estudio,

las cuales se señalan a continuación:

• Identificación, ubicación y descripción de las fallas principales.

• Topografía.

• Geología de superficie.

• Geometría de la cuenca. (extensión de la cuenca, profundidad Máxima

de sedimentos)

• Espesor sedimentario

El elemento fundamental en la construcción de la sección de referencia fue

el transecto sísmico controlado por pozos provisto por PDVSA (Figura 1.3).

Debido a que este transecto provee la mayoría de datos confiables utilizados en

el modelado.

La siguiente secuencia de pasos fueron utilizados para la construcción de

la sección de referencia

52


1. Localización del transecto sísmico en el mapa base. (Figura 1.3).

2. Aproximación lineal del transecto sísmico en superficie a una línea recta

utilizando el método de los mínimos cuadrados, pues se puede apreciar

en la Figura 1.3 que el proceso de adquisición de la data sísmica no se

realizó de forma lineal

3. Proyección de la sección en superficie en dirección noroeste hasta el sur

del Lago de Maracaibo 29 kilómetros y en dirección sureste hasta el

Cratón de Guayana 272 kilómetros (Figura 1.3).

4. Digitalización del transecto sísmico, proyectándose los horizontes

sísmicos lo largo de la Cuenca hacia el sureste hasta el Cratón de

Guayana. (Figura 4.1)

5. Construcción del perfil topográfico incluyendo en este la geología de

superficie. (Figura.4.2)

6. Construcción del corte estructural del basamento utilizando el mapa de

profundidades de basamento de Feo Codecido, et al, 1984. (Figura 4.3)

Finalmente se obtiene la sección de referencia de 520 kilómetros de

extensión que se puede apreciar en la Figura 4.4)

Figura 4. 1. Digitalización del transecto sísmico y proyección de los horizontes sísmicos en dirección sureste hasta el Cratón de Guayana.

53


Figura 4. 2. Mapa de Geología de Superficie con ubicación de la sección de referencia.

54


Figura 4. 3. Mapa de profundidades de basamento con la localización de la sección de referencia. (Modific do de Feo Codecido, et al, 1984) a

55


Fi

gura

4. 4

. Sec

ción

de

refe

renc

ia u

tiliz

ada

para

el m

odel

ado

flexu

ral.

56


4.2. Hipótesis del modelado. Para la realización del modelado se plantearon dos hipótesis:

• Hipótesis 1: Todos los depósitos previos al Cretácico son de edad

Precámbrico.

• Hipótesis 2: Los depósitos previos al Cretácico se consideran los

depósitos Paleozoicos (tanto su ubicación como su espesor) y la

ubicación del graben jurásico así como los sedimentos depositados en él.

El objetivo de modelar bajo la premisa de la Hipótesis 1 es tener una

primera aproximación a la respuesta estructural del modelado flexural. para así

determinar los parámetros iniciales (secuencia de corrimientos, ángulos de

buzamiento, acortamientos)

Posteriormente, se utilizan los valores obtenidos para estos parámetros

en el desarrollo del modelado bajo la Hipótesis 2.

A continuación se presentan las características principales de los

modelos desarrollados en ambas hipótesis:

• Se parte de una etapa pre – deformación ubicada en el Mioceno Inferior.

• Se reproducen las fallas y corrimientos, variando los valores de

acortamiento y buzamiento, a la vez que se utilizan diferentes valores de

espesor flexural para la corteza (“Elastic Thickness”, Te).

• Se reprodujeron los eventos erosivos, variando el porcentaje de erosión

de los mismos, buscando así reproducir de la mejor manera posible la

topografía y la geología de superficie en la cadena andina.

57


• Debido a que se quiere comprobar que la subsidencia de la Cuenca

Barinas – Apure es puramente flexural no se modelan efectos

provocados por perturbación termal y la deformación es compensada

sobre un despegue principal

• Toda la carga tectónica es debido a los corrimientos, no existe en los

modelos carga dinámica. Se desea modelar considerando solo la carga

estática (e.g. corrimientos) ignorando cualquier tipo de peso dinámico

asociado a la colisión de placas (e.g. subducción).

58


4.3. Diseño de las Templetas Iniciales

Considerando las hipótesis señaladas y los parámetros de la sección de

referencia se procedió a diseñar dos templetas iniciales (una por cada hipótesis)

que cumplieran con las condiciones iniciales necesarias para el desarrollo de

satisfactorio de los modelos (Figura 4.5 y 4.6)

Figura 4. 5. Templeta Inicial de la Hipótesis 1.

Figura 4. 6. Templeta Inicial de la Hipótesis 2.

59


Las templetas iniciales corresponden a la etapa anterior al primer pulso

orogénico de los Andes de Mérida en el Mioceno Inferior (Stephan, 1982;

Audemard, 1991, Colleta et al, 1997, Chacín, 2003)

Los parámetros de diseño para ambas templetas iniciales son los siguientes:

• Longitud de la Sección: 900 Kilómetros. (Estimada).

• Longitud del margen pasivo: 800 kilómetros. (Chacín, 2003). Este valor

es consecuencia de la geometría de la cuenca, conocida a través de

datos sísmicos.

• Profundidad de Moho: 37 Kilómetros. (Chacín, 2003).

• Longitud de la corteza oceánica: 100 Kilómetros. (Valor Arbitrario).

• Espesor de los sedimentos de margen pasivo: 2 kilómetros valor que se

obtiene de la data sísmica.

Adicionalmente en el diseño de la templeta 2 se consideran los siguientes

parámetros:

• Ubicación del graben jurásico: Se calculo en base a su posición actual

mas la distancia de acortamiento de la cadena montañosa, ajustándose

de nuevo en la fase final del modelado.

• Espesor de sedimentos Jurásicos en el graben: 2 Kilómetros.

(Fernandes, 2003).

60


4.4 Síntesis de Modelos Realizados

La Tabla 4.1 sintetiza los modelos realizados, señalándose las

semejanzas y diferencias entre los parámetros obtenidos y los esperados. El

Transecto G - H es el que mejor reproduce los parámetros de la sección de

referencia. Para una visualización de las diferencias ver la Figura 4.7 y 4.8.

Tab

la 4

. 1.

Com

para

ción

de

los

dife

rent

es m

odel

os r

ealiz

ados

. Se

men

cion

an l

os p

rinc

ipal

es p

arám

etro

s de

l m

ism

o y

se d

esta

ca e

n ne

grill

a el

tra

nsec

to q

ue m

ejor

rep

rodu

ce e

l mod

elo

flexu

ral T

e (E

spes

or F

lexu

ral),

S

(Aco

rtam

ient

o to

tal d

e la

cue

nca)

, P (P

rofu

ndid

ad d

e la

cue

nca)

, L (L

ongi

tud

de la

cue

nca)

61


.

Figura 4. 7. Comparación de los modelos obtenidos utilizando diferentes espesores flexurales. Se

utilizaron Te = 25, 5 y 15 kilómetros..

62


Figura 4. 8. Comparación de los modelos obtenidos utilizando diferentes espesores flexurales. Se utilizaron Te = 25, 35 y 40 Kilómetros..

63


4.5. Secuencia de Modelado del Transecto G – H

La secuencia de modelado se describe en la Tabla 4.1, destacando las

siguientes observaciones:

• La Falla 1 es un despegue a 10 Kilómetros. de profundidad, siendo ésta

la única falla principal presente en el modelado. (Figura 4.9).

• Luego de cada corrimiento de las fallas 2, 3, 4 y 5 existe un evento

erosivo (Figuras 4.10, 4.11, 4.12 y 4.13).

• Se reactivan las fallas 3 y 5 e inmediatamente se generan las fallas 6

(Falla de Boconó) 7 y 8 para luego producir un evento erosivo. Esto

permite concluir un pulso orogénico muy violento para el levantamiento

de la cadena montañosa (Mucho más rápido en tiempo geológico, a

diferencia del evento que generó las fallas 2, 3, 4 y 5). (Figuras 4.14,

4.15, 4.16, 4.17 y 4.18.).

• Se sedimenta a batimetría constante igual a cero, para luego dar paso a

un nuevo evento erosivo con lo cual se obtiene el modelo final (Figuras

4.19 y 4.20).

Tabla 4. 2. Secuencia de modelado del Transecto G – H..

64


Figura 4. 9. Paso 1. Se observa la Falla 1 que ejerce las labores de plano de despegue.

Figura 4. 10. Paso 3. Se observa la Falla 2, que es subsidiaria a la Falla 1. La Falla ya ha sido activada y se han erosionado los sedimentos que se han desplazado con el acortamiento.

65


Figura 4. 11. Paso 5. se observa la Falla 3, el acortamiento es de 8 kilómetros.

Figura 4. 12. Paso 7. Se observa la Falla 4, nótese los ángulos altos de las fallas modeladas.

66


Figura 4. 13. Paso 8. Se observa la Falla 5.

Figura 4. 14. Paso 11. Se reactivan las fallas 3 y 5.

67


Figura 4. 15. Paso 12. Se genera la Falla 6, la Falla de Boconó.

Figura 4. 16. Paso 13. se aprecia la Falla 7.

68


Figura 4. 17. Paso 14. Se genera la ultima falla utilizada en el modelado, la Falla 8.

Figura 4. 18. Paso 15. Se genera un evento erosivo

69


Figura 4. 19. Paso 16. Se deposita con batimetría constante igual a cero.

Figura 4. 20. Paso 17. Luego de un último proceso de erosión se obtiene el modelo final, el transecto G – H.

70


4.6 Resultados cuantitativos

La Figura 4.21 permite comparar la sección de referencia y el modelo

final obtenido. Se puede apreciar como la topografía es aproximadamente igual

así como la morfología de los corrimientos, el espesor de los sedimentos, la

extensión de la cuenca (al igual que su amplitud), la ubicación relativa del

graben jurásico y la geología de superficie (donde se puede apreciar excelente

similitud). Se pueden sintetizar los resultados de la forma siguiente:

• El espesor elástico de la corteza sudamericana es de 25 Kilómetros.

• La profundidad de Moho es de 37 Kilómetros. (Promedio).

• Acortamiento total de 57 Kilómetros. para el orógeno (resultado de

sumar todos los acortamientos de la tabla 4.1.

• La profundidad de la Cuenca Barinas-Apure es de 4 Kilómetros.

(Espesor máximo de sedimentos).

• Se confirman los espesores obtenidos por la sección sísmica de 2

Kilómetros. para los sedimentos pre-deformación y 2 Kilómetros. para

los eventos post deformación.

• La extensión de la cuenca Barinas-Apure es de 355 kilómetros.

• La elevación del erógeno es de 4 kilómetros.

• La erosión promedio de la montaña es de 39 %.

• Existe un despegue principal ubicado a 10 Kilómetros. de profundidad

que funciona como superficie de despegue.

71


F

igura 4. 21. Comparación entre la sección de referencia y el transecto G - H.

72

Capítulo 5. Modelado Gravimétrico.

5. Modelado Gravimétrico

5.1 Introducción En este capítulo se presentan los resultados del modelado gravimétrico

como la siguiente fase en el modelado geofísico integrado.

Primeramente se presentan los mapas gravimétricos generados

(Anomalía de Bouguer, Regional y Residual). Estos mapas fueron elaborados

mediante el programa Surfer 8.0 (Golden Software).

Posteriormente se presenta el modelo obtenido, el cual, fue realizado con

el programa Oasis Montaj (Geosoft Inc) Este programa permitió extraer la

anomalía de Bouguer observada a través del transecto de estudio, permitiendo

así la comparación entre esta anomalía observada y la anomalía calculada en el

modelo flexural obtenido.

5.2 Anomalía de Bouguer Componente Regional y Residual Para la elaboración de los mapas gravimétricos se usaron 4995

estaciones de medición de la base de datos de la Universidad Simón Bolívar

(Figura 1.5). El mallado utilizado para la Anomalía de Bouguer inicialmente fue

de 176 columnas por 205 líneas con una separación de 2000 metros y se

interpoló posteriormente con el método de Kriging.

Utilizando este mallado se realizo el mapa de anomalía de Bouguer

(Figura 5.1) en el que se observa que en los Andes de Mérida la tendencia de la

Anomalía de Bouguer es negativa debido a la flexura de la corteza hacia el

Norte – Noroeste como respuesta isostática al peso de la cadena montañosa. A

su vez se observa un progresivo aumento de los valores de Anomalía de

Bouguer en dirección sureste a medida que el espesor sedimentario se hace

menor debido al levantamiento del basamento cristalino al aproximarse al

Cratón de Guayana. Finalmente se observa un “alto” gravimétrico en la zona

73


central del Estado Apure correspondiente a los sedimentos depositados en las

estructuras extensionales Pre – Cretácicas.

Figu

ra 5

. 1. M

apa

de A

nom

alía

de

Bou

guer

.

74


Posteriormente se realizo la separación Regional – Residual de la

Anomalía de Bouguer. Esto con la intención de poder identificar a través de la

separación de campos, la componente profunda (Anomalía Regional, bajas

frecuencias) y la componente somera (Anomalía Residual, altas frecuencias).

La separación de campos se llevó a cabo aplicando un filtro “Moving Average”

(Método del promedio) al mallado de la Anomalía de Bouguer observada,

obteniéndose así la componente Regional. Las dimensiones del mallado se

mantienen respecto al original al igual que se mantuvo la interpolación por el

método de Kriging.

En el mapa de Anomalía Regional (Figura 5.2) se observa de una forma

más suavizada la tendencia negativa de la Anomalía de Bouguer al Noroeste,

asociada a los Andes de Mérida y una zona positiva al sureste asociada a los

altos de basamento existentes en el Estado Apure (Fernandes, 2002).

Finalmente se obtuvo el mapa de Anomalía Residual a través de la

sustracción de la componente Regional a la Anomalía de Bouguer (Figura 5.3).

En este mapa se puede apreciar una zona subparalela a la cadena montañosa

con altos valores de anomalía gravimétrica, este comportamiento está asociado

a la molasa andina. A su vez se observan zonas positivas, también

subparalelas asociadas a las estructuras extensionales Jurásicas.

75


Figu

ra 5

. 2. M

apa

de A

nom

alía

Reg

iona

l.

76


Figu

ra 5

. 3. M

apa

de A

nom

alía

Res

idua

l.

77


5.3 Desarrollo del Modelo Primeramente se obtuvo la anomalía observada a lo largo del transecto

(Figura 5.1). Se introdujo el modelo flexural en GM-SYS y se procedió a

modelar gravimétricamente modificando los parámetros sobre los que no se

tenia un control absoluto o eficiente (densidad de los sedimentos, morfología y

profundidad de la Discontinuidad de Moho, etc.).

En la Figura 5.4 se observa el modelo obtenido, en donde se pueden

apreciar las curvas de anomalía observada y anomalía calculada, a su vez se

observa la curva de error correspondiente (donde se aprecia que el error es

mínimo, 2.191 mGal).

En el modelo se observa que la discontinuidad de Moho se comporta

como una superficie irregular al variar su profundidad entre los 29 kilómetros y

los 43 kilómetros a lo largo de la sección modelada, estas variaciones están

asociadas a la compensación isostática de los Andes Mérida y de la Cuenca

Barinas – Apure. En el recuadro “A” de la Figura 5.4 se observa que bajo los

Andes existe un acuñamiento de la corteza de Maracaibo sobre la corteza de

Barinas – Apure. Esta deformación puede ser explicada al tomar en cuenta los

esfuerzos compresivos que ocurren durante la subducción tipo A con polaridad

Noroeste de la corteza cratónica bajo la cadena montañosa (Audemard, F.E y

Audemard, F.A., 2002). El recuadro “B” de la Figura 5.4 se resalta la existencia

de un bajo gravimétrico localizado entre los 340 kilómetros y los 490 kilómetros

de la sección modelada y se interpreta como un graben jurásico.

Las densidades utilizadas para la realización del modelo fueron las

siguientes:

• Manto litosférico: 3.3 gr/cm3.

• Corteza Continental: 2.85 gr/cm3

• Paleozoico: 2.8 gr/cm3

• Sedimentos Jurásicos: 2.7 gr/cm3

78


• Sedimentos Cretácico – Mioceno Inferior: 2.6 gr/cm3

• Sedimentos Mioceno Superior - Presente: 2.25 gr/cm3

Figu

ra 5

. 4. M

odel

o G

ravi

mét

rico

. Se

resa

ltan

las z

onas

incl

uida

s en

los r

ecua

dros

"A

" y

"B"

79

Capítulo 6. Modelado Geodinámico Integrado

6. Modelado Geodinámico integrado

Una vez realizado el Modelo Gravimétrico se procede a integrar los datos

geofísicos. Es así como con la sísmica, la sismología, la geología de superficie,

el modelo flexural y el modelo gravimétrico se obtiene el modelo geodinámico

integrado.

Primeramente se observa como el comportamiento mecánico de la

corteza bajo la zona de estudio puede ser explicado a través de un

megacorrimiento representado por la Falla 1 (Figura 6.1). Esta falla que se

encuentra a 10 kilómetros de profundidad funciona como una superficie de

despegue de bajo ángulo para todas las otras fallas modeladas. Éste a su vez

funciona como un despegue ciego que finaliza en el Cratón de Guayana. En

condiciones reales el despegue principal no necesariamente es una superficie

plana, pues es afectado por los cambios reológicos de la corteza, sin embargo,

el modelo flexural cuantitativo no toma en cuenta variaciones laterales de las

características reológicas y por tanto se modela como si fuese una superficie

perfectamente plana.

En el modelo geodinámico se observa también la morfología y

profundidad de Moho, así como de estructuras mas someras en la corteza

(graben jurásico al sureste del perfil).

Al proyectar los sismos cercanos al transecto G – H en función de la

profundidad en el modelo gravimétrico, se obtiene la figura 6.2, en la que se

observa como la actividad sísmica esta aproximadamente localizada en el límite

del acuñamiento cortical. En este sentido, la forma del acuñamiento cortical

modelado señala, que la corteza de Maracaibo se acuña sobre la corteza

cratónica de la Cuenca Barinas – Apure. La convergencia entre la Placa Caribe

y la Placa Sudamericana al noroeste, genera los esfuerzos compresivos locales

en la litosfera sudamericana, los cuales son responsables del acuñamiento.

Esto es consecuente con la historia tectónica y termal de ambas cortezas

80

Capítulo 6. Modelado Geodinámico Integrado

(Siendo la corteza de Maracaibo más caliente, más propicia a deformarse y

menos rígida).

La flexura cortical hacia el noroeste relacionado con todo lo señalado

anteriormente, indica que se está en el contexto de una subducción tipo A

(Audemard, F.E. y Audemard, F.A. 2002).

Figura 6. 1. Modelo Geodinámico Integrado, en este se observa la ubicación de las fallas obtenidas del modelado flexural.

Figura 6. 2. Modelo Geodinámico Integrado, en este se observan los sismos proyectados a la sección de referencia adicionalmente a la ubicación de las fallas obtenidas del modelado flexural

81

Capítulo 7. Conclusiones y Recomendaciones.

7. Conclusiones y Recomendaciones

7.1 Conclusiones El modelo Geodinámico integrado presentado en la tesis demuestra que

la orogénesis andina y la evolución de la Cuenca Barinas – Apure se pueden

explicar completamente a través de la teoría isostática flexural, es decir, que la

geometría de la Cuenca y su desarrollo está determinado por la compensación

regional que la litosfera sudamericana tiene con respecto a la carga tectónica

de la cadena montañosa.

La geología estructural y la estratigrafía de la zona de estudio son bien

representados por el modelo así como los espesores y densidades de los

sedimentos en la Cuenca Barinas – Apure. Por otra parte, la geometría de la

cuenca así como las fallas y los corrimientos son modelados con gran

aproximación, siendo la geología de superficie en la Cordillera Andina, un

parámetro de control bastante importante en esta parte del modelado.

El modelo gravimétrico confirmó las hipótesis planteadas en el modelado

flexural de forma satisfactoria, sobre todo en el referido al manejo de las

densidades. De allí que las densidades utilizadas fueron las siguientes:

• Manto litosférico: 3.3 gr/cm3.

• Corteza Continental: 2.85 gr/cm3

• Paleozoico: 2.8 gr/cm3

• Sedimentos Jurásicos: 2.7 gr/cm3

• Sedimentos Cretácico – Mioceno Inferior: 2.6 gr/cm3

• Sedimentos Mioceno Superior - Presente: 2.25 gr/cm3

El modelo geodinámico integrado favorece la existencia de un

megacorrimiento representado por una falla que funciona como una superficie

82


de despegue, de bajo ángulo, a diez kilómetros de profundidad como parte del

comportamiento mecánico de la corteza en la zona de estudio.

Finalmente, se señala que el acuñamiento cortical que se aprecia en el

modelo geodinámico favorece la existencia de un proceso de delaminación en

la corteza de Maracaibo sobre la Corteza Cratónica Sudamericana.

83


7.2 Recomendaciones

1. Desarrollar modelos semejantes a lo largo de toda Venezuela para así

observar si la teoría flexural isostática puede explicar de forma adecuada

todo el comportamiento de la corteza sudamericana en el área de

Venezuela.

2. Desarrollar este modelo con un control sísmico mayor, en especial en el

graben jurásico ubicado al sureste de la sección de referencia. Para

poder así establecer más claramente la estratigrafía de esta estructura y

generar nuevos modelos flexurales y gravimétricos.

3. Evaluar el modelo con pozos en el área, para así confirmar los espesores

sedimentarios, así como profundidades de las diferentes formaciones.

84

Referencias

Referencias

Audemard, F., 1991. Tectonics of Western Venezuela; Rice University (Tesis

Doctoral). Houston-Texas, 245 p.

Audemard, F.E. y Audemard, F.A., 2002. Structure of the Mérida Andes,

Venezuela: relations with the South America-Caribbean geodynamic interaction;

Tectonophysics, 345, p. 299-327.

Bellizzia A. y Pimentel N., 1995. Consolidación de terrenos continentales

gondwánicos Precámbrico-Paleozóico en los Andes de Venezuela. Boletín de

Geología del Ministerio de Energía y Minas, publicación especial N°10, p. 227-

255.

Campos V. y Boesi T., 1993. Cretaceous and paleogene sedimentation in the

southwestern venezuelan Andes. Sociedad Venezolana de Geologos, Field Trip

N° 4. http://www. Intevep.pdv.com:80/~ibc03/excursio/excsvg93.htm.

Chigne, N., D. Loureiro & E. Rojas, 1994, El piedemonte de la Cordillera

Oriental de Colombia y de los Andes de Mérida: Estilos estructurales y

consideraciones sobre la génesis y migración de hidrocarburos.

Coletta, B., Roure, F., De Toni, B., Loureiro, D., Passalacqua, H.,Gou, Y., 1997.

Tectonic inheritance, crustal architecture, and contrasting structural styles in the

Merida Andes (western Venezuela). 3rd International Symposium on Andean

Geodynamics, Saint-Malo, France. Orstom editions, Paris, p.323-326.

Coney P. J. y Evenchick C. A. (1994). Consolidation of the american cordilleras.

Journal of South American Earth Sciences, 7(3/4): 241-262.

85

Referencias

De Toni, B., Kellogg, J., 1993. Seismic evidence for blind thrusting of the

northwestern flank of the Venezuelan Andes. Tectonics 12 (6), p 1393-1409.

Dewey, J.F., y Pindell, J. L., 1986, Neogene block tectonics of eastern Tukey

and northern South America: continental applications of the finite difference

method, Tectonics, v. 5, p. 703-715

Fernandes, J.G.,2002. Caracterización del Basamento en el Estado Apure

mediante utilización de métodos potenciales. (Tesis de Grado). Universidad

Simón Bolívar, Caracas, Venezuela, 63 p.

Feo Codecido, G., Smith, F., Aboud, N. y Di Giacomo, E., 1984. Basament and

Paleozoic Rocks of the Venezuelan Llanos Basins. Memoir Geological Society

of America, 162, p. 175-187.

García J. R., Ghosh S., Rondón F., Fierro I., Sampol M.S., Benedetto G.A.,

Medina C., Odreman O., Sánchez T., Useche A. (1980). Correlación

estratigráfica y síntesis paleoambiental del Cretáceo de los Andes venezolanos.

Boletín de Geolgía del Ministerio de Energía y Minas, XIV(26):3-77.

González de Juana, C., Iturralde, J.M., y Picard, X., 1980. Geologia de

Venezuela y de sus Cuencas Petrolíferas; Ediciones Foninves, Caracas. V.1,

407 p. y v.2, 624 p.

Jácome, M., 1994. Interpretación geológica, sísmica y gravimétrica de un perfil

transandino. (Tesis de grado), Universidad Simón Bolívar, Caracas, Venezuela,

68 p.

Lugo, J. y Mann, P., 1995. Jurassic-Eocene tectonic evolution of Maracaibo

basin, Venezuela, en A.J. Tankard, R.Suárez., y H.J.Welsink, Petroleum basins

of South America: AAPG Memoir 62, p. 699-725.

86

Referencias

Macellari C. E., 1982. Tectónica compresional en el sur de los Andes

venezolanos. Quinto Congreso Latinoamericano de Geología, Acta I, Argentina,

p. 403 – 418.

Meschede, M. y Wolfgang, F., 1998. A plate-tectonic model for the Mesozoic

and early Cenozoic history of the Caribbean plate: Tectonophysics 296.

Ostos, M. y Yoris, F., 1997. WEC Evaluación de Pozos, Capitulo 1: Geología de

Venezuela; Schlumberger, 44 p.

Parnaud, F., Y. Gou, J.C. Pascual, M.A. Capello, I. Truskowski, y H.

Passalacqua, 1995. Stratigraphic síntesis of western Venezuela, en A.J.

Tankard, R. Suárez s., y H.J. Welsink, Petroleum basins of South America:

AAPG Memoir 62, p. 681-698.

PDVSA-Intevep, 1997. III Léxico Estratigráfico de Venezuela.

http://www.pdv.com/lexico.

Pérez, O., Vilma, R., Bendick, R., Velandia, J.R., Hernández, N., Moncayo, C.,

Hoyer, M., y Kozuch, M. 2001. Velocity field across the southern Caribbean

plate boundary and estimates of Caribbean/South America plate motion using

GPS geodesy 1994-2000. Geophysical Research Letters, vol.28, No 15, 9.

2987-2990.

Pindell, J.,Dewey, J., 1982. Permo-Triassic reconstruction of western Pangea

and the evolution of the Gulf of Mexico/Caribbean region. Tectonics 1 (2), 179-

211.

87

Referencias

Pindell, J.L., 1994, Evolution of the Gulf of Mexico and the Caribbean: in

Donovan S.K. and Jackson, T. A. (eds.) Caribbean Geology: an introduction,

University of the West Indies Publishers Association/University of the West

Indies Press, Kingston, Jamaica, p. 13-39.

Renz, O., 1959. Estratigrafía del Cretáceo en Venezuela Occidental: Boletín

Geológico, Caracas, v.5, p 3-48.

Ross, M. y Scotese, C., 1988. A hierarchical tectonic model of the Gulf of

Mexico and Caribbean region; Tectonophysics, 155, p. 139-168.

Soulas, J. P., 1985, Neotectónica del flanco occidental de los Andes de

Venezuela, entre 70°30’ y 71°00’W (fallas de Boconó, Valera, Tuñame, Piñango

y del Piedemonte), VI Cong. Geol. Venezolano, pp.2687-2711.

Stephan, J.-F., 1982. Evolution géodinamique du domaine Caraibe, Andes et

chaine Caraibe sur la transversale de Barquisimeto (Venezuela). (Tesis

Doctoral), Paris, 512 p.

Stephan J. F. (1994). Cadena andina y cadena Caribe en Venezuela relaciones

tectónicas, cronológicas y geodinámicas. V Simposio Bolivariano: Exploración

Petrolera en las Cuencas Subandinas, Puerto la Cruz, Venezuela, p. 269 – 270.

Toth, J., Kusznir, J. y Flint, S. 1996. A flexural isostatic model of lithosfere

shortening and foreland basin formation: Application to the Eastern Cordillera

and Subandean belt of NW Argentina: Tectonics v 15 (1) p. 213-223.

88

apure: estado barinas

Documents