Guía de la Excursión geológica a la región de Siquisique, estado Lara

Transcripción

GEOLOGÍA DE LA REGIÓN DE SIQUISIQUE,
ESTADO LARA
(GUÍA ILUSTRADA PARA EXCURSIÓN
GEOLÓGICA Y CURSO DE GEOLOGÍA DE
CAMPO. INCLUYE MATERIAL DE ESTUDIO)
Franco URBANI
Caracas, Marzo 2006
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INTEVEP
Preimpreso. Tiene aceptación preliminar para ser publicado en el boletín Geos No. 39 (UCV, Caracas)
GEOLOGÍA DE LA REGIÓN DE SIQUISIQUE, ESTADO LARA.
(GUÍA ILUSTRADA PARA EXCURSIÓN GEOLÓGICA Y CURSO DE GEOLOGÍA DE
CAMPO. INCLUYE MATERIAL PARA ESTUDIO Y DISCUSIÓN)
Franco URBANI
Geólogo, PhD
Índice
Guía
Ubicación
Organización del trabajo de campo
Trabajos previos
Contexto geológico general
Material ilustrativo para ser utilizado y discutido en la excursión
Paradas de las excursiones preparatorias
Bibliografía
Apéndice 1: Igneous rocks of the Siquisique region, state of Lara. COMPAÑÍA SHELL
VENEZUELA (1965)
DE
Apéndice 2: Excursión a la region de Duaca-Barquisimeto-Bobare. BELLIZZIA & RODRÍGUEZ
(1966).
Apéndice 3: Las ofiolitas de Siquisique y Río Tocuyo y su relación con la falla de Oca.
BELLIZZIA et al. (1972).
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1. UBICACIÓN
El área de estudio se encuentra en la Sierra de Baragua al norte del estado Lara. Se accede a
través de la carretera nacional Barquisimeto – Churuguara. Cerca de Santa Inés se toma una
carretera que lleva hacia el Oeste, pasando por el pueblo de Aguada Grande hasta llegar a
Siquisique (donde nos alojaremos en una posada) (Fig. 1).
50 km
Fig. 1. Mapas de ubicación. Fuente: httpp://www.encarta.com
El círculo rojo de abajo indica la zona de estudio
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2. ORGANIZACIÓN DEL TRABAJO DE CAMPO
Materiales y equipos necesarios para el trabajo de campo:
Cosas indispensables por equipo:
Cada grupo separadamente deberá llevar lo siguiente: brújula geológica, metro "carpintero",
libreta de campo, lápices, ácido clorhídrico al 10%. Bolsa plástica transparente tamaño carta para
meter los mapas y que estos no se maltraten. Kit de primeros auxilios.
Mapas: 1) Mapa topográfico del IGVSB a escala 1:25.000 (la zona de trabajo se encuentra entre
Los Algodones, Qda. Las Petacas y el caserío de Urucure, al unos 10 km al O y NO de
Siquisique, estado Lara. 2) Mapa geológico C-5-C a escala 1:50.000 de la Creole Petroleum
Corporation (CPC 1960).
Otras cosas sugeridas:
Si el día no esta nublado la zona puede ser muy caliente, por ello se sugiere que cada persona
individualmente lleve un morral contentivo de un mínimo de 1 ½ L agua por persona (o más
según las necesidades individuales). Además: crema protectora solar, comida para el mediodía y
machete con funda (por si acaso y uno por grupo).
Ropa: pantalones largos, botas, gorro o sombrero. El instructor sugiere camisa mangas largas,
pero muchas personas no las toleran en zonas calientes.
Materiales para dibujo por grupo (para el trabajo en la posada):
2 hojas carta de papel milimetrado, 4 hojas carta de papel de dibujo (tipo albanene).
Transportador, escalímetro, unos 5 creyones distintos, calculadora con funciones de seno y
coseno (o tablas de seno y coseno separadas), lápices, gomas, sacapuntas.
Preparación previa de los asistentes
Estudiar la literatura de los anexos a esta guía, así como el trabajo de BARTOK et al. (1985) y la
parte correspondiente a Los Algodones de la tesis doctoral de STEPHAN (1982).
Igualmente leer las entradas en el "Código Geológico de las Cuencas Petrolíferas de
Venezuela" (o "Código Scherer") (www.pdvsa.com/lexico) de las siguientes unidades:
Barquisimeto, Bobare, Carorita, Matatere, Castillo, Agua Negra, Capadare, Cerro Pelado y Agua
Clara
ACTIVIDADES A REALIZAR
El trabajo consiste en un breve entrenamiento general en geología de superficie. Se realizarán
observaciones en afloramientos de rocas sedimentarias, considerando los aspectos
sedimentológicos, estratigráficos y estructurales. Igualmente se observarán rocas ígneas (gabro y
basalto-diabasa).
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CRONOGRAMA
Lunes: Viaje Caracas – Siquisique. Con explicaciones geológicas a través de la ruta.
Martes: Excursión guiada: Zona de Los Algodones.
Miércoles: Excursión guiada: Afloramientos de Matatere. Visita al Mene de la Quebrada del
Petróleo y otras dos quebradas con olor a hidrocarburos. Ver también otros afloramientos,
zonas de fallas, etc.
Jueves: Cada grupo realizará una sección geológica de sitios distintos a ser asignados en la
zona de Los Algodones.
Viernes: Levantamiento de una columna estratigráfica con interpretación tentativa de
ambientes sedimentarios.
Sábado: Regreso a Caracas.
3. TRABAJOS PREVIOS
Hay diversos trabajos inéditos realizados en el contexto de las exploraciones petroleras de las
décadas de los años 1940´s a los 60’s, entre ellos resaltan aquellos liderizados por Otto Renz.
La empresa Creole Petroleum Corporation, envía al campo cuadrillas liderizadas por C. B.
WHEELER y Charlie C. JEFFERSON, quienes culminan sus informes en los anos 1958 y 1960,
respectivamente. Ambos tuvieron el apoyo de la fotogeología previa de K. ROHR en 1949. Con
estos trabajos, posteriormente se compila el conocido mapa C-5-C de 1962 (CPC 1962).
La Compañía Shell de Venezuela realiza en forma corporativa la primera publicación formal
sobre el área, con motivo a una excursión geológica guiada por el geólogo Gustavo Coronel en el
ámbito de la Asociación Venezolana de Geología, Minería y Petróleo (ver anexo 1). Este trabajo
incluye el mapa geológico mas detallado de la zona de Los Algodones (CSV 1965).
BELLIZZIA et al. (1972) publica un resumen referente a los afloramientos de las rocas ígneas
del norte de Siquisique (ver anexo 3).
STEPHAN (1982 + publicaciones previas y posteriores) realiza un estudio en la zona de Los
Algodones, cartografiando una unidad volcanosedimentaria, siempre asociada a una unidad ígnea
(gabro + diabasa). Estas a su vez se encuentran en contacto tectónico (fallas de corrimiento) con
el flysh de la Formación Matatere. Los aspectos más relevantes de este trabajo son resumidos por
BELLIZZIA (1986). Este autor ubica a la Formación Matatere (III) como parte del Complejo
Tectónico-Sedimentario Lara, mientras que las otras unidades mencionadas las incluye en su
Unidad Siquisique-Río Tocuyo, como parte de la Napa de Tinaco-Tinaquillo.
BARTOK et al. (1985) presenta un trabajo -en parte basado en informes previos de la empresa
Shell-, donde sintetiza los aspectos más relevantes de la geología de la región, su importancia
para el entendimiento de la evolución tectónica del norte de Venezuela. Realiza nuevos aportes
paleontológicos (Amonites) del Jurásico Medio, que corresponden a las rocas sedimentarias
marinas pre-Cretácicas más antiguas de la región centro-norte del país.
BELLIZZIA (1986) resume la información de STEPHAN (1982) y adicionalmente propone
algunos nombre de unidades, como Unidad Siquisique para las rocas volcánico-plutónicas, y
Asociación Los Algodones para volcánico-sedimentarias.
Un esquema de las unidades cartografiadas en Los Algodones, aparece en la Tabla 1.
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Tabla 1. Unidades cartografiadas en la zona de Los Algodones, Lara.
CPC (1962
Aluvión (Qal)
Terrazas (Qpt)
Fm. Castillo,
Oligoceno –
Mioceno (Tmoct)
Fm. Trujillo (TPET)
Eoceno (E)
-
-
-
Miembro caliza
(Tpetc)
-
Ígneas
(ig)
Oligoceno (Ol)
-
Fm. Trujillo,
-
CSV (1965)
STEPHAN (1982)
Aluvión reciente
(Qal)
Terrazas (Qt)
Fm. Luna (Kl)
(mayoritaria) +
Gr. Cogollo (sin
diferenciar) (Kc)
+ Fm. Río Negro
(?) (Kn)
Complejo
intrusivo
gabroide (Gb)
Ofiolitas
extrusivas
(Ex)
Este trabajo
-
Aluvión (Cuaternario)
-
Terrazas (Cuaternario)
Formación Castillo
Fm. Castillo (Oligoceno a Mioceno
temprano)
Complejo TectónicoEstratigráfico Lara.
Complejo Tectónico-Estratigráfico Lara
- Fm. Matatere III
- Fm. Matatere III (Eoceno med.-Sup.)
(Eoceno med.-Sup.)
Napa de TinacoTinaquillo. Unidad ígneo- Súper-Asociación Ígnea-sedimentaria Río
sedimentaria de
Tocuyo (Jurásico-Cretácico)
Siquisique - Río Tocuyo
* Asociación Volcanosedimentaria Los
* Asociación volcánicoAlgodones
sedimentaria
- Secuencia superior
(facies “La Luna”).
- “Formación La Luna” (K Tardío)
CenomanienseTuroniense
- Secuencia inferior
- Volcanosedimentarias de Cerro Regal
(Neocomiense sup. a
(K Temprano)
Albiense)
* “Suela” de esquisto con
* Complejo Tectónico Las Petacas
bloques
(“suela de corrimiento”)
* Asociación volcánico* Asociación Ígnea Siquisique (Jurásico)
plutonica
Gabro
- Gabro
Diabasa
- Diabasa - Basalto
Nombres geográficos en amarillo fueron propuestos por BELLIZZIA (1986. Ver Fig. 9).
4. CONTEXTO GEOLÓGICO GENERAL
Síntesis siguiendo a STEPHAN (1982) y BELLIZZIA (1986)
En la región de Siquisique aparecen diversos cuerpos de material alóctono de rocas ígneas
oceánicas. Se presentan como afloramientos aislados cerca del límite de los estados Lara y
Falcón; se extienden desde el valle del Río Tocuyo y afluentes al norte de la población de
Siquisique, hasta la región de Yumare, al norte del río Aroa.
Estos afloramientos han sido agrupados en dos grandes unidades (STEPHAN 1985): Una unidad
“ofiolítica” desmembrada de edad Jurásico-Cretácico y una unidad volcanosedimentaria
Cretácica.
- La primera pudiera ocupar una posición comparable con el Complejo Ofiolítico de Loma de
Hierro. Aquí aflora en el valle del Río Tocuyo y afluentes al norte de la población de Siquisique.
- La segunda aflora bien en la región de Los Algodones, y también está presente en
afloramientos aislados en toda la región comprendida entre Churuguara y Siquisique,
6
especialmente a lo largo del Río Tocuyo y sus tributarios en el margen norte. En la región de
Los Algodones, las rocas Cretácicas comprenden dos secuencias: una corresponde al Cretácico
Temprano y la otra al Tardío.
En Los Algodones las rocas del Mesozoico, están corridas sobre la Formación Matatere (III),
y todo ello a su vez cubierto discordantemente por rocas del Oligo-Mioceno de la Formación
Castillo (pero hacia Puente Limón está cubierto por la Formación Capadare). Hacia el sur estas
unidades están limitadas por la prominente la falla de Los Algodones.
Las unidades las describiremos de más viejas a más jóvenes utilizando el esquema y
nomenclatura propuesta en la Tabla 1, con los detalles descriptivos e interpretativos de
STEPHAN (1982).
1. Súper-Asociación ígneo-sedimentaria Río Tocuyo (Jurásico-Cretácico)
1.1. Asociación Ígnea Siquisique (unidad volcánico-plutónica)
Esta asociación esta integrada por dos litodemos:
1.1.1. Gabro. Esta unidad de tiene composición homogénea y los afloramientos frescos
son muy raros, se presentan alterados a pumpellita, clorita, epidoto y calcita. Presentan la
variedad troctolita con textura de cúmulos, formados por plagioclasa, menor proporción de
clinopiroxeno diopsídico y espinela rica en cromo, que se presentan como pequeños
fenocristales bajo la forma de intercúmulos. También se presentan otras variedades de gabro,
relativamente ricas en sílice. Fue identificado un anfíbol representado por hastingsita de origen
primario en la periferia de los cristales de clinopiroxeno.
1.1.2. Diabasa (o basalto). Esta unidad está en contacto de falla con el gabro y es
intrusivo en la secuencia volcánico-sedimentaria bajo la forma de sills; aunque espilitizada, se
presenta menos alterada que el gabro. Se distinguen tres tipos de diabasa-basalto: hacia el oeste
se presenta algo brechada con textura parecidas a almohadillas y contiene reliquias
recristalizadas de rocas carbonáticas; hacia el sur, ocurren como diques que atraviesan la masa
gabroide; la otra variedad corresponde a una brecha explosiva con fragmentos que pueden
alcanzar hasta 3 m de diámetro, donde son frecuentes algunos clastos carbonáticos.
El estudio geoquímico de muestras de basalto indica una afinidad tectónica de toleíta
oceánica (MORB) (LOUBET et al. 1985, GIUNTA et al. 2002), al igual que las Volcánicas de
Tiara, pero distinta a las rocas equivalentes de la zona de Tinaquillo.
Las relaciones gabro-diabasa muestran claramente la posteridad de esta última, indicada por
los diques de diabasa que atraviesan la masa gabroide. Los vínculos entre la diabasa y la unidad
volcánico-sedimentaria, son generalmente tectónicos; aunque también se presentan sills de
diabasa en la secuencia volcánico-sedimentaria, los cuales son comagmáticos: sin-sedimentario
submarino (asociación volcánico-sedimentaria) y sub-volcánico (cuerpo principal de diabasas).
El contacto entre la unidad volcánico-sedimentaria y el gabro es tectónico. Las observaciones
de campo y las edades K-Ar permiten interpretar que la secuencia volcano-sedimentaria es la
cobertura discordante del macizo gabroide (STEPHAN 1982).
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Con las dataciones 40K/40Ar de STEPHAN (1982), se distinguen dos episodios magmáticos; el
mas antiguo 136 ± 15 Ma [Jurásico Tardío (Tithoniense) - Cretácico Temprano (Aptiense)],
corresponde al gabro, y el más reciente de 105 ± 10 Ma [Cretácico (Albiense-Cenomaniense)],
corresponde a la diabasa-basalto; esta edad isotópica esta en concordancia con la información
bioestratigráfica comprendida entre el Hauteriviense inferior, + 140 Ma y el CenomanienseTuroniense + 94 Ma, compatible con el grado de incertidumbre de las edades K/Ar. El intervalo
de las edades K/Ar es de 151 y 95 Ma, que corresponde aproximadamente al TithonienseTuroniense.
Esta unidad se presenta como olistolitos y escamas tectónicas esparcidas al oeste y norte de la
población de Siquisique, especialmente en la zona de Los Algodones.
Según las interpretaciones de STEPHAN (1982), la unidad difiere del concepto original de
"ofiolitas de Siquisique" y "ofiolitas de Siquisique-Río Tocuyo", descritas por CSV (1975) y
BELLIZZIA et al. (1972), respectivamente, en el sentido de asignarla ahora a su Napa Tinaco Tinaquillo.
En esta nueva interpretación es necesario encontrar el significado geodinámico de estas rocas,
hoy dispersas en la región considerada. Es posible que esta secuencia Jurásica-Cretácica
represente fragmentos de corteza oceánica tethysiana, incorporados a la cadena montañosa del
norte de Venezuela, en una posición comparable al Complejo Ofiolítico Loma de Hierro [si
bien las edades disponibles no parecen corresponder, ya que aquellas de Loma de Hierro son
del Cretácico]. Sea cual sea la interpretación sobre su origen, su presencia en la parte norte de
la región de Barquisimeto, es de gran importancia paleogeográfica y paleotectónica y por lo
tanto merece un estudio más detallado, lo cual ya se encuentra en marcha con dos zonas de
Trabajos Especiales de Grado del Departamento de Geología de la UCV, a través del proyecto
GEODINOS (FUNVISIS-FONACIT).
1.2. Asociación Volcanosedimentaria Los Algodones (unidad volcánico-sedimentaria).
Para esta unidad STEPHAN (1982) presentó una columna generalizada y conceptual (Fig. 9),
que incluye:
1.2.1. Volcanosedimentarias de Cerro Regal.
Esta corresponde a la sección inferior de la Asociación (Fig. 9), constituida por lutita a
veces silícea finamente laminada, caliza, chert, arenisca micácea, coladas de basalto
almohadillado, sills de diabasa, carbonatos detríticos, caliza micrítica con globigerinas y
radiolarios, caliza bioclástica con abundantes fragmentos de rudistas (Barremiense-Albiense) y
conglomerado con fragmentos de ftanita, granito, gneis, esquisto micáceo, riolita y riodacita.
Son frecuentes los cuerpos de conglomerado holo-cuarcífero y los constituidos por cuarzo y
chert. Las coladas de lava exhiben estructura micro-ofítica y almohadillas de pequena dimensión;
la plagioclasa est altamente albitizada y alterada y constituye un 40% de la roca y el piroxeno se
identifica como augita.
1.2.2. “Formación La Luna”? Esta secuencia superior (Fig. 9) es carbonática-margosa,
con raras ocurrencias detríticas y silíceas, desprovista de lava. Se asemeja a la Formación La
Luna. Se menciona el hallazgo de amonites característicos de la Formación La Luna
(Cenomaniense-Turoniense-Coniaciense); también es frecuente en este intervalo un nivel rico
en Hedbergella, acompañado de algunos especimenes de Rotalipora del CenomanienseTuroniense. Algunas muestras presentan una gran abundancia de radiolarios. A diferencia de la
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Formación La Luna clásica de Los Andes y Perijá, no presenta concreciones, ni muestra olor a
petróleo, si bien en algunas muestras de caliza se observan pequenas cavidades con gotas de
petróleo seco.
Esta asociación en su sección inferior está corrida sobre la Formación Matatere (III), estando
entre las dos unidades una cuna del Complejo Tectónico Las Petacas o "suela de corrimiento",
que se describe a continuación.
1.3. Complejo Tectónico Las Petacas (“suela de corrimiento” de STEPHAN 1982)
Esta es una unidad de roca muy cizallada de aspecto filítico-pizarrozo, ubicada mayormente en
la parte superior de la Quebrada Las Petacas (Fig. 7), que representa la "suela de corrimiento"
de la secuencia volcánico-sedimentaria. Está caracterizada por pelitas cizalladas (brillante y con
aspecto astilloso y pizarroso) con abundantes olistolitos de chert negro finamente laminado,
lava maciza almohadillada, arenisca micáceo-feldespática, conglomerados de cuarzo, de chert y
también únicamente con cristales de cuarzo lechoso (holocuarcífero). La unidad está en
contacto tectónico con las dos unidades que la rodean: las Volcanosedimentarias de Cerro Regal
hacia el noroeste y la Formación Matatere al sureste.
J.-F. Stephan recolecta fragmentos de arenisca sueltos en superficie, contentivos de calcos
de amonites. La fauna fue estudiada por THIELUOY (1982), clasificándola en dos grupos:
- El primero, comprende Pedioceras caquesense, Pedioceras cf. apollinaria, "Falloticeras"
cf. fallociosum, Paraspiticeras depressum, y Crioceratites sp.
- Otro grupo contiene Olcostephanus sp. ind. juv. Rogersites ? sp., Acantholissonia sp.,
"Pseudofabrella" cf. colombiana.
Las dos asociaciones faunales están separadas cronoestratigráficamente, correspondiendo la
primera al Barremiense inferior y la segunda, con ubicación más precisa, al Hauteriviense
inferior. Esta fauna no había sido descrita previamente en formaciones del Cretácico de
Venezuela, pero si en la Formación Moina y el Grupo Yuruma, del para-autóctono de la
Península de la Guajira, Colombia, por O. Renz.
Según STEPHAN (1982) esta unidad puede representar una fase tectónica de la unidad
volcánico-sedimentaria inferior o un evento tectónico-sedimentario que determine una
resedimentación, adicionalmente afectada por fuertes efectos tectónicos de parte de esa unidad
durante la fase de corrimientos.
2. Formación Matatere
En la zona de estudio aflora ampliamente una secuencia terrígena correspondiente a la parte
superior de la Formación Matatere, que STEPHAN (1982) denomina Matatere III y asigna al
Eoceno inferior y medio. La unidad está formada por rocas pelíticas con olistolitos, también se
presentan capas de arenisca y conglomerado grueso guijarroso. Los bloques (olistolitos), algunos
hasta de 50 cm de diámetro, están constituidos por gneis anfibólico, esquisto micáceo, cuarcita,
granito, cuarzo lechoso, caliza (Paleoceno-Eoceno inferior, con Ranikothalia, algas y corales),
caliza micrítica (con algunos especimenes de Orbitolina concava texana del Aptiense superior Albiense medio y rudistas recristalizadas). También ocurren algunos raros olistolitos de lava
almohadillada de hasta de 2 m de diámetro, cementados por material ferruginoso y
ocasionalmente chert.
En la quebrada Las Petacas, O. Renz en 1948 y posteriormente P. Bartok en 1978, ubicaron
bloques sueltos de lava almohadillada y en los sedimentos inter-almohadillas recolectaron
ejemplares de amonites, que fueron identificados (BARTOK et al. 1985) como: ¿Stephanoceras
(Skirroceras) cf. macrum, ¿Emileia ex. gr. multiformis et quenstedti, y Parkinsonia sp. Esta
9
fauna es indicativa del Bajociense (Jurásico Medio -176 a 172 Ma-). Debido a la ubicación de
estos bloques, su única explicación es que provienen de olistolitos originalmente contenidos en
Matarere III. Esta fauna corresponde a los sedimentos marinos del Mesozoico, más antiguos
conocidos de la región centro-norte de Venezuela.
Los olistolitos y guijarros de conglomerado encontrados en Matatere III constituidos en parte
de granito, ortogneis, diorita cuarcífera, gneis anfibólico, granodiorita, esquisto micáceo,
posiblemente son vestigios esparcidos en el área provenientes de la meteorización y
fragmentación de un basamento o zócalo Precámbrico o Paleozoico, semejante al Complejo El
Tinaco y/o Complejo de Yumare, lo cual justifica la interpretación de la asociación Los
Algodones como una cobertura volcánico-sedimentaria de un presunto basamento de naturaleza
continental, hoy inexistente.
3. Formación Castillo
De acuerdo a la descripción original, la Formación se caracteriza por una secuencia litológica
altamente variable, lateral y verticalmente y por la presencia de gruesas capas de arenisca y
conglomerado. En el área tipo, la parte inferior de la Formación muestra un predominio de
limolita y arcilla, de color gris, compacta, masiva; la lutita es físile, marrón oscuro, carbonácea,
con delgadas capas de carbón; la arenisca es de grano medio a grueso, con estratificación cruzada
y se presentan en capas de 1 a 40 m de espesor. La parte superior de la unidad se caracteriza por
el predominio de arenisca y conglomerado. Esta arenisca es similar a la de la parte inferior, pero
contiene delgados lentes de conglomerado con guijarros de cuarzo blanco, cuarzo ahumado y
arenisca carbonática, cementada generalmente por óxidos de hierro; la limolita y arcilla en esta
parte de la Formación es arenosa, gris, amarilla, roja o púrpura y localmente carbonácea (Tomado
de “Codigo Scherer”).
10
5. MATERIAL ILUSTRATIVO PARA SER UTILIZADO Y DISCUTIDO EN LA
EXCURSIÓN Y EL CURSO
Fig. 2. Mapa geológico regional. Nótese la distribución de las rocas ígneas (Mo) muy cerca de la
terminación norte del área de afloramientos de la Formación Matatere (Tmat. Marrón), hacia el
contacto discordante con las suprayacentes unidades Oligo-Miocenas (color gris azulado).
Tomado de HACKLEY et al. (2005). Escala: Ancho de la imagen 45 km.
11
Fig. 3. Modelo digital de elevación. Tomado de GARRITY et al. (2004).
Abajo la misma imagen mostrando la Falla de Los Algodones (rojo) y la zona de Los Algodones,
principal objetivo de la excursión (círculo anaranjado). Escala: Ancho de la imagen 45 km.
12
Fig. 4a. Mapa geológico de CPC (1962). Escala: Ancho de la imagen 15 km.
14
13
12
Fig. 4b. Mapa geológico de CPC (1962). Escala: Ancho de la imagen 10 km.
13
11
10
Fig. 4c. Mapa geológico de CPC (1962). Escala: Ancho de la imagen 5,5 km.
19
18
20
Fig. 4d. Mapa geológico de CPC (1962). Escala: Ancho de la imagen 17 km.
14
18
Fig. 4e. Mapa geológico de CPC (1962). Escala: Ancho de la imagen 7,5 km.
Fig. 5a. Mapa geológico de la zona de Los Algodones.
Tomado de CSV (1965). Escala: Cuadricula de 1 km.
15
8
7
9
6
4
5
3
2
11
10
1
Fig. 5b. Mapa geológico de la zona de Los Algodones.
16
B
A
Fig. 5c. Mapa geológico de la zona de Los Algodones.
15
B
17
Fig. 6a. Mapa geológico generalizado de la región de Barquisimeto. La flecha roja muestra a la
falla de Los Algodones. Tomado de STEPHAN (1982). Leyenda en la próxima página.
18
Fig. 6b. Leyenda del mapa geológico generalizado de la región de Barquisimeto.
Tomado de STEPHAN (1982).
19
Fig. 7. Mapa geológico de la zona de Los Algodones.
Versión en español por BELLIZZIA (1986) del original en francés de STEPHAN (1982)
20
Fig. 8. Secciones geológicas de la ladera norte de la quebrada Las Petacas.
Arriba: La unidad de "suela de corrimiento". Abajo: La unidad volcánico-sedimentaria.
Versión en español por BELLIZZIA (1986) del original en francés de STEPHAN (1982)
21
Fig. 9. Columna estratigráfica generalizada e idealizada de las unidades volcánico-plutónica y
volcánico-sedimentaria de la zona de Los Algodones.
Versión en español por BELLIZZIA (1986) del original en francés de STEPHAN (1982).
22
16
17
Fig. 10. Detalle de la zona de afloramientos de la "Suela de corrimiento".
Tomado de STEPHAN (1982).
23
15.3
15.2
15.1
Fig. 10. Corte geológico a lo largo del viejo camino a Urucure. Tomado de STEPHAN (1982).
24
6. PARADAS DE LAS EXCURSIONES PREPARATORIAS
6.1. Región de Barquisimeto – Siquisique.
Durante el recorrido en vehículo desde Barquisimeto y Siquisique se sugiere que los
instructores realicen algunas paradas siguiendo la guía de excursión de BELLIZZIA & RODRÍGUEZ
(1966. Ver Anexo 2)
6.2. Región de Los Algodones.
En esta sección se presentarán breves descripciones e ilustraciones de las diversas paradas.
Éstas se ubican en los mapas geológicos que se acompañan.
Nota a los instructores: Esta es sólo una lista de localidades posiobles, por consiguiente no se
entrará en detalles sobre las diversas cosas interesantes observables en los afloramientos.
DÍA 1 (será un día fuerte)
Parada 1. Sill de Diabasa en la unidad volcánica-sedimentaria (Ubicación en la Fig. 11b)
Desde la última casa al oeste de Los Algodones, se camina por la margen derecha de una
quebrada seca (por encima de una terraza aluvional), se sube por la ladera hasta alcanzar el
trazado de la vieja carretera de tierra entre Siquisique y Baragua.
En esta primera parte los afloramientos son muy pobres, pero conviene que se aprenda a
reconocer las diferentes unidades así estén muy meteorizadas, dado que esa es una de las
características de las zonas tropicales y prácticamente algo en que los geólogos de superficie
tienen que tratar en el día a día.
Parada 2. Contacto entre la “Formación La Luna” y el Gabro (Ubicación en la Fig. 11b)
Primeramente se camina por afloramientos pobres de la “Formación La Luna” y unos metros
más adelante se ubica un afloramiento de gabro. Tratar de deducir la ubicación exacta del
contacto y su naturaleza.
Formación Castillo.
Discordante por
encima de Gabro y
Diabasa.
DiabasaBasalto
Gabro.
Vista hacia el norte desde la Parada 1.
25
Sitio del contacto parcialmente cubierto entre la "Formación La Luna" y el Gabro.
Afloramiento tectonizado del gabro ubicado entre las paradas 2 y 3.
26
Ruinas de la vieja carretera Siquisique –Baragua
Parada 3. “Formación la Luna” afectada por fallas (Ubicación en la Fig. 11b)
Continuando por el viejo trazado de la carretera, se siguen observando afloramientos de gabro,
hasta que después de una gran curva aparecen nuevamente buenos afloramientos de la
“Formación La Luna”, si bien afectados por varias fallas. Describir la unidad y los diversos tipos
de roca: discutir sobre las semejanzas y diferencias con la Formación La Luna cl’asica de los
Andes y Perijá. Tratar de encontrar el patrón y tipo de fallamiento.
Vista desde el este de la parada 3. (LC)
27
Detalle del afloramiento de la "Formación La Luna" (LC).
Abajo: falla y pliegues de arrastre.
28
Pliegue de arrastre.
Parada 4. Contacto tectónico visible entre la unidad de Gabro y la “Formación la Luna”
(Ubicación en la Fig. 11b)
Continuar por el viejo camino observando los afloramientos de la Luna, hasta unos 300 m más
adelante y allí bajar con cuidado por la ladera, hasta el fondo de la quebrada que se encuentra
hacia el norte.
Ya en el cause seco de la quebrada, hay grandes bloques de arenisca y los afloramientos son
del tipo “La Luna”, pero después de cierto recorrido aparece el gabro. Devuélvase si es necesario,
hasta ubicar un pequeño afloramiento de aproximadamente 2 x 1 m al pie de la margen derecha,
donde exactamente se puede poner el dedo sobre el contacto de falla entre las dos unidades.
Favor NO martillarlo ni tomar muestras, ya que es muy pequeño y es uno de los pocos sitios
donde este contacto es muy bien visible entre ambas unidades.
Vea las direcciones de las estrías y trate de determinar el tipo y movimiento de esta falla.
29
"FORMACIÓN LA LUNA"
GABRO
Contacto entre la "Formación La Luna" y el gabro.
30
Parada 5. Cuerpo de Gabro con estratificación "cumulus" (Ubicación en la Fig. 11b)
Desde la parada anterior descender la quebrada seca y verán afloramientos de gabro de grano
grueso, con una burda estratificación producida por diferenciación gravitatoria (cumulus).
Estratificación cumulus en gabro de grano grueso. (LC)
31
Parada 6. Diques de Diabasa en el Gabro (Ubicación en la Fig. 11b)
Desde la parada anterior continuar descendiendo por el cauce de la quebrada hasta encontrar
otra pequeña quebrada que viene desde la margen izquierda. Ascender por ella y continuará
viendo buenos afloramientos de gabro, inclusive hay abundantes vetas de calcita. Después de
ascender unos 100 m, cuando encuentre una vía adecuada suba hasta la cumbre de la fila en
dirección hacia el Este (margen izquierda. Luego continuar caminando por la propia fila hacia
mayores alturas, hasta que encontrará un cuerpo tabular de color marrón que corresponde al dique
de diabasa. Observe sus texturas y note las diferencias con el gabro.
Arriba: Fila en el cuerpo de gabro. Abajo: Cuerpo tabular de diabasa. (LC)
32
Parada 7. Terrazas (Ubicación en la Fig. 11b)
Desde el dique de diabasa de la parada anterior, mire hacia el oeste y podrá observar una serie
de terrazas colgadas. Éstas se encuentran cartografiadas en el mapa de CSV (1965). Discutir y
tratar de interpretar como se formaron y que hacen allí a esa elevación.
.
Terraza (LC)
33
Parada 8. Contacto discordante de la Formación Castillo sobre el Gabro (Ubicación en la
Fig. 11b).
Continuar el ascenso por la cresta de la fila llegar hasta donde aparece la primera capa de
conglomerado de la Formación Castillo, notará que por debajo se encuentra el gabro muy
meteorizado.
Arriba: Observe la capa del conglomerado basal de la Formación Castillo, que reposa sobre el
gabro. Abajo: Notar el color verde del gabro meteorizado. (LC)
34
Parada 9. Cuerpo principal de Diabasa (Ubicación en la Fig. 11b)
Después de la discordancia anterior inicie el descenso, pero tomando la cresta que conduce en
dirección SE (ver foto abajo). Desde allí verá una quebrada que ya visualmente se verifica como
el contacto entre el Gabro (colores verdosos muy claros) y el cuerpo mayor de Diabasa-basalto
(marrón). Siga bajando hasta cierto punto en que considere seguro para llegar al cauce de la
quebrada. Una vez en ella, ascender por unos 150 m y de allí hacia el Este hay algunos pequeños
drenajes donde esta expuesto el contacto de falla entre la Diabasa y el Gabro.
Luego ya sea por la misma quebrada o por las filas adyacentes -bastante desprovistas de
vegetación- regrese hasta llegar al punto de partida.
Diabasa
Gabro
35
Parada 10. Discordancia entre las formaciones Matatere y Castillo (Ubicación en figuras 10c
y 11 b).
Desde Los Algodones continuando por la carretera actual asfaltada hacia Baragua, hay
excelentes afloramientos donde se observa la Formación Matatere cubierta por la Formación
Castillo, en forma de una clara discordancia angular. Esta es una discordancia mencionada en
muchas oportunidades de la literatura geológica. Detallar los cambios litológicos, medir los
rumbos y buzamientos de ambas partes para definir espacialmente la verdadera angularidad entre
ambas formaciones. Caminar a lo largo del camino unos 200 m para observar diversas fallas.
Arriba: Discordancia vista en la cumbre de uno de los cerros al sur de Los Algodones.
Abajo: La misma discordancia en el talud sur de la carretera Siquisique – Baragua.
36
Arriba: Detalle de la discordancia angular.
Abajo: Otro talud con afloramientos de la Formación Castillo, complejamente fallado (con fallas
normales e inversas). Cada grupo escogerá una parte del talud y tratara de entender el
mecanismo de las fallas y su orden relativo.
37
Parada 11. Falla de Los Algodones (Ubicación en figuras 10c y 11 b).
Después de la discordancia, continuar por la carretera en dirección de Baragua, hasta un abra
en la carretera con taludes a ambos lados. En ese sitio preciso pasa la traza de la falla de Los
Algodones. Esta es una falla con gran extensión que pasa también al norte de Siquisique (ver su
traza en las figuras 3, 10b y 12a. Regionalmente se reconoce como una falla transcurrente destral.
Expresión geomorfológica de la falla de Los Algodones.
38
En el talud norte (arriba a la derecha) aparecen rocas tipo "La Luna" muy meteorizadas con algunos
bloques sueltos de rocas ígneas. En el talud sur se aprecian planos de falla donde se puede determinar la
dirección y sentido de las estrías, por consiguiente el movimiento de la falla (arriba a la izquierda). En
los planos de falla hay depósitos secundarios de yeso que muestran estrías (ver abajo).
39
DÍA 2 (será un día más suave)
Parada 12. Falla en la Formación Castillo (Ubicación en figura 10b).
Se estacionan los vehículos en el vado de la quebrada.
Observar las colinas al sur y claramente se ve la dislocación de los rumbos y buzamientos de
los estratos de la Formación Castillo, indicativos de una zona de falla.
Caminar por la margen derecha de la quebrada y se pueden observar pliegues de arrastre.
Vista general del lugar.
Pliegues de arrastre.
40
Parada 13. Afloramientos de la Formación Castillo (Ubicación en figura 10b).
Desde el cauce de la quebrada seca de la parada anterior, continuar caminando por la carretera
en dirección oeste. Allí se observará en el talud de la carretera diversos afloramientos de la
Formación Castillo. Notar las estructuras sedimentarias y el fallamiento.
Talud con afloramientos de la Formación Castillo.
Bioturbación en la base de una capa de arenisca de la Formación Castillo.
41
Formación Castillo. Nótese la falla inversa.
42
Parada 14. Afloramiento de la Formación Matatere (III) (Ubicación en figura 10b).
Buenos afloramientos de sedimentos tipo flysch típicos de ambientes turbidíticos. Se llegan a
observar algunos pequeños olistolitos.
Observe la presencia de un clivaje que cruza las capas oblicuamente.
¿Puede de ello deducir la posición de las capas con respecto a algún pliegue mayor?
43
En los sedimentos tipo flysch es común encontrar varios tipos de ichnofósiles.
Paradas 15. Complejo Tectónico Las Petacas (Ubicación en figura 11c).
Desde el caserío de Los Algodones (“A” en la Fig. 11c) se avanza aguas arriba por el cauce de
la quebrada Las Petacas hasta llegar el sitio identificado como “B”. Desde allí se continuará por
el trazado del viejo camino de recuas que comunicaba el caserío de Los Algodones con Panamá
de Urucure. En esta zona aflora el Complejo Tectónico Las Petacas. A lo largo del camino se
observarán las distintas litologías descritas en la sección geológica realizada por STEPHAN (1982)
(ver figs. 13, 16 y 17)
Nótese las diferencias entre los mapas geológicos en esta zona, donde la CSV (1965, ver Fig.
11c) cartografía como La Luna, Río Negro y extrusivas, mientras que STEPHAN (1982, ver figs.
13, 16 y 17) la cartografía como una unidad tectónica de “suela de corrimiento”.
En este camino seguiremos la sección de STEPHAN (reproducida en la fig. 17):
15.1. Primero pasamos por una ladera con gran cantidad de fragmentos de arenisca procedentes
de un afloramiento disgregado. Allí podrán eventualmente encontrarse amonites (ver Fig. 17).
44
15.2. El camino cruza en dos lugares a rocas volcánicas intercaladas con las sedimentarias.
Bloque de chert rojizo incluido en basalto y mencionado por STEPHAN (ver Fig. 17).
45
15.3. Finalmente se llega a la Formación Castillo que cubre discordantemente al Complejo
Tectónico Las Petacas (ver Fig. 17)
Paradas 16. Complejo Tectónico Las Petacas (Ubicación en figura 16).
En pequeños afloramientos ubicados al pie de la margen derecha de la quebrada, pueden
observarse las características de la Unidad, que difiere notablemente a las rocas de la “Formación
La Luna” vistas el día anterior. Nótese la matriz arcillosa con aspecto brillante y astilloso, que
envuelve bloques de diversas litologías.
46
Paradas 17. Observación de olistolitos sueltos originalmente contenidos en la Formación
Matatere (Ubicación en figura 16).
Gran bloque que muestra superficies con estrías de falla
Bloque de conglomerado con fragmentos sedimentarios y volcánicos. El canto indicado por la
punta de la piqueta corresponde a una riolita.
47
Bloque de lava basáltica con estructuras de almohadilla poco visibles. En bloques de este tipo
RENZ (1949) y BARTOK et al. (1985), en el material sedimentario intersticial a las almohadillas
encontraron ejemplares de amonites del Jurásico Medio.
Parada 18. Mene de la Quebrada El Petróleo. Valle de Urucure. (Ubicación en Figura 10d y
10e)
Después de culminar la visita a la quebrada Las Petacas, se toma la carretera principal
Siquisique – Baragua. Al llegar al caserío Saladillo, se abandona la carretera principal y se toma
la carretera que sigue hacia al este hacia el valle de Urucure.
Se cruzan dos vados de sendas quebradas (usualmente secas). Preguntar por el Fundo Santa
Ana. Desde la casa de la propiedad se remonta la quebrada, hasta encontrar un pequeño pozo de
agua, sobre el cual se depositan gotas de petróleo. En caso de que la quebrada este seca, el
petróleo se verá manando del afloramiento de arenisca.
Según el mapa de CPC (1960), el afloramiento corresponde a la Formación Cerro Pelado.
Describir el afloramiento, e igualmente caminar un poco hacia arriba y hacia abajo, luego
comparar con la descripción formal de esta unidad. ¿Considera usted que efectivamente está en la
Formación Cerro Pelado?
48
Mene de la Quebrada El Petróleo
49
Petróleo sobre el agua y fragmento de arenisca impregnada.
50
18. Localidad con rocas con olor a petróleo (Ubicación en Figura 10d)
Panorama general de la zona.
Abajo afloramiento de la Formación Agua Clara con olor a petróleo.
51
19. Localidad con rocas con olor a petróleo (Ubicación en Figura 10d)
52
6. ACTIVIDADES PARA LOS DÍAS SUCESIVOS
Durante los dos días sucesivos a cada grupo se le asignará una zona estrecha orientada en
dirección norte-sur, en la zona de Los Algodones. Allí realizarán un corte geológico y se
levantara una sección estratigráfica de algunas de las unidades sedimentarias allí aflorantes.
7. BIBLIOGRAFÍA
Material para bajar del Código Geológico: textos de las formaciones Capadare, Agua Clara,
Cerro Pelado, Castillo, Matatere y La Luna.
APPLEGATE A. V. 1953. Geological reconnaissance of Southern Falcón and Northern Lara and
oil seeps of Falcón and Northern Lara. PDVSA, Informe EPCL-04227.
BARTOK P. E., O. RENZ & G. E. G. WESTERMANN. 1985. The Siquisique ophiolites, Northern
Lara State, Venezuela: A discussion on their Middle Jurassic ammonites and tectonic
implications. Geological Society of America Bulletin 1985 96: 1050-1055.
BELLIZZIA A. 1986. Sistema montañoso del Caribe. Una cordillera alóctona en la parte norte de
America del Sur. Memoria VI Congreso Geológico Venezolano, Soc. Venezolana Geólogos,
Caracas 1985, 10: 6657-6836.
BELLIZZIA A., D.;RODRÍGUEZ G. & M. GRATEROL. 1972. Ofiolitas de Siquisique y Río Tocuyo y
sus relaciones con la falla de Oca, Venezuela. Memorias VI Conferencia Geológica del
Caribe, Porlamar, p. 182-183
CPC - CREOLE PETROLEUM CORP. 1962. Mapa C-5-C Geología de superficie. 1:50.000, inédito.
[Compilado con información geológica de C. B. WHEELER de 1958 y fotogeológica de K.
ROHR de 1949].
CSV - COMPAÑÍA SHELL DE VENEZUELA. 1965. Igneous rocks of the Siquisique region, State
Lara. Asociación Venezolana de Geología, Minería y Petróleo, Boletín Informativo 8 (10):
286-306.
STEPHAN J.-F. 1982. Evolution géodynamique du domaine Caraïbe, Andes et Chaine Caraïbe sur
la transversdale de Barquisimeto (Vénézuéla). Univ. Pierre et Marie Curie (Paris VI). These
doctorat d´etat. 512 p.
THIELUOY J. P. 1982. La faune d´Amonites recoltee a Los Algodones. En STEPHAN (1982: 491495).
53
ANEXO 1
EXCURSIÓN A LA ZONA DE SIQUISIQUE, ESTADO LARA
Boletín Informativo Asociación Venezolana de Geología, Minería y Petróleo, 8(10): 2866-306, Oct. 1965
Descargado del Código Geológico
IGNEOUS ROCKS OF THE SIQUISIQUE REGION, STATE OF LARA
by Compañía Shell de Venezuela
Resumen
Rocas de afloramientos existentes en la región de Siquisique del Estado Lara fueron investigadas petrográficamente
por medio de secciones delgadas y fragmentos.
Como complemento a los estudios mineralógicos, en algunos casos se realizaron con éxito análisis de rayos X.
De acuerdo con los resultados obtenidos, las rocas se clasifican en cuatro grupos diferentes, a saber:
1. Ofilolitas (serpentinitas, espilitas y gabros)
2. Rocas mixtas calco-ofiolíticas (rocas de contacto entre sedimentos carbonáticos y ofiolitas)
3. Posibles tobas a rocas tobáceas (tobas con material sedimentario)
4. Rocas sedimentarias (cuarcitas, ftanitas, radiolaritas y conglomerados heterogéneos)
Las ofiolitas efusivas a subefusivas fueron (subsecuentemente, quizás) albitizadas (espilitizadas) y en parte
carbonatizadas, mientras que los gabros intrusivos sufrieron prenitización.
La asociación de espilita, serpentinita, gabro y ftanita (incluyendo radiolarita) ha sido observada en muchas zonas
deformadas orogenéticamente. En los Alpes Suizos, dicha asociación caracteriza a algunas secciones entre las napas
orientales inferiores a penínicas superiores, y especificamente a zonas situadas fuera del gran geosinclinal penínico
central.
Según las observaciones de campo, al parecer la intrusión del complejo gabroico dentro de los sedimentos tuvo lugar
en épocas del Cretáceo Superior, aunque existe la posibilidad de que la actividad volcánica continuó hasta el
Paleoceno.
Summary
Thin sections and rock fragments of outcrop samples from the Siquisique region, State of Lara, were
petrographically investigated.
In addition to microscopical studies, X-ray analysis was successfully carried out in several cases.
The investigation led to the subdivision of the samples into four groups of rocks, as follows:
1. Ophiolites (serpentinites, spilites and gabbros)
2. Ophiolite limestone compound rocks (contact rocks between ophiolites and carbonatic sediments)
3. Questionable tuffs to tuffites (tuffs containing sedimentary material)
4. Sedimentary rocks (quartsites, cherts, radiolarites and heterogeneous conglomerates)
The effusive to subeffusive ophiolites were (probably subsequently) albitized (spilitized) and partly carbonatized,
whereas the intrusive gabbros underwent prehnitization.
The observed rock association of spilite, serpentinite, gabbro and chert (including radiolarite) has been described
from mapy orogenes. In the Swiss Alps, it is described from some parts of the lower east alpine to upper penninic
nappes, and specifically from areas which have been situated outside the central penninic main geosyncline.
According to field observations, the intrusion of the gabbroic complex into the sediments apparently took place in
Upper Cretaceous time, although it could well be that volcanic activity extended into the Paleocene.
Introduction
This report covers principally the results of a petrographical study of outcrop samples from the Siquisique region
(Fig. 1), in the northern part of the State of Lara carried out in 1957 on behalf of Compañía Shell de Venezuela by
Mr. J. Schilling and Prof E. Niggli of the University of Bern, Switzerland, to whom appreciative recognition is
expressed for allowing the release of the present account. The translation of the text, originally written in German,
was carried out by R. Blaser.
The specimens were collected by G.R. Coronel and E. J. C. Kiewiet de Jonge during a geological survey of the Los
Algodones and Las Tinajitas areas in the Siquisique region (Figs. 2 and 3) between May and June, 1956. The
accompanying schematic section (Fig, 4) show the most important stratigraphic and structural relationships across
the region. Particulars on thin sections of rock samples examined are given in Table I.
G. Feo-Codecido slightly modified the accompanying illustrations and edited the manuscript.
54
Regional Geology
(Extracted from Coronel and Kiewiet de Jonge´s private report)
Stratigraphic outline
The rock exposures in this region range from Lower Cretaceous to Quaternary in age. In addition, allochthonous
fragments of gneissic and schistose rocks have been found occasionally along some streams, as well as enclosed by
55
Lower Tertiary shales; these metamorphics presumably make up the pre-Cretaceous basement complex, which is not
exposed.
The oldest outcropping unit appears to be a quartz pebble conglomerate, no more than 100 meters thick, which is
referred to in this report as belonging tentatively to the Lower Cretaceous Río Negro Formation. Under this
assumption, this unit is followed, stratigraphically, by a 20-meter interval of sandy limestones with smaller
Foraminifera and Mollusca typical of Cogollo limestones of Aptian-Albian age. These rocks are conformably
overlain by a rhythmic sequence as much as 150 meters thick of carbonaceous shale, dense limestone and black chert
bands, with abundant Radiolaria unidentifiable smaller Foraminifera and
ammonite fragments, all of which strongly resemble the Upper Cretaceous La Luna Formation elsewhere in Western
Venezuela.
Basic igneous intrusive rocks, predominantly of gabbroic nature, and associated basaltic to andesitic extrusives are
found in the Cretaceous section described above. These rocks appear to belong to a single igneous body, the slight
variations in composition being due to magmatic differentiation at the time of emplacement. In addition, the volcanic
types are thought to represent extrusive flows of submarine origin. Evidence of contact metamorphism related to the
intrusion of the gabbroic body has been observed in some Upper Cretaceous strata (e.g., along the Los Algodones
Baragua road, where samples Cr-25 and 26 were taken), but in general the contacts are badly exposed due to
weathering and little can be said about their nature; on the other hand, most localities suggest a tectonic contact (e.g.,
at the locality of sample Cr-16). North of Cerro El Regal, diabase tongues extend into the gabbro mass (sample Kw588), which clearly indicates a younger age for the diabasic extrusives. The top of the lava flows is generally
characterized by a thin cover of tuffites.
No sediments of Paleocene age have been enaountered in situ, but only boulders of fossiliferous Paleocene
limestones enclosed by Lower Tertiary shales (e.g., sample Kw-613).
Eocene deposits are moderately exposed throughout the region, where they are seen to occur in fault contact with
Cretaceous rocks. These deposits consist mainly of a thick series of shales with sandstone intercalations; the shales
are boulder hearing at several localities (samples Kw-523, 524 and 525), the blocks consisting of pre-Cretaceous
metamorphic, cretaceous and Paleocene rocks.
Exposures of mottled clays and fossiliferous Limestones of Oligocene age occur extensively throughout the region,
unconformably overlying all older rocks.
Tectonics
The Los Algodones area is characterized by two main faults; that is, the northwest-southeast trending Algodones
fault, quite evident in the field, and the southwest-northeast trending Petacas fault, which is offset at several places
by minor northwest-southeast faults. The Algodones fault separates the Oligocene on the aouth from the Upper
Cretaceous on the north, whereas the Petacas fault separates the Eocene on the nauth from the Upper Cretaceous on
the north. In both cases, the northern block has been pushed upwards in relation to the southern block.
The predominant feature of the Las Tinajitas area is the southwest-northeast striking Guacoas fault, which separates
Eocene deposite on the south from Upper Cretaceous rocks on the north. In this case also, the northern block has
been uplifted.
Petrography
(by J. Schilling and E. Niggli, private report date 27/10/57)
General Statements
The inveatigation of the thin sections led to a subdivision of the rocks into four groups, as follows:
1. Ophiolites (serpentinites, spilites and gabbros)
2. Ophiolite-limestone compound rocks (contact rocks between ophiolites and carbonatic sediments)
3. Questionabla tuffs to tuffites (tuffos containing sedimentary material)
4. Sedimentary rocks (quartzites, cherts, radiolarites and hetorogeneous conglomerates)
One representative rock type from each of these groups will be described below. The sedimentary rocks will be dealt
with briefly later.
56
Fig. 4
57
Serpentinite
Macroscopic description:
The serpentinites are green-black to brown-green, massive and very dense rocks, with rough fracture surface
showing no preferred fracture directions. On wet fracture, the heterogeneous structure of the rocks can be
recognized. Besides the deeply colored matrix of the serpentinite, light-green irregularly bounded inclusions of
cherts of up to 1 cm. in diameter can be observed, and these are alsoirregularly distributed throughout the wole rock.
Microscopic description:
Under the microscope, the rock is tipically reticulare. Sporadically, pyroxenes of up to ½ cm. in diameter can be
recognized; their transformation into serpentine has, however, progressed to such a degree that their further
determination is impossible.
The serpentinite contains disseminated grains of picotite, which however often appear opaque (even under parallel
nicols) because they are covered by an extremely fine film of ore.
Interpretation:
The inclusions of chert indicate that the intrusion of the ultrabasic magma took place after the sedimentation and
lithification of these rocks, because the inclusions have very sharp boundaries and consist of quartz only.
Allochthonous material, which could be of igneous origin (e.g., chlorite), is missing. Such is not necessarily the case,
however, with regard to other inclusions of chert in ophiolites; this is discussed below.
Spilite
Two different varietis of spilites can be distinguished, as follows:
a. Carbonatized spilites (samples Kw-371, 372, 521), and
b. Chlorite-albite spilites (samples Kw-340, 378, 379, 552).
Carbonatized Spilite
These are very fine grined rocks; the grain size averaging ca. 1/10 mm. The color is grey-green. A fine net of veinlets
filled with calcite and quartz traverses the rocks in all directions and gives it a very heterogeneous brecciated
apparance.
Under the microscope, albite, chlorite, titanite, epidote, ore, calcite and quartz are recognizable.
Calcite, chlorite, epidote and ore (supposedly limonite) form an intersertal matrix, in which are present idiomorphic
laths of carbonatized albite and roundish porphyroblasts of chlorite.
The chemical composition of the albites was determined on the universal stage according to the method of Reinhard
(1931) and also by determination of the maximum extinction. Values of 3% An (=albite) were obtained by the
former, and values of 5% An (=albite) were arrived at by the latter method. The albite twinning law is predominant,
but larger plagioclases are also twinned on the pericline law.
Sporadically, pseudomorphs of calcite after pyroxene can be observed.
Calcite is seen not only in the intersertal matrix and in the carbonatized plagioclases, but also occurs together with
quartz as cement of the individual rock fragments. The carbonatization appears to originate from the filled cracks,
since the spilites which are not brecciated show no carbonatization. Due to the small number of samples no final
conclusion on this point can be made.
Chlorite-Albite Spilite
Macroscopically, these rocks are of a gray-green color, similar to the carbonatized spilites. They are very dense,
homogeneous and fine grained. Rod-shaped plagiolases and roundish grains of epidote can be observed in a blackgreen matrix. The length of the laths of plagioclase is cat 0.3 mm., whereas the grains of epidote hardly exceed 0.1
mm. in diameter. These chlorite-albite spilites can be distinguished from the carbonatized spilites by the absence of
brecciated structure.
The mineral constituents are chlorite, albite, epidote, ore, calcite and quartz.
Chlorite, epidote and ore together form a coherent matrix, in which idiomorphic laths of albite and xenoblasts of
calcite are distributed. The albite laths are arranged in a more or less radiating pattern.
The plagioclases are twinned on the albite law; however, each lath generally consists of only two or three individual
crystals.
58
Due to the high degree of decomposition, an exact determination of the composition of the plagioclases is not easily
obtained. The investigation on the universal stage, with the application of Reinhard's (1931) method, let to an exact
value of 3% An (=albite) in one case only. Other less exact determinations indicated contents of anorthite between
3% and 10%.
Chlorite is only found in the intersertal matrix; porphyroblasts such as were observed in the carbonatized spilites are
missing.
Calcite is observed in veinlets and also in irregular patches. The dimensions of these patches, however, barely exceed
the length of the plagiclase laths. Under strong magnification the subsequent formation of fine needle-shaped
crystals, supposed to consist of actinolite, can be recognized at the contact between calcite and chlorite.
Quartz occurs either in veinlets or in inclusions of chert which show diffuse boundaries; because of this, the
inclusions of cherts can only in rare cases be recognized macroscopically. These inclusions also contain a certain
amount of chlorite. The quartz and the chlorite of the inclusion were determined by X-ray analysis.
Interpretation:
The diffuse boundaries of the inclusions of chert indicate the possibility that the intrusion of the spilites occurred into
a silica mud, which at that time was not yet consolidated. The chlorite could have been introduced into the silica mud
during the intrusion of the spilites, on the other hand, it could have been present in the sediment before the intrusion
of the spilites, as a product of older reworked ophiolites. It cannot be decided which of these two possibilities is more
likely to be the case.
Gabbro
These rocks form the bulk of the ophiolites.
With the naked eye, only grey plagioclase and hornblende can be recognized. The grain size of both the light and the
dark minerals is up to 1 cm. The individual mineral grains are, however, divided into fragments, the size of which
does not exceed 2 mm. The boundaries of the grains are jagged and torn up due to mechanical stress. The dark
constituents were arranged in layers by cataclasis. The rocks are traversed by a close net of fine ultramylonites,
which gives the superficial impression that the rocks are of much finer grain than is actually the case.
The effects of strong mechanical stress are also seen under the microscope (porphyroclasts of plagioclases and
hornblende swim in the finer grained matrix of hornblende, chlorite and plagioclase). The clastic to mylonitic
structure is, however, often masked by post-tectonical formation of prehnite.
The mineral association is plagioclase, hornblende (partly in form of uralite), chlorite, serpentine, ore, calcite and
prehnite.
The plagioclases are twinned on the pericline and albite laws and they have a dirty and cloudy appearance due to
incipient prehnitization and carbonatization. The twin-lamellae are often bent and displaced against each other along
fracture planes.
The investigation carried out on the universal stage with the method of Reinhard indicated a content of 22% to 28%
anorthite for the plagioclase of the strongly prehnitized gabbros; for plagioclases of only slightly prehnitized rocks a
content of 30% to 37% anorthite was found. The originally existing content of An may well, however, have been
higher, which justifies the term "gabbro" for these rocks.
The hornblende is represented in a slightly greenish and very fibrous variety, which does not show any pleochroism.
The individual fibres are torn into small parts-by cataclasis, yet their original connection in the grains is still
recognizable. The hornblente may well be derived from primary pyroxene.
Occasionally, the hornblende is serpentinized or chloritized; pseudomorpha of calcite after hornblende are also
present. The carbonatization appears to originate from calcitic patches (or from cracke, which are filled with calcite).
Prehnita in stem-like form occurs together with calcite in healed up cracks. Tha prehnite was identified by means of
the determination of its optical refraction on uncovered thin sections. For this purpose a set of Cargill liquids was
applied.
The rock is often completely pretnitized, the prehnitization starting from the cracks which are healed up by this
mineral. In this case only isolated relics of fibrous hornblende or of carbonatized plagioclase, occurring embedded in
a coarse-grained matrix of radially arranged prehnite, can be observed. An X-ray powder diagram of such a
prehnitized rock shows no other lines than those characteristic for prehnite.
Interpretation:
By means of the prehnitization the rock may completely loose its mylonitic structure. The prehnitization can,
therefore, be attributed to a metamorphosis closely connected with the crushing of these rocks, since the processes
the recrystallization originate at the cracks. Since the cracks may be very young, at any rate younger than the final
59
crystallization of the original gabbros, it is hardly possible that the prehnitization of these rocks is caused by means
of autometamorphosis.
The prehnitization is a general phenomenon of the gabbros in the Siquisique region, some 90% of all of the
investigated gabbros being partly or totally prehnitized.
Ophiolite-limestone compound rocks
The intrusion of the gabbros into lime-bearing country rocks led to the formation of typical compound rocks.
Tectonical origin of part of these compound rocks must, however, not be excluded; analogies with ophicalcites exist.
Macroscopically two different constituents can be recognized in the compound rocks, namely igneous components
and limestone. The limestone occurs within the dark-green igneous rock in form of up to 5 mm. thick, slightly
undulated, more or less parallel bands. These may coalesce and form a layer of up to 1.5 cm. thickness, which after
some centimeters aplits again into various bands.
The igneous rock between these banda forms spindle-shaped lenses up to 3 cm. in length. If the igneous portions
have roundish boundaries they are surrounded by halos of limestone, which are somewhat coarset grained aa
compare, with the limeatone of the banda and which are at the limit of macroscopical visibility.
In some instances the otherwise smooth igneous/sediment contacts may be fractured by subsequent stress and
particles of up to 2 mm. in size produced. The separation of layers of either sedimentary or igneous material may
thus be lost and the individual fragments occur in a completely chaotic, indentated intergrowth. The discrimination
of such brecciated compound rocks from brecciated ophiolites is then not always possible.
Under the microscope, the components of igneous rocks show broken plagioclases, intensively perforated and
corroded by calcite, which are embedded in a fine grained matrix of chlorite and serpentine.
Occasionally, however, hypidiomorphically crystalized and comparatively undistorted portione of gabbro, whose
dark constituents are completely chloritized, are observed between the bands of limestone.
The plagioclases are twinned on the albite and, sometimes, on the pericline law. Often they are carbonatized, so that
the determination on the universal stage gave only inexact values of 25% to 30% anorthite.
Along stringers of the igneous rock or at the margine of subrounded igneous components the calcite forms
xenoblastic beads.
Limestones, which contain great quantitiec of chlorite-bearing chert material, may also form compound rocks at the
contact with the ophiolites. The precise genetic interpretation of the described compound rocks is not an easy task
and cannot be attempted with a few samples. Contact phenomens were not observed in the cherts and radiolarites.
Tuffs of Tuffites
She pyroclastic nature of these rocks could not be proven with certainty. They may also represent sediments with
components of igneous rocks.
Two varietes, which are separated by their internal structure, can be distinguished:
a. Crystal tuff to tuffite, and
b. "Lithic tuffite", whith occure together with the ophiolites.
Crystal Tuff to Tuffite
Macroscopically, white to reddish grains of feldspar of up to 1 mm. can be recognized, which are baked together by
finely distributed limonite of violet appearance.
The rock is interwoven by a network of fine cracks filled by red limonite. The weathored rock, therefore, shows a
reddish color.
The "tuffite" is slightly bedded, but the limonite veinlets exaggerate the impression of bedding.
Under the microscope also, the rock shows the structure of a crystal tuffite; that is, big fragments of plagioclase and
roundish grains of calcite are embedded in a fine-grained matrix consisting of elongated plagioclase laths, the whole
being cemented together by a peculiar matrix (glass?).
The fragments of plagioclase are twinned on the albite law. The measurements on the universal stage gave as a result
the composition of an acid andesite with 30% to 35% anorthite.
Partly, tho plagioclases aro slightly sericitized or kaolinized. Some individual crystals of plagioclase are often
covered by a thin film of limonite.
The grains of calcite, too, are often surrounded by a mantle of limonite, so that they appear almost opaque.
60
Besides limonite, calcite also takes part in the filling material of the cracks. It is not feasible to decide with certainty
if the rock represents a tuff, in the proper sense, or if we are dealing with a tuffite. The particles of calcite point to the
latter possibility.
"Lithic Tuffite"
These tuffites are composed of clastic material, which contains fragments of igneous and sedimentary rocks and,
additionally, some fragments of crystals.
Macroscopically, roundish to elliptical grains of igneous rocks (up to 9 mm.) and white to light-gray grains of
feldepar (up to 1 mm.) can be recognited. Irregularly terminated orange-red grains of dolomite (up to 3 mm.) and
occasional greenish chert fragments are equally distributed within the rocks.
The rock, thus, acquires a very heterogeneous green-orange-red sprinkled appearance. Bedding can only vaguely be
guessed at.
On microscopical inspection, it can be recognized that the fragments of igneous rocks and the sedimentary grains are
cemented together by a matrix, which consists of a fine grained substratum of plagioclase laths and which also
contains big fragments of corroded plagioclase in the form of skeletal crystals.
The composition of the plagioclase which is contained in the matrix has been determined on the universal stage, as
follows:
35% to 38% anorthite = andesine
Partly, the grains o, igneous rocks are of the same composition as the matrix itself (i.e., bigger grains of plagioclase
occur in a fine grained matrix); however, grains of carbonatized spilites, which again contains inclusions of chert,
also occur.
The sedimentary particles, which take part in the composition of these tuffites, are of a variable composition. In most
cases, however, they consist of orange-red grains of dolomite. These dolomite grains are composed of rhombohedra,
which mostly appear opaque due to a brown limonitic cover. The identification of the dolomite was, therefore,
achieved by means of X-ray analysis.
In addition to the above fragments, chlorite-bearing chert particles and coarse grained quartzites (containing
indentated quartz grains and sericite) are also present.
Sediments
It has been mentioned already that the ophiolites occur in association with radiolarites and cherts.
In principle, two types of sedimentary rocks can be distinguished, as follows:
a. Rocks, such as radiolarites, quartzites with components of chert, cherts and fine conglomerates composed of
chert and dolomite.
b. Sediments, which besides the above named rock-types also contain components of igneous origin. To this
group belong the cherts, pellets containing chlorite and a conglomerate containing fragments of crinoids,
pellet limestone, chert and spilite.
The aspect of the sediments is very diversified; generally the macroscopical discrimination of dark colored
radiolarites or radiolaria-bearing cherts from spilites is quite difficult.
Relationship of the magmatic activity with sedimentation: comparison with similar rock provinces
The following remarks are based exclusively on our investigation on thin sections and rock fragments. They shall be
given here with all reservation; specific petrographical field investigations would be indispensable in order to arrive
at definite conclusions.
Intrusion-or extrusion?
The serpentinites and gabbros quite certainly solidified intrusively (plutonically or subvolcanically). The sharply
bounded inclusions of chert and the compound rocks which originated at the contact of igneous with sedimentary
material are in favor of this opinion. The spilites, however, probably intruded into not yet consolidated silica mud, so
that submarine - effusive to subeffusive solidification can be assumed. The few samples of uncertain tuffs do not
allow any further statements; they may very well represent submarine tuffites (i.e., redeposited tuffs).
The association
We are dealing here with the classical association of spilite, gabbro, serpentinite and radiolarites (cherts) included,
which has been observed from many-orogenes (see, e.g., the statements made by J.F. Turner and Verhoogen, 1951).
61
This association is of an ophiolitic character. In many provinces of this kind, rocks rich in magnanese are found. It
would be of interest to investigate the existing rock samples of sedimentary origin from the Siquisique region in this
respect. Spilites of a submarine origin often show pillow structures, which are not always easily recognizable in the
field. It would be, of great interest to know if such pillow lavas occur in the Siquisique region*. The small rock chips
which are at our disposal do not allow any statement concerning this question.
Steinmann (1927) interpreted this rock association as characteristic for an abyssal environment. According to this
author ophiolitic magmas would have intruded into the deep marine troughs via tectonical planes. Since the time of
E. Davis (1918), the abyssal formation of the radiolarites is doubted by most geologists and petrologists.
The abundant growth of silica organisms could also be explainet by assuming an inorganic supply of silicic acid,
which would be associated with the emplacement of the ophiolites.
The problem was discussed in detail by H. Grunau (1946).
In the Swiss Alps a similar rock association is known from some parts of the lower east alpine and penninic nappes
(e.g., from the so-called "Aroser Schuppenzone"). There, this special ophiolitic association is not found in the central
main geosyncline, but in marginal troughs. The ophiolites which occur in the main geosyncline have other
characteristics; spilites are missing there.
A special genetic problem is given by the high sodium content of the spilites. A copious literature deals with this
question. Hydromagmatic solidification, or autometamorphosis, or supply of sodium out of the sea water, or
secondary metamorphosis by circulating waters (containing CO2) have been mentioned as possibilities. P. Eskola
(1946) was able to show, by means of experiments, that a "spilite reaction" possibly can proceed as follows:
Na2CO3 + CaAl2O8 + 4 SiO2 = CaCO3 + NaAlSi3O8
The formation of our carbonatized spilites could, for example, be reconstructed as follows: The rocks were fractured
by tectonical stress; in the cracks sodium-carbonate solutions were circulating, displacing the calcium of the
plagioclases and replacing it by sodium. Part of the calcium carbonate, originating as a result of this process,
cemented the fissures of the rock, whereas the remaining part of it is still present in the plagioclases in the form of a
carbonatic impregnation.
The prehnitization of the gabbros, also, may be explained by assuming a similar post-tectonical hydrothermal
alteration.
TABLE I - Particulars on thin sections of rocks from the Siquisique region
(arranged according to their classification into tock groups)
Samples collected by: G. R. Coronel and E. J. C. Kiewiet de Jonge
(Explor. Dept., C.S.V.).
This section study by: J. Schilling and E. Niggli
(Mineralogical-Petrographical Institute, Universit of Bern, Switzerland)
SAMPLE NO.
FIELD TERM
Cr-8
Igneous
Kw-390
Kw-378
Kw-552
Kw-340
Kw-371
Kw-373
"
Igneous contact rock
Ign. + sedim.
Ign. + chert inclusions
Igneous
"
Kw-379
Kw-521
Ign. + sedim.
Porphyritic bas. ign.
Kw-310
Kw-309
Kw-345
Schist
Igneous
"
Kw-350
"
Dw-351
"
Kw-361
Kw-368
"
"
LOCALITY
Los Algodones)
area
)
)
Q. La Vaca
)
"
"
"
)
Los Algodones)
Q. La Mocha )
Q. La Vaca
)
"
"
"
)
)
"
"
"
)
Q. Las
)
Petacas
)
Q. Chorrerón )
"
"
)
Camino
)
La Vaca
)
Q. Las
)
Palomas
)
)
Q. La Cueva )
)
"
"
"
)
Q. El Tigrito)
62
ROCK TYPE
Serpentiniti
Spilite
Prehnitized
gabbro
MINERAL COMPOSITION
Serpentine,
quartz, picotite,
relics of pyroxene.
Chlorite, albite,
calcite, epidote,
titanite, quartz,
limonite.
Plagioclase,
hornblende, uralite,
chlorite, prehnite,
calcite, quartz,
ore.
Kw-369
Kw-365
Kw-437
Kw-542
Kw-545
Kw-547
"
"
"
Igneous
"
"
Cr-21
"
Cr-11
"
Kw-588
"
"
"
"
"
"
"
Q. La Mocha
C° El Pegal
"
"
"
N. of C°
El Regal
E. of C°
El Regal
Kw-388
Kw-389
Kw-556
Ign./chert
"
"
Hornblende gabbro
Kw-561
Kw-313
Cr-16
"
Lst./ign.
Igneous
Kw-318
"
Kw-427
Kw-436
"
"
"
)
)
)
)
)
)
)
)
)
)
Q. Las
)
Petacas
) Prehnitized
) gabbro
N. of C°
)
El Regal
)
Q. La Vaca
)
"
"
"
)
Los Algodones)
-Baragua road)
"
" )
Q. Chorrerón )
N. branch of )
Q. Paganas
)
)
Q. Chorrerón ) Gabbro
)
"
"
)
Q. La Mocha )
Plagioclase,
hornblende,
uralite, chlorite,
prehnite, calcite,
quartz, ore.
Plagioclase,
chlorite, hornblende,
serpentine, calcite,
ore.
Kw-538
Sed. rock with ign.
Los Algodones- "Lithic
Urucure
tuffite"
trail
Plagioclase, glass,
débris of chert,
dolomites.
Cr-43
Volcanic rock
N. of Los
Algodones Baragua road
Plagioclase,
chlorite, calcite,
glass.
Kw-312
Kw-317
Kw-393
Contact rock
Igneous/shale
Ign./contact rock
Cr-22
Igneous
Cr-36
Cr-35
Diabase on top of
gabbro
Bas. ign. at contact
Q. Chorrerón )
"
"
)
Q. La Torta )
) Ophiolite) limestone
N. branch of ) compound rock
Q. Paganas
)
Los Algodones)
-Baragua road)
"
" )
Kw-618
Diabase on gabbro
Kw-601
Lst. + ign. grains
E. of Q.
La Vaca
Conglomerate
Fragments of fossil
of spilite and of
chert. Pellet
limestone.
Cr-10
Igneous
Los Algodones
area
Radiolarite
Fossils:
Spumellaria and
Nassellaria.
Kw-602
Bas. igneous
E. of Q.
La Vaca
Radiolarite
Components of
dolomite.
Fossils:
Spumellaria.
"
"
63
Crystal
tuffite
Plagioclase,
chlorite,
calcite,
partly components
of chert.
Chert
Cr-3
Lst./ign.
Los Algodones
area
Quartzite-limestone-dolomite
breccia
Kw-320
Igneous
Q. Recoveco
Quartzite
Cr-33
Black shales + thin
S. of
Los Algodones
-Baragua road
Organic sediment
with spicules of
spongia and with
spumellaria with
organic pigment.
Cr-23
Igneous
Los Algodones
Baragua road
Chert breccia
Quartz, calcite,
muscovite, zircon,
components of chert.
Bibliografía
Davis, E., 1918. The Radiolarian Cherts of the Franciscan Group. University of California Publications. Bulletin of
the Department of Geology.
Eskola, P., 1946. Kristalle und Gesteine. Springer Vorlag Wien.
Gerth, H., 1936. Die Bedeutung des Magmas in der Orogenese der südamerikanischen Kordillere. Geologische
Rundschau, Vol. 27, Heft 1.
Gerth, H., 1955. Der geologische Bau der südamerikanischen Kordillere. Gebrüder Bornträger, Berlín - Nikolassee.
Grunau, H., 1946. Die Vergesellschaftung von Radiolariten und Ophiolithen in den Schweizer Alpen. Ecl. Geol.
Helv. Vol. 39, Nr. 2.
Reinhard, M., 1931. Universaldrehtischmethoden. Wepf & Cie. Verlag, Basel.
Steinmann, G., 1927. Die ophiolithischen Zonen in den mediterranen Kettengebirhen. Compte Rendu 14e Congrés
Geologique International 1926. Gráficas Reunidas, Madrid.
Turner, F. J. y J. Verhoogen, 1951. Igneous and Metamorphic Petrology, New York.
Winchell, A., 1951. Elements of Optical Mineralogy, Part II, Fourth Ed. John Wiley & Sons, Inc. New York.
Chapman & Hall, Ltd. London.
See also: Südamerikaheft, Geologische Rundschau. Vol. 45, Heft 3, 1957.
* Note: pillow lavas were, in fact, reported during the field survey (private communication from G. Coronel to G.
Feo Codecido).
64
ANEXO 2
[Como se pasará por parte de la ruta de la excursión siguiente,
se anexa el texto para un mejor entendimiento]
Descargado del Código Geológico
EXCURSION A LA REGION DE
DUACA-BARQUISIMETO-BOBARE
Por Alirio Bellizzia G. y Domingo Rodríguez G.
Asociación Venezolana de Geología, Minería y Petróleo, Guía N° 4, 12 y 13 de Febrero de 1966.
Introducción
El estudio geológico de esta zona ha sido de gran interés por ser la región de convergencia de los sistemas
orogénicos de los Andes y Cordillera de la Costa. A esta circunstancia, y al hecho de estar ubicado en el borde
oriental del llamado "Surco de Barquisimeto", se debe en gran parte su complejidad tectónica y estratigráfica.
Aunque en los últimos años se han publicado algunos buenos trabajos que han contribuido a esclarecer su historia
geológica, muchos de sus problemas tectónicos se encuentran todavía en etapa de controversia.
En la región afloran rocas metamórficas, ígneas y una espesa sección de rocas del Cretáceo, Paleoceno-Eoceno y
Terciario Superior.
El discutido problema de los deslizamientos submarinos en pequena escala durante el Cretáceo Superior y Terciario
Inferior en el Estado Lara, ha sido tratado en publicaciones recientes y aceptado por la mayoría de los geólogos. En
cambio para explicar la presencia de grandes masas alóctonas de rocas cretáceas, algunas de varios kilómetros de
longitud, se han propuesto diversas interpretaciones: bloques de fallas, corrimientos de ángulo pequeño (napas),
islas, diapirismo, plegamiento isoclinal y más modernamente deslizamientos por gravedad durante la sedimentación
de una espesa sección de turbiditas en el Surco de Barquisimeto en tiempos del Paleoceno-Eoceno.
Otro de los problemas en que surgen discrepancias es el de la edad de la Formación Bobare, espesa secuencia de
areniscas y lutitas que forman la serranía del mismo nombre. Se extiende hacia el norte hasta el valle de la Quebrada
Urama, y pasa lateralmente hacia el este a los clásticos y calizas cristalinas de la Formación Mamey metamorfizada,
llegando hacia el oeste hasta el valle de las Quebradas Urama y Matatere. Esta formación no contiene fósiles por lo
cual su edad no se ha podido establecer. A veces se presenta asociada a masas y bloques del Cretáceo Inferior y
Superior y por esa razón algunos geólogos la consideran como del Cretáceo Inferior, explicando la presencia de las
masas del Cretáceo por fallamiento, plegamiento o como remanentes erosionados. Otros la consideran del Terciario
Inferior; interpretan esa asociación a veces caótica, como bloques deslizados durante la sedimentación del Terciario
Inferior y consideran esta unidad como equivalente nerítico de los depósitos de aguas profundas de la facies de
"flysch" del Paleoceno-Eoceno.
Para comprender los problemas estratigráficos y tectónicos de la región es indispensable estudiar las relaciones de
esta secuencia con las rocas metamórficas de la región de Duaca, cuya composición, con algunos variantes, es
semejante a la de las rocas de la Formación Bobare.
Los aspectos tectónicos y sedimentarios en la región de Barquisimeto-Bobare-Quibor-Duaca, serán los puntos más
resaltantes a estudiar y discutir brevemente en esta excursión de dos días, que con toda certeza contribuirá a un mejor
conocimiento del área.
El problema que aquí se presenta forma parte de un estudio geológico detallada del Estado Yaracuy y parte de los
Estados Lara, Falcón, Carabobo y Cojedes, emprendido por la Dirección de Geología en el año 1958. A. Bellizzia
inició los Trabajos de Campo en 1958 en la Serranía de San Felipe. Posteriormente se unió al grupo el geólogo
Domingo Rodrúguez G. y finalmente Elías Zambrano. Actualmente los trabajos continuan entre la Serranía de
Tucuragua al sur de Nirgua y los contrafuertes de la Serranía de San Carlos, a fin de enlazarlo con los estudios de
Bushman, Menéndez y Mackenzie en el área comprendida entre Acarigua-Tinaquillo-El Pao, y dejar de esta manera
enlazados los trabajos geológicos de la zona occidental con los de la oriental.
En esta excursión, de acuerdo a la disponibilidad del tiempo, se han seleccionado zonas críticas cuya visita y análisis
darán una idea generalizada de los difíciles problemas tectónicos de esta zona.
Deseamos expresar nuestro agradecimiento a la Asociación Venezolana de Geología, Minería y Petróleo por haber
brindado la oportunidad de preparar esta excursión y al Director de Geología, Alberto Vivas R., del Ministerio de
Minas e Hidrocarburos por haber autorizado y prestado todas las facilidades para su realización; a los colegas
Clemente González de Juana, Amos Salvador y Sebastián Bell, con quienes memos discutido algunos de los
problemas tectónicos del área; a Nelly Pimentel y Alfredo Sabater por su colaboración en la preparación de las
ilustraciones; a Cecilia Petzall por la lectura del manuscrito.
65
Aspectos Fisiográficos:
Desde el punto de vista orográfico la porción central del Estado Lara es región de confluencia de los sistemas andino,
coriano y Cordillera de la Costa. El sistema andino está representado por las Sierras de Barbacoas y Portuguesa, que
pueden considerarse como las últimas estribaciones de los Andes, con alturas inferiores a los 3.000 metros. El
sistema coriano comprende el Estado Falcón y parte norte del Estado Lara; en éste ultimo está representado por las
Sierras de Baragua, Matatere y Bobare, con altura máxima de unos 1.400 metros. El tramo occidental de la
Cordillera de la Costa (Serranía de Aroa) termina en el Estado Lara en la población de Duaca, con alturas máximas
del orden de 1.700 metros. La Serranía de Bobare está separada de la Serranía de Aroa por la depresión de
Barquisimeto-Duaca-San José.
La depresión de Barquisimeto-Carora o depresión central del Estado Lara, que cubre unos 4.000 kilómetros
cuadrados de superficie, es la confluencia de los sistemas andino-coriano y del caribe y se encuentra comprendida
entre Carora, El Tocuyo, Barquisimeto y Sarare. En la región de Carora alcanza su mayor desarrollo; hacia
66
Barquisimeto continua en forma menos precisa, dominada por una morfología de colinas redondeadas de poca a
mediana altura y constituída por rocas del Cretáceo y Terciario. En Barquisimeto la depresión se ensancha un poco y
aparecen nuevamente terrazas cuaternarias que se prolongan al suroeste hacia Quibor; hacia el este continja en la
depresión del Río Yaracuy.
La depresión Barquisimeto-Carora es muy irregular, con planadas, terrazas, colinas y "guadi"; la altura es muy
variable, entre los 425 metros en Carora y 566 metros en Barquisimeto. Hacia el norte pasa insensiblemente al
sistema coriano: las colinas y lomas se transforman en sierras y las depresiones en valles. Al norte de Barquisimeto
la separación se hace precisa y por el sur la demarcación con los Andes es aun más nítida.
Barquisimeto, a unos 560 metros sobre el nivel del mar, es una terraza con suave declive hacia el norte y este. Las
colinas de los alrededores de Barquisimeto soportan escasa vegetación xerófila. Las serranías de Bobare y Matatere
están cubiertas por arbustos y monte bajo; hacia el noroeste la Serranía de Aroa soporta selvas espesas, tipo de
vegetación que predomina también en las elevadas zonas montañosas al sur de Barquisimeto.
La precipitación anual de la región de Barquisimeto es de unos 750 mm. anuales, en los valles de Quíbor y Bobare de
unos 580 mm. anuales y en las regiones montañosas pasa de los 1,200 mm. anuales.
Las cuencas hidrográficas más importantes de la región son las hoyas de los ríos Turbio y Sarare al sur; hacia el norte
la de los ríos Duaca y Bobare, afluente el primero del río Aroa y el segundo del río Urama. Las otras dos grandes
cuencas de importancia son las de los ríos Aroa y Yaracuy, al noroeste y este respectivamente.
En la zona hay evidencia de levantamientos recientes como son las numerosas terrazas aluvionales en la vecindad de
Barquisimeto, los abanicos aluvionales disectados y la presencia de sedimentos cuaternarios con cantos semiredondeados, que se encuentran tanto en la cima como en las laderas de muchas colinas.
Estratigrafía
El área de barquisimeto es de gran complejidad estructural y por lo mismo no es siempre posible estudiar la
secuencia estratigráfica en orden cronológico. No obstante, se presenta un breve resumen de las unidades que se
encuentran cerca o que afloran en las zonas que se visitarán en esta excursión y que están intimamente relacionadas
con los problemas de la región de Barquisimeto.
Pre-Cretáceo:
La unidad más antigua de las rocas metamorficas afloran en la región de Yaritagua y se compone de gneises
porfiroblásticos, augengneises, gneises anfibólico-granatíferos y esquistos cuarzo-micáceo-feldespáticos, conocidos
en la literatura como Formación Yaritagua, por cuyas características petrológicas y posición estratigráfica sería
equivalente a las formaciones Peña de Mora y las Brisas de la región central de la Cordillera de la Costa.
Suprayacente a la Formación Yaritagua y en posición estratigráfica normal, reposa una secuencia de calizas
cristalinas, mármoles, esquistos cuarzo-micáceo-feldespáticos, esquistos cuarzo-micáceo-feldespático-grafitosos,
esquistos gneísico-cuarzo-feldespáticos y anfibolitas granatíferas. Ese conjunto litológico se ha considerado
correlacionable con la Formación Antimano de la región de Caracas, pero con un mayor desarrollo en el Estado
Yaracuy. Este conjunto ha sido denominado Formación Nirgua en nuestros estudios regionales, e incluye las calizas
cristalinas de Río Abajo que afloran en la región de Yaritagua (Bushman, 1959-1965).
Concordantemente sobre la Formación Nirgua yace una espesa sección de esquistos calcáreo-grafitosos, filitas
grafitosas, calizas cristalinas macizas, calizas laminadas grafitosas, esquistos verdes y esquistos calcáreo-micáceo
cuarzosos. A la secuencia calcárea se encuentran asociados los yacimientos de piritas cupríferas del distrito minero
de Aroa. La Serranía de Aroa se compone esencialmente de estas rocas, por lo cual han sido denominadas Formación
Aroa, la cual se considera equivalente a la Formación Las Mercedes del Grupo Caracas. La sección de calizas y
esquistos calcáreos de la Formación Los Cristales de Bushman queda incluída en esta formación.
Formación Mamey:
La unidad cubre en aparente concordancia la Formación Aroa y aflora al norte de Yaritagua y al este de Duaca. Su
mejor sección se halla en las quebradas Mamey y Nonavana. Se compone esencialmente de esquistos cuarzomicáceo-sericíticos, esquistos calcáreos, filitas grafitosas, meta-conglomerados, meta-areniscas calcáreas y calizas
laminadas. En los alrededores de Duaca en la localidad Tumaque, cerca de la base de la formación se encuentra una
espesa sección de ca lizas macizas puras, cristalinas y de carácter biohermal, que son utilizadas por la Compañía
Venezolana de Cementos para la fabricación de cemento blanco.
Las unidades características de la formación son los esquistos cuarzo-sericíticos y los meta-conglomerados, cuyos
fragmentos muestran efectos cataclásticos, de fracturamientos y estiramiento producidos durante el metamorfismo.
También se observan micro y macro-brechas con fragmentos líticos de calizas y filitas en una matriz arcillosacalcárea. Los componentes principales de las meta-areniscas y meta-conglomerados son cuarzo y feldespatos
esencialmente potásicos en una matriz o cemento arcilloso-calcáreo. La formación se puede considerar como
producto de una sedimentación nerítica relacionada a probable levantamiento epirogénico de la Serranía de Aroa.
67
Estas rocas podrían compararse litológicamente con las formaciones Chuspita descrita por Seiders (1965) en la
región de Caucagua-Guatire, Tucutunemo de la región central de la Cordillera de la Costa (Shagam, 1960) y Araure,
Agua Blanca y Cojedes en la región comprendida entre Acarigua y San Carlos, descritos por Renz y Short (1960).
La Formación Los Cristales (Bushman, 1959, 1965), correspondería a las formaciones Aroa y Mamey y, debe
conservarse su uso para aquellas zonas donde no sea posible separarla en estas dos últimas unidades.
Formación Bobare:
68
La Formación Mamey cambia aparentemente hacia el oeste y en forma gradacional a la Formación Bobare; la
ausencia de calizas, aumento progresivo de clásticos arenáceos y una disminución progresiva del metamorfismo
hasta hacerse imperceptible en la Serraní de Bobare, marcan la zona de transición de estas dos formaciones.
La Formación Bobare se compone esencialmente de arenIscas cuarzosas oscuras, gris claro y crema, de textura
variable que va desde grano muy grueso, a veces conglomerático hasta grano fino, predominando las de grano
medio. Las areniscas son duras, densas y con textura en parte sacaroide. Los granos poseen bordes sub-angulares y
sub-redondeados, constituídos por cuarzo, micas y pequeñas cantidades de feldespatos, el cemento es silíceo y a
veces calcáreo o ferruginoso. Algunas poseen algo de matriz arcillosa y es frecuente observar láminas o escamas de
lutitas y perdigones de arcilla. Las areniscas se presentan en capas delgadas variando a capas macizas que sobrepasan
los tres metros de espesor; presentan superficies de estratificación generalmente onduladas y algunas exhiben marcas
de base no muy bien desarrolladas y gradación incipiente. No se observan marcas de oleaje, estratificación de
corrientes, ni estratificación cruzada. Las areniscas cuarzosas frescas son de color gris, gris azuloso, gris oscuro y
algunas de color crema; en superficies meteorizadas, predominan los tonos rojizo, amarillento y marrón.
Interestratificadas con las areniscas se encuentran lutitas filíticas y limolitas bien laminadas de color negro. Una
característica de la formación es la presencia de lutitas de color gris claro o crema, muy semejantes según Bushman,
a las llamadas "lutitas caoliníticas" del Cretáceo Inferior en la localidad de Barbacoas. Una determinación por Rayos
X efectuada por M. Rivero en una muestra de lutita de la región de Algari al norte de Barquisimeto dió una
composición ilítica (65%) y no caolinítica como hasta ahora se había considerado. Para los fines de comparación un
estudio realizado por el mismo autor en las lutitas y arcillas del Cretáceo y Eoceno en la región de los Andes, han
puesto de manifiesto una composición ilítica en las muestras del Cretáceo Inferior Andino.
La Formación Bobare constituye la serranía de su nombre, sus afloramientos no son muy abundantes en las
quebradas, las filas y sus laderas se presentan cubiertas por bloques de areniscas. No se han encontrado fósiles ni
polen en la Formación Bobare, que permita una determinación de su edad.
La ausencia de fósiles y marcas de oleaje, así como las características litológicas, gradación en pequeña escala,
desarrollo de algunas estructuras o marcas de base, sugieren un ambiente sedimentario de plataforma inestable con
transportes esporádicos por corrientes de turbiedad.
Es necesario destacar las grandes semejanzas litológicas y petrográficas que existen entre esta unidad y gran parte de
la Formación Morán. Ya Bushman en 1959 habta observado este hecho y en su informe sobre la región de
Barquisimeto no pudo establecer diferencias básicas entre la Formación Morán y la parte arenácea de la Formación
Carorita del Cretáceo Inferior.
Los suscritos en numerosas visitas de reconocimiento a las áreas de afloramientos de la Formación Morán entre
Barquisimeto y El Tocuyo comprobaron una vez más esta gran semejanza litológica. Por provenir la mayoría de la
fauna descrita por Von der Osten y Zozaya (1957) de las lutitas de El Tocuyo y no del miembro arenáceo de Botucal,
la edad de este miembro no está aún bien establecida. Por estas circunstancias hay que considerar la posibilidad que
la Formación Morán constituya un complejo caótico que incluye además del Terciario Inferior tipo Matatere, mantos
y bloques alóctonos de la Formación Barquisimeto, calizas del Cretáceo Inferior y rocas de la Formación
Aguardiente. También podría darse el caso que la Formación Bobare y las Areniscas de Botucal representen en
realidad el equivalente nerítico en el Surco de Barquisimeto de las facies de aguas profundas del Terciario Inferior.
Los afloramientos actuales de estas unidades muy cerca de los bordes del surco justificaría esta última interpretación.
Formación Carorita:
En el área de Barquisimeto la Formación Carorita (descrita por Bushman, 1959, 1965), representa un bloque
alóctono de la Formación Mamey, de unos ocho kilómetros de longitud y unos 3,5 kilómetros de ancho. La
Formación Carorita consiste esencialmente de calizas arenáceas feldespáticas de grano grueso que forman capas
macizas; los horizontes delgados se presentan bien foliados. Las areniscas y conglomerados calcáreos están
frecuentemente gradados; los conglomerados son lenticulares y a veces forman verdaderas brechas
interformacionales con fragmentos de calizas de más de 20 centímetros de largo.
Interestratificada en sus capas se encuentran calizas negras muy puras semejantes a la Caliza de Tumaque, pero en
menor proporción. El resto de la formación está representada por lutitas filíticas, margas laminadas y lutitas
calcáreas.
Las calizas son de color gris, gris azuloso y gris oscuro y cuando meteorizan se tornan gris verdoso o verde oliva y
en su superficie se destacan los granos de cuarzo. Al microscopio algunas calizas presentan la estructura de
"perdigón" típica de las calizas del Cretáceo Inferior. Algunas de las calizas arenosas y areniscas calcáreas
conglomeráticas exhiben gradación y muestran, como las lutitas, un desarrollo incompleto de foliación. Las lutitas y
margas están bien laminadas pero algunas son escamosas y bastante blandas con colores de meteorización
blanquecino, rojizo pardo, lavanda y amarillento y pueden confundirse fácilmente con rocas de composición
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semejante de la Formación Barquisimeto. El espesor de esta formación en el área de Barquisimeto se estima en unos
500 metros.
Cerca del caserío de Carorita Arriba, se presenta un conglomerado calcáreo grueso, a veces guijarroso, con
fragmentos líticos de calizas, cuarzo y chert negro, denominada por Coronel y Renz (1950) Formación La Osa
(Cretáceo Superior-Paleoceno) y la consideran como un bloque alóctono en los sedimentos del Terciario Inferior.
Bushman (1959), informa de la presencia de amonitas no enrolladas en las calizas de la Formación Carorita que R.
Imlay, al examinarlas, identificó como especímenes de Idiohamites y Pseudoheligoceras, del Albiense Superior.
Coronel y Renz mencionan Orbitolina y Neotrocholina en las calizas de Carorita que indican también edad Albiense.
En varias localidades los suscritos han encontrado especies de amonitas no enrolladas, semejantes a las descritas por
Bushman. En un estudio de muestras de Carorita, Bermúdez menciona fragmentos de Orbitolina y algas calcáreas.
La litología y los fósiles de la Formación Carorita sugieren sedimentos neríticos de aguas claras y someras.
Las formaciones La Osa y Caliza Azul en el área de Carorita se consideran en este informe como parte de la
Formación Carorita y no como unidades separadas como lo proponen Coronel y Renz (1960).
Formación Barquisimeto:
La Formación Barquisimeto fué descrita por Bushman (1959, 1965) para designar una espesa sección de calizas,
lutitas, margas, lutitas silíceas y chert que aflora en los alrededores de Barquisimeto. Las calizas son más frecuentes
en la parte inferior de la formación y se pueden distinguir dos tipos: uno que se presenta en capas gruesas y el otro
que aparece en capas delgadas de carácter lenticular. Las concreciones calcáreas no son tan comunes como en su
equivalente la Formación La Luna en la Serranía de Trujillo. Las calizas son carbonáceas, y laminadas y presentan
un alto porcentaje de arcilla y limo en su composición.
Las lutitas silíceas y chert meteorizan en color gris claro y crema, son laminadas y se separan en hojas delgadas y
quebradizas. Las lutitas calcáreas y las margas meteorizan en tonos rojizos, amarillentos, lavanda, blanquecinos y
purpura. Es notable el contraste entre los afloramientos frescos de la Formación Barquisimeto, en los que predomina
el color negro y las rocas meteorizadas, que exhiben gran variabilidad en sus colores de meteorización. Los cherts y
lutitas silíceas son más frecuentes en la parte superior de la formación.
La Formación Barure descrita por Bushman (1959, 1965) se incluye en este informe en la parte superior silícea de la
Formación Barquisimeto. Esta unidad exhibe grandes semejanzas con las formaciones Paracotos y Mucaria de la
Cordillera de la Costa y Serranía del Interior.
Una de las características de esta formación en los alrededores de Barquisimeto es la presencia de porfiroblastos de
pumpellita que sugieren un grado bajo de metamorfismo. La pumpellita necesita para su información altas presiones
confinantes e imfluencia térmica subordinada. También puede formarse en zonas de fuerte cizallamiento
acompañadas de temperaturas bajas. Esta última posibilidad es quizás la más aplicable a la presencia de este mineral
en esta región.
En los alrededores de Barquisimeto, la formación es muy escasa en fósiles. Bushman informa la presencia de
Guembelina globulosa (Ehrenberg), Guembelina cretácea (d'Orbigny) y Globigerinella escheri clavata Bronnimann,
que indican una edad equivalente a la de la Formación La Luna. Coronel y Renz, señalan la presencia de un amonita
del género Mamites y Bermúdez, en muestras recogidas por los autores, informa sobre la presencia de Globigerina
sp., Guembelina sp., Globotruncana sp., radiolarios y restos de macrofósiles no identificables. Los conjuntos
faunales conocidos hasta ahora en la Formación Barquisimeto indican una edad Cenomaniense-Turoniense, que
podría incluir parte del Albiense Superior hasta el Maestrichtiense.
Bushman menciona como hecho interesante, en las regiones de Barquisimeto y Barbacoas, la presencia de calizas del
tipo cogollo en la Formación Barquisimeto y La Luna respectivamente. Este hecho podría interpretarse como
olistromas del Grupo Cogollo en estas últimas unidades, o que la Formación Barquisimeto se extendió hasta el
Albiense Superior, y por lo tanto podría representar en tiempo, la sedimentación de las formaciones Capacho-La
Luna-Colón en las áreas mencionadas.
Von der Osten y Zozaya (1957) presentan una extensa lista de microfósiles de su Formación Cazadero sinónima de
la Formación Barquisimeto cuya edad es Turoniense-Coniaciense, pudiendo alcanzar el Maestrichtiense-Daniense.
El ambiente sedimentario de la Formación Barquisimeto es de aguas profundas, como lo indica una fauna
predominantemente pelágica, ausencia de formas bentónicas y una litología que sugieren condiciones euxínicas de
sedimentación.
Formación Matatere:
Los sedimentos del Paleoceno y Eoceno no se encuentran muy bien representados en los alrededores de
Barquisimeto. Los mejores afloramientos se presentan en los ríos y quebradas que disectan la Serranía de Matatere.
Existen buenos afloramientos en el Río Urama y en las quebradas Matatere y Cambural, por lo que se han
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considerado apropiado usar el nombre de Formación Matatere para designar esta espesa secuencia de turbiditas
asociada a varios horizontes de capas de peñones. En esta unidad estaría incluída la "capa de Peñones de Pavia"
descrita por Bushman, el Terciario no diferenciado en facies de "flysch" de Coronel y Renz (1960) y parte de la
Formación Morán de Von der Osten y Zozaya (1959) y Bushman (1959, 1960). No se incluyen las areniscas
cuarcíticas de la Formación Morán (Areniscas de Botucal) por presentar estas otras condiciones de sedimentación y
tener más afinidad con las areniscas del Terciario Inferior andino.
La Formación Matatere es la unidad más característica del Surco de Barquisimeto, puede correlacionarse con la
Formación Guárico del frente montañoso de la Serranía del Interior y con las capas de Río Guache descritas por Von
der Osten y Zozaya (1957) en el frente montañoso entre Acarigua y Guanare. Las tres unidades presentan las mismas
condiciones de sedimentación y tectonismo.
La Formación Matatere se compone de una espesa sección de turbiditas representadas por areniscas que varían desde
areniscas impuras líticas a areniscas impuras feldespáticas, con varios horizontes de areniscas conglomeráticas y
conglomerados líticos. Las areniscas y conglomerados se componen de cuarzo, feldespatos y micas y fragmentos
líticos de composición variable representados por calizas, filitas, esquistos, cuarcitas, lutitas y en menor proporción
por rocas volcánicas básicas y gneises. Es interesante destacar que la proporción de fragmentos líticos de volcánicas
básicas aumenta hacia el norte, y al sur de Siquisique la formación contiene un porcentaje muy alto de estos
fragmentos relativamente frescos. Estas rocas con alto porcentaje de volcánicas básicas son grauvacas típicas. La
matriz arcillosa, a veces arcilloso-calcárea, constituye el 10-25% de la roca por volumen.
Las areniscas se presentan generalmente en capas delgadas, aunque pueden alcanzar espesores de hasta más de 2
metros. Son de color gris verdoso o marrón, presentando al meteorizar el típico aspecto de "sal y pimienta". Las
areniscas son generalmente de grano medio y muestran pobre escogimiento y predominio de granos sub-angulares y
angulares. El porcentaje por volumen de las areniscas varía del 25% al 35% de la secuencia. Las areniscas exhiben
buena gradación y marcas de base tales como calcos de flujo, de carga, de deslizamiento, pliegues en voluta,
estructuras de desgarre y deslizamiento, típicas de secuencias turbidíticas. También es frecuente encontrar en las
areniscas, perdigones de arcillas, láminas y escamas de filitas y lutitas, así mismo característicos de este tipo de
sedimentos.
Las lutitas son generalmente limolíticas o arenáceas, cuando frescas son de color negro y metforizadas predomina el
color verdoso o marrón. La estratificación de las lutitas es muy irregular y por el escaso espaciamiento de las
fracturas y el desarrollo de un clivaje oblicuo, se origina una fragmentación en lápices. Al sur de la carretera
Barquisimeto-Quíbor las lutitas de El Tocuyo de la Formación Morán se presentan mejor estratificadas y en la parte
inferior desarrollan buena laminación.
La presencia de olistromas en el Surco de Barquisimeto durante la senlientación del Paleoceno-Eoceno ha sido
ampliamente discutida por varios autores. El análisis sobre este tópico se reserva para el capítulo sobre tectonismo y
sedimentación. Los bloques deslizados en la Formación Matatere varían en tamaño desde peñones hasta verdaderos
bloques montañosos. Los bloques son de la Formación Barquisimeto y del Cretáceo Inferior, de areniscas y rocas
graníticas y gneísicas, estas últimas muy abundantes al norte de Bucarito. Al sur del Alto de Siquisique se presentan
olistromas de rocas volcánicas básicas. En la sección Paleoceno-Eoceno se encuentran varios horizontes de capas de
bloques.
Las lutitas no son fosilíferas; esta misma observación fué hecha con anterioridad por Bushman después de haber
hecho lavar centenares de muestras con resultados negativos en el área de Barquisimeto. En una de las muestras
recogidas por los suscritos, Bermúdez identificó Cribrostomoides trinitatiensis Cushman y Jarvis, Cyclammina
elegans Cushman y Jarvis, Glomospira sp. y Haplophragmoides excavata Cushman y Waters, que corresponden al
Paleoceno. Bushman describe algunos macrofósiles en su Formación Morán que podrían representar una edad desde
el Cretáceo Superior hasta el Eoceno. Por lo contrario en la regjón de El Tocuyo-Bobare, Von der Osten y Zozaya
encontraron que su Formación Morán es muy fosilífera y contiene una microfauna variable de foraminíferos, que
coloca a su Formación Morán desde el Daniense hasta el Eoceno Medio.
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Las condiciones sedimentarias de la Formación Matatere son semejantes a la facies de "flysch" europeo y su
sedimentación se atribuye en gran parte a corrientes de turbiedad. La presencia de grandes espesores de turbiditas
asociados a fenómenos de deslizamientos submarinos por efectos de gravedad, es una característica del Surco de
Barquisimeto y juega un papel de primordial importancia en la tectónica y mecánica de transporte del alóctono.
La presencia de olistromos de rocas metamórficas y volcánicas sugiere levantamientos epirogénicos de las áreas
limitrofes del surco o una fuerte erosión submarina. El desarrollo de calizas arrecifales es la evidencia de
levantamientos en el Paleoceno en el área de El Tocuyo y Carora. En la región estudiada no se encuentran calizas
arrecifales, sino delgadas capas esporádicas de calizas pelágicas. Se estima un espesor que sobrepasa los 3.000
metros para esta formación.
Tectonismo y Sedimentación
Los hechos tectónicos observados en el Surco de Barquisimeto han sido interpretados de maneras considerablemente
diferentes. No hay hasta el presente una hipótesis sobre el desarrollo y tectonismo del surco que tenga una acepción
general. Quizás, como dice el Profesor Merla al referirse a la tectónica de Los Apeninos, que "la impresión final que
un geólogo visitante tiene de la geología apenínica es una de gran confusión, pero que es conveniente destacar que la
causa principal de la dificultad, si no de la confusión, estriba en Los Apeninos mismos, más bien que en la mente de
los investigadores".
Sin entrar en mucho detalle, podemos tratar de resumir los diferentes puntos de vista sobre la tectónica y
sedimentación del Surco de Barquisimeto en tres hipótesis:
1) Autoctonía - algunos autores como Rod y Maync (1954), interpretando algunas zonas como la del Cerro Sabana
en los alrededores de Carora, consideran a las lutitas del Terciario como de edad Cretácea y a los bloques como parte
de la secuencia interestratificada normalmente en la sección. Otros autores han tratado de explicar los mismos hechos
por la mecánica de diapirismo, fallamiento e islas del Cretáceo durante la sedimentacion del Terciario Inferior. Esta
teoría ha sido descartada ya por la mayoría de los profesionales de la geología conocedores del área.
2) Aloctonía según el modelo de napas - por napas se entiende un manto rocoso que avanza como una sola unidad,
siendo el traslado tectónico por gravedad o compresión cortical. Von der Osten y Zozaya (1957) informan sobre la
presencia de grandes mantos de corrimientos de rocas cretáceas sobre rocas del Terciario Inferior, en la zona
comprendida entre Barquisimeto y Quíbor, que se presentan hoy día fragmentados a causa de la erosión; algunos de
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estos remanentes alcanzan varios kilómetros de longitud. A causa del plegamiento del plano de falla y la poca
distorsión observada por los autores citados en las capas tanto corridas como sobrecorridas, no les fué posible
determinar la dirección exacta de los corrimientos; sin embargo, la inclinación general del plano de falla parece ser
noroeste. Tales corrimentos se debieron a compresión cortical desde el noroeste. Hoy día Von der Osten
(comunicación personal), da mayor importancia a la gravedad para explicarlos.
3) Aloctonía según el modelo de deslizamientos de bloques y mantos de grava - esta última teoría es la que cuenta
con el apoyo de la mayoría de los geólogos para explicar las relaciones caóticas de las unidades del Cretáceo y
Paleoceno-Eoceno en el Surco de Barquisimeto. Esta teoría estructural, desarrollada en los últimos 25 años bajo la
influencia de la escuela italiana para explicar la tectónica caótica de Los Apeninos, ha tenido que luchar
vigorosamente para desplazar los conceptos antiguos de compresión cortical, fuertemente atrincherados en la
literatura. Diversos autores, entre ellos Bucher (1952), en una breve visita al Estado Lara, tuvo la oportunidad de
estudiar algunas zonas críticas, Bucher las interpretó como "bloques exóticos''' que habían alcanzado su posición
actual por deslizamientos submarinos relacionados con una orogénesis intra-Senoniense. Las evidencias actuales
fijan una edad Terciario Inferior para las lutitas en las cuales se encuentran embebidos los bloques. Renz et al.
(1955), en su interesante trabajo sobre deslizamientos submarinos durante el Terciario Inferior en los alrededores de
Carora, demarca el llamado "Surco de Barquisimeto'' e informa sobre la presencia de grandes deslizamientos
submarinos, algunos de más de 1 kilómetro de longitud y que fueron separadas por la ruptura de escarpados
submarinos, causados por movimientos verticales en los bordes del surco. Las masas y bloques fueron trasladados
por gravedad hacia el centro del mismo, habiendo viajado, algunos de ellos, más de 30 kilómetros. Hacia el noro-este
de Carora, además de los bloques de rocas del Cretáceo Inferior y Superior, menciona la presencia de olistromas de
rocas graníticas y gneísicas.
Evanoff et al. (1950) describen la presencia de deslizamientos submarinos durante el Paleoceno entre Carora y
Barquisimeto, especialmente en el área de Puente Torres. Bushman (1959, 1960, 1965), refiere la existencia de
deslizamientos submarinos durante el Cretáceo Superior y Terciario Inferior en el área de Barquisimeto y Carora.
Metz (1960) hace referencia a deslizamientos submarinos en el frente montañoso entre los ríos Boconó y Guache. En
esta zona la situación es tan caótica que el autor la ha denominado "Complejo de Morador", donde es frecuente
encontrar lutitas de la Formación La Luna, del Paleoceno y Eoceno Inferior, mezcladas con bloques de calizas con
rudistas del Cretáceo Inferior, concreciones elipsoidales de la Formación La Luna, bloques de calizas y cherts de la
Formación La Luna, calizas del Paleoceno y rocas ígneas y metamórficas. Esta asociación caótica es una de las pocas
localidades descritas en venezuela que podría compararse al llamado "Alóctono", en Los Apeninos, que incluye la
llamada "Argille Scagliosa'' ("arcilla escamosa") y los bloques de rocas de edades diferentes incluídas en ella. En el
área descrita por Metz y bien conocida de los suscritos, incluye en el Complejo de Morador varias formaciones no
bien definidas, como Villanueva, Los Cristales, Capas de Río Guache y La Luna. El "Complejo" ha sido corrido
hacia el sur sobre sedimentos del Terciario Superior; el límite norte del Complejo, es la falla de Boconó.
Renz (1960) describe deslizamientos submarinos en el área de El Tocuyo y opina que parte del manto alóctono
provino probablemente de un alto estructural constituído por rocas cretáceas y pre-Cretáceas en la región de
Siquisique, Estado Falcón. Un punto interesante en este informe es la descripción, en la zona de Curazaito al norte de
El Tocuyo, de deslizamientos que incluyen toda la sección cretácea derrumbada hacia el surco, como lo indica la
presencia de masas alóctonas del Cretáceo Superior, corridas sobre clásticos basales del Cretáceo Inferior autóctono.
Kugler (1953) informa también sobre la presencia de bloques alóctonos en formaciones del Paleoceno y Mioceno de
Trinidad y al comentar las relaciones de los Morros de San Juan (Estado Guárico), los interpreta como bloques
alóctonos en el Paleoceno. Oxburgh (1965), Menéndez (1965) y Bushman (1962) describen la presencia de bloques
exóticos tanto en el Paleoceno-Eoceno como en las formaciones Mucaria y Paracotos en el frente montañoso entre
Acarigua y El Pao. En la Formación Guárico del Terciario Inferior, que aflora en el frente de montañas de la Serranía
del Interior, se presentan bloques y masas alóctonas desde el área de El Tinaco hasta la región de Uchire.
En la zona de Barquisimeto el problema se complica, no por la presencja en sí de bloques desljzados en el Terciario
Inferior, sino por la discrepancia que existe con respecto a la edad de la Formación Bobare. Esta unidad la hemos
considerado como Cretáceo Inferjor por las razones siguientes: a) la Formación Mamey, unidad metamorfizada que
aflora en la región de Duaca, pasa aparentemente en forma gradual y lateral a la Formación Bobare; b) las
características litológicas y el ambiente sedimentario presentan pronunciadas diferencias entre esta unidad y las
turbiditas del Terciario Inferior (Matatere); c) hacia el sur las unidades de Mamey y Bobare se extienden hasta la
región de Acarigua-Agua Blanca-San Rafael de Onoto recibiendo en sus áreas de afloramientos nombres diversos:
Los Cristales, Araure, Agua Blanca y Cojedes; d) en la Cordillera de la Costa es un hecho comprobado que el Grupo
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Caracas cierra su ciclo sedimentario con unidades litológicas semejantes a las de Mamey y Bobare: Chuspita en la
región central del Estado Miranda (Seiders, 1965) y Guinimita en la Península de Paria (González de Juana et al.,
1965); e) en los mapas isópacos de la región de Lara Central, Los Andes y Zulia, que A. Bellizzia tuvo oportunidad
de analizar en las oficinas de la Creole Petroleum Corporation por gentileza de A. Salvador, es evidente que las
unidades del Cretáceo Inferior aumentan en espesor hacia el este, en tanto que los sedimentos del Terciario Inferior
tipo Misoa-Trujillo, disminuyen en esa dirección hasta desaparecer en la región de Barquisimeto; y f) las
investigaciones mediante difracción de Rayos X, efectuadas por M. Rivero (1965) en arcillas y lutitas del Cretáceo y
Eoceno andino ponen de manifiesto una composición ilítica para las lutitas del Cretáceo Inferior. Esta composición
fué determinada por el mismo autor en muestras de arcillas blancas suministradas por los suscritos, procedentes de
Algari, al norte de Barquisimeto.
Contrariamente a lo antes expuesto, Coronel y Renz (1960) y Renz (1960) consideran una edad diferente para la
Formación Bobare y la interpretan como el equivalente nerítico de los sedimentos de tipo "flysch'' del Paleoceno del
Surco de Barquisimeto. Argumentan en favor de su tesis la semejanza litológica con el Terciario Inferior-Andino y el
hecho que en los cerros de Algari, la secuencia de Areniscas de Bobare cubren la Formación Barquisimeto; esta
relación fue interpretada por Bushman como un anticlinal volcado; estudios posteriores han demostrado que esta
última opinión no es factible por no presentar la sección caracteres de volcamiento como lo demuestra la gradación
normal de las areniscas. Los suscritos lo interpretaron como un corrimiento de estratificación debido a compresión
cortical o por gravedad.
Posteriormente Coronel (1963), en un análisis de la geología de la región de Barquisimeto; analiza nuevamente el
problema, sugiriendo que la Formación Bobare debe ser por lo menos más jóven que los fósiles redepositados del
horizonte calcáreo de la Formación Carorita. En el mismo informe, al considerar la posición estructural regional de
las areniscas cuarcíticas, que aparentemente suprayacen a las formaciones Barquisimeto y Carorita en la Serranía de
Bobare, Coronel observa en las fotos aéreas cavernas de solución que indican la presencia de calizas subyacentes del
tipo Carorita; también se refiere a la presencia de afloramientos de la Formación Barquisimeto embutidos en las
areniscas cuarcíticas de Bobare.
En nuestros estudios detallados de campo de la Serranía de Bobare se localizaron los afloramientos señalados por
Coronel y los datos recogidos nos han permitido interpretar los afloramientos de Carorita, como olistromas de esa
unidad en la Formación Bobare y con respecto a los bloques de la Formación Barquisimeto incluídos en la
Formación Bobare, se pueden interpretar de dos maneras: 1) como mantos caóticos de deslizamiento que incluyen
los sedimentos del Terciario Inferior y olistromas de unidades más viejas que se movieron por gravedad en períodos
sucesivos hacia el este quizás hasta el paralelo de Duaca. Posteriormente durante el plegamiento las masas alóctonas
parcialmente erosionadas fueron incorporadas tectónicamente, imprimiéndole a la zona el aspecto caótico hoy
observado. Es de interés hacer mención en este punto que segun Dallmus (comunicación personal), en algunas
perforaciones efectuadas en el valle de Barquisimeto-Duaca, al norte de la Fábrica Venezolana de Cemento, se han
encontrado rocas del Terciario Inferior con bloques de Barquisimeto debajo de la cubierta cuaternaria; 2) la otra
alternativa, sería el considerarlas como remanentes de las formaciones Matatere y Barquisimeto, ya que la mayoría
de las masas se presentan con estratificación paralela a la de la Formación Bobare y en los casos cuando estas
unidades poseen orientación distinta, se podrían interpretar por fallamiento rotacional o deslizamientos modernos.
Bushman (1965) explica por fallamientos estas mismas relaciones en la región de río abajo.
No hay que descartar la posibilidad que la Formación Bobare fuese en realidad más jóven que la Formación
Barquisimeto, en cuyo caso la explicación para estas relaciones caóticas se simplificaría notablemente al interpretar
las mismas por deslizamientos submarinos por gravedad.
Una vez analizados los aspectos regionales sobre deslizamientos submarinos, pasaremos ahora a los tópicos de
tectónica y metamorfismo. Según las ideas actualmente aceptadas sobre el metamorfismo de la Cordillera de la
Costa, se ha considerado, como hipótesis de trabajo, que los sedimentos que forman la Cordillera de la Costa
sufrieron un metamorfismo cuyo grado dependió más de la profundidad de la zona, donde prevalecieron condiciones
térmicas anormales durante el Cretáceo, que de episodios discontinuos de metamorfismo diastrófico se parados por
períodos de levantamiento y erosión. Al final de este proceso ocurrieron levantamientos epirogénicos con posible
formación de islas al norte. Estos levantamientos estuvieron acompañados de fallamiento, dando origen a un cuadro
paleogeográfico favorable para que se iniciaran los deslizamientos submarinos en el Surco de Barquisimeto, en las
postrimerías del Cretáceo Superior y comienzos del Terciario Inferior. La presencia en el borde oriental del surco, de
rocas metamorfizadas de la Formación Barquisimeto y Carorita se interpreta como bloques alóctonos y mantos de
deslizamientos provenientes de la Serranía de Aroa al este y del "Alto de Siquisique'' al norte, donde también afloran
rocas cretáceas, volcánicas y metamórficas. La Cordillera de Trujillo al oeste, sería la fuente natural de suministro
del material alóctono para la región occidental del surco.
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Con posterioridad a estos episodios epirogénicos y de transporte por gravedad, las montañas fueron sometidas a
compresión cortical desde el noroeste. La edad de esta orogénesis puede situarse entre el Eoceno Superior y el
Mioceno como está indicado en el flanco sur de Cerro Misión (Estado Falcón) por una discordancia angular entre la
Formación Casupal del Oligoceno y las rocas metamórficas.
Analizando los conceptos tectónicos en un sentido restringido a la zona que visitaremos durante esta excursión, se
destacan los siguientes hechos: a) la Falla de Barquisimeto representa uno de los elementos estructurales más
importantes de la zona y ha sido ampliamente discutida por Rod (1956, 1957), Von der Osten y Zozaya (1957) y
Bushman (1959, 1965). Esta falla se conoce en la literatura bajo diferentes denominaciones: Barquisimeto, Sarare y
Boconó, siendo ésta última la de mayor aceptación. La falla es del tipo de desgarradura o transcurrente dextral con
desplazamientos horizontales de más de 30 kilómetros. en los valles de los ríos Turbio y Yaracuy, aunque la falla se
encuentra cubierta en parte por los sedimentos cuaternarios, es nuestro criterio que el movimiento dominante fué
vertical y no horizontal. A conclusiones similares han llegado González de Juana (comunicación personal) en el área
de El Tocuyo, Dallmus (comunicación personal) en la zona de Barquisimeto y El Tocuyo y Shagam (comunicación
personal) en el valle del río Chama.
El rumbo de la Falla de Boconó es de N55° a N70°E; y a lo largo de ella hay desarrollo de una ancha zona de
cataclasis, puesta en evidencia por intenso brechamiento, trituración y presencia de bloques exóticos de diferentes
unidades geológicas. La falla se extiende desde los Andes meridionales hasta el Mar Caribe. En la región de los
andes, Shagam la considera como una geofractura tipo "keystone". El amplio valle del Yaracuy originado por el paso
de la falla de Boconó se ha interpretado en este trabajo como un valle de "rift". Es posible que esta falla haya pasado
por varios períodos de actividad desde el Cretáceo hasta nuestros días, como lo demuestran los terremotos que se han
efectuado en el área, de los cuales el mas reciente ocurrió en 1950.
En la zona además de esta falla principal se observan fallas normales, muchas de ellas relacionadas con ajustes
posteriores ocurridos como consecuencia de los deslizamientos submarinos; también se observaron fallas
transcurrentes en varias direcciones con rumbo dominante nor-noroeste.
El rumbo general de las capas es nor-este con buzamiento al norte; el plegamiento isoclinal y fallamiento han
causado repetición notable de la sección y por todas partes se observa evidencia de traslado tectónico hacia el sur.
Muchos de los corrimientos son del tipo de estratificación y pueden estar relacionados tanto con la gravedad como
con compresión del tipo orogénico. Los más importantes son: el de Loma de León, que ha producido el
cabalgamiento de la Formación Barquisimeto sobre las formaciones Matatere y Bobare; el corrimiento de El Cojo o
de Las Minas, donde la Formación Carorita está corrida sobre Barquisimeto y el de Algari, donde la Formación
Matatere cabalga sobre Barquisimeto y Carorita.
En opinión de Bushman, hubo simultaneidad en el plegamiento y fallamiento, como lo demuestra en pequeña escala
el hecho de que la mayoría de las capas competentes ha sido corrida hacia el sur en un modo imbricado. En las rocas
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que han desarrollado foliación, ésta es paralela a la estratificación. Los plegamientos cruzados y el clivaje que corta
los ejes de los pliegues, sugieren que la región ha sido sometida a más de un período de compresión ya sea del tipo
orogénico o por gravedad.
Las capas competentes exhiben fracturas y diaclasas en varias direcciones y las incompetentes desarrollan clivaje,
plegamiento no-armónico y pliegues de flujo, caracteres estos que sugieren un estado aún plástico de las unidades
para el momento de la de Formación. Los deslizamientos por gravedad han debido jugar un papel de primerísima
importancia en esta etapa de deformación.
Los grandes valles de Quíbor y Duaca podrían tener un origen tectónico, o podrían ser el resultado del arreglo
caótico producido por los deslizamientos submarinos ya analizados. Posteriormente por procesos de erosión
diferencial en las rocas duras y blandas desarrollar esa fisiografía de "Lomos de Camello" característica de la parte
central del Estado Lara. Las terrazas y abanicos aluvionales disectados a niveles más altos que los valles que los
circundan indican levantamientos recientes.
Programa de Excursiones
Tiempo: 15 minutos
12 de febrero de 1966
Afloramientos de areniscas gris oscuro y lutitas de la
El primer día de excursión visitaremos la región
Formación Bobare. La litología es semejante de la
norte, este y noreste de Barquisimeto. en el Mapa No.
sección arenácea de la Formación Morán que
1 está señalada la ruta a seguir y las estaciones
veremos mañana.
principales. Si el tiempo lo permite podremos hacer
paradas adicionales ya seleccionadas. La salida para
Estación No. 4
Río Abajo
el campo está prevista para las 7:30 a.m.
Tiempo: 20 minutos
Contacto entre las formaciones Bobare y
Estación No. 1
Barquisimeto. Se observan las relaciones
Carretera Barquisimeto-Carorita Arriba
aparentemente concordantes entre estas unidades. Un
Tiempo: 30 minutos
poco más adelante se ve en el lecho del río excelentes
En la quebrada a la derecha de la estación puede
afloramientos de calizas y lutitas de la Formación
observarse una parte de la secuencia de la Formación
Barquisimeto.
Barquisimeto, representada por lutitas silíceas, chert,
lutitas, margas y capas delgadas de calizas. Se
Estación No. 4
Río Abajo
aprecian los diferentes tonos de meteorización de la
Tiempo: 10 minutos
Formación Barquisimeto. En los flancos de los cerros
Corta parada para observar afloramientos de chert
Hornitos y Las Minas se puede estudiar el contacto
muy fracturados de la Formación Barquisimeto.
entre las formaciones Barquisimeto y Carorita. Los
afloramientos de la Formación Carorita están
Estación No. 5
Río Abajo
representados por conglomerados calcáreos, calizas
Tiempo: 15 minutos
arenáceas, lutitas y margas. Las capas exhiben
Lutitas de la Formación Matatere. Note el color gris
foliación y algunas están gradadas. Hay calizas puras
verdoso de los afloramientos meteorizados y la forma
cristalinas color negro semejantes a los horizontes de
característica de fracturamiento en lápices. Hay
calizas que veremos en la Estación No. 2. La
algunos guijarros de rocas gneísicas incluídos en las
interpretación estructural para el contacto Caroritalutitas y en la quebrada aguas arriba se observan
Barquisimeto es de un corrimiento de estratificación.
algunos bloques de calizas del Cretáceo. Entre esta
Estación No. 2
parada y la siguiente se verán numerosos bloques
Caserío Carorita Arriba
alóctonos de calizas del Cretáceo, embutidos en las
Tiempo: 30 minutos
lutitas de la Formación Matatere. Al noroeste se
En esta parada podremos analizar el corrimiento de
puede apreciar un gran bloque de la Formación
Algari, donde la Formación Bobare cabalga las
Barquisimeto en relación discordante con la
formaciones Barquisimeto y Carorita. Buenos
estratificación de la Formación Matatere.
afloramientos de los conglomerados de La Osa,
"Caliza Azul" y Areniscas de Bobare. Las relaciones
Estación No. 6
Río Abajo
tectónicas de esta zona están en controversia.
Tiempo: 20 minutos
Bushman la interpretó como un anticlinal volcado;
Esta localidad es una de las más interesantes. Se
Coronel y Renz como un contacto de deslizamiento y
observan las relaciones caóticas entre las calizas y
nosotros como un corrimiento de estratificación.
lutitas de la Formación Barquisimeto y las areniscas
de la Formación Bobare.
Estación No. 3
Río Abajo
78
Afloramientos plegados y fallados de la Formación
Bobare. Indicios de transporte tectónico hacia el sur.
Se pueden ver lutitas cremas blanquecinas, típicas de
la Formación Bobare.
Estación No. 12
Carretera Barquisimeto-Bobare
Localidad: Alto de Pavía
Tiempo: 30 minutos
Sección tipo de las "Capas de Bloques de Pavía". Se
ven numerosos bloques de calizas embutidas en las
lutitas del Paleoceno. Más al este, en la carretera,
buenos afloramientos de la Formación Barquisimeto.
Fin de la gira y regreso a Barquisimeto.
13 de febrero de 1966
El programa para este medio día de excursión incluye
una corta gira por la carretera Barquisimeto-San
Miguel. El regreso se hará siguiendo la vía de la
Quebrada Seca. En esta travesía los excursionistas
podrán analizar uno de los grandes mantos de
corrimientos de la Formación Barquisimeto
cabalgando sobre la Formación Morán y en Quebrada
Seca una "ventana'' de la Formación Morán. En San
Miguel se apreciará una vista panorámica de la gran
Falla de Boconó. En el Mapa No. 2 está marcada la
ruta y las estaciones principales.
A partir de este punto seguiremos la carretera de
tierra que saliendo de río abajo pasa por el caserío de
Algarí para unirse a la carretera BarquisimetoBobare. Durante esta corta travesía los excursionistas
tendrán la oportunidad de ver a ambos lados de la ruta
afloramientos de las formaciones Bobare,
Barquisimeto y Matatere en arreglos caóticos. En el
cerro Salto de León se observan algunos pliegues no
armónicos en la Formación Barquisimeto.
Almuerzo
Se tiene previsto una parada de una hora para
almorzar en el Restaurant "Don Carlos" a pocos
kilómetros de la unión de la carretera de Bobare con
la troncal Barquisimeto-Carora (ver mapa de
localización, fig. 2).
Estación No. 7
Carretera a Bobare
Tiempo: 15 minutos
Buenos afloramientos de areniscas "sal y pimienta", y
lutitas de la Formación Matatere. Se puede apreciar la
diferencia entre estas areniscas y las del tipo cuarzoso
de la Formación Matatere. El afloramiento muestra
intenso cizallamiento y evidencias de traslado
tectónico hacia el sur.
Estación No. 8
Carretera a Bobare
Tiempo: 15 minutos
Afloramientos de la Formación Matatere con bloques
exóticos de calizas y rocas gneísicas. Entre esta
estación y la siguiente podremos ver afloramientos de
las formaciones Barquisimeto, Bobare y Matatere y
sus relaciones caóticas.
Estación No. 9
Carretera a Bobare
Tiempo: 15 minutos
Excelente afloramiento de areniscas gris oscuro de la
Formación Bobare. Entre este punto y el caserío de
Bobare se observa a la izquierda una gran masa de la
Formación Barquisimeto aparentemente embutida en
la Formación Bobare. Si el tiempo lo permite después
de visitar la Estación No. 11, tendremos la
oportunidad de apreciar de cerca este bloque y
analizar sus relaciones con las formaciones Bobare y
Matatere en la quebrada El Cartero, al este del pueblo
de Bobare.
Estación No. 10
Carretera Bobare-Copeyal
Tiempo: 20 minutos
Olistroma de la Formación Carorita en Bobare. Las
calizas han suministrado algunas amonitas del
Cretáceo Inferior.
Esta estación y la siguiente están fuera del Mapa
Geológico No. 1. Aparecen marcadas en el mapa de
localización para referencia de los excursionistas.
Estación No. 11
Carretera Bobare-Copeyal
Salida para el campo: 7:30 a.m.
Estación No. 1
Carretera a San Miguel
Tiempo: 20 minutos
Borde norte del corrimiento. Contacto aparentemente
concordante de las formaciones Barquisimeto-Morán.
Excelente vista panorámica del valle de QuíborBarquisimeto y la Serranía de Trujillo al oeste. Entre
esta estación y la siguiente se observan en la carretera
buenos afloramientos de las Lutitas de Morán; y a la
izquierda pliegues no armónicos en la Formación
Barquisimeto que indican transporte tectónico hacia
el sur.
Estación No. 2
Carretera a San Miguel
Tiempo: 30 minutos
Vista panorámica de la Falla de Boconó. Note el
contraste fisiográfico entre las rocas metamórficas al
sur y las sedimentarias al norte separadas por la Falla
de Boconó.
Estación No. 3
Quebrada Seca
Tiempo: 15 minutos
Buenos afloramientos de calizas negras, lutitas y chert
de la Formación Barquisimeto.
Estación No. 4
Quebrada Seca
Tiempo: 15 minutos
Zona de contacto entre las formaciones Barquisimeto
y Morán. Afloramientos de areniscas gris oscuro de la
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Formación Morán. Aprecie la semejanza litológica
con las areniscas de la Formación Bobare. Los
afloramientos desde esta estación hasta la No. 7 en
una "ventana" de la Formación Morán en el lecho de
la quebrada. En las vertientes del valle afloramientos
de la Formación Barquisimeto.
Estación No. 5
Quebrada Seca
Tiempo: 15 minutos
Excelentes afloramientos de areniscas masivas gris
oscuro y lutitas de la Formación Morán.
Estación No. 6
Quebrada Seca
Tiempo: 15 minutos
Zona de falla, excelentes afloramientos de areniscas y
lutitas de la Formación Morán.
Estación No. 7
Quebrada Seca
Tiempo: 20 minutos
Contacto entre las formaciones Barquisimeto y
Morán. Fin de la excursión y regreso a Barquisimeto.
80
Referencias
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81
82
Discordancia en la zona de Los Algodones.
***************************************************************************
ANEXO 3:
83
84
1

Guía de la Excursión geológica a la región de Siquisique, estado Lara

Transcripción

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