Aspectos Geológicos y Tectónicos de Los Andes de Venezuela

 

  Aspectos geológicos y tectónicos de Los Andes de Venezuela Any Colmenares, Diana Ramírez, Lisset Quintero, Marya Iglesias y Jackson Quintero Universidad de Los Andes, Facultad de Ingeniería, Escuela de Ingeniería Geológica, Mérida - Venezuela Resumen

Los Andes de Mérida corresponden a una cadena montañosa en el occidente de Venezuela que se extiende en dirección SO-NE por unos 400 km desde la frontera colombovenezolana hasta la ciudad de Barquisimeto. Los depósitos molásicos sinorogénicos de edad miocena a más a lo largo ambosalcanzando flancos de esta cadena, reciente y la dimensión delreciente, levantamiento de lademisma, espesores de atestiguan 8 y 3 km enlosus cuencas flexurales al noroeste y sureste, respectivamente. Estos depósitos continentales están organizados en cuñas de crecimiento con convergencia hacia arriba, los cuales están siendo incorporados a la deformación andina o destruida por cuñas intra-cutáneas de vergencia antepaís, zonas triangulares y/o rampas y despegues enraizados bajo los Andes de Mérida. La expresión morfológica de estas estructuras en el segmento norte del flanco surandino, es un conspicuo escarpe de flexura. Ambos piedemontes andinos son zonas donde está registrado el acortamiento transverso al cual está sometido la cadena, sumado a las deformaciones internas de la misma. Palabras Clave: Depósitos; levantamiento; zonas triangulares; Andes; Mérida; Venezuela.  _______________________________________________________  ____________________________ _____________________________________________ __________________

1.  Introducción:  La cadena montañosa de Los Andes de Mérida posee una orientación N45E; se extiende unos 350 km desde la frontera colombo-venezolana hasta la ciudad de Barquisimeto, y posee una elevación máxima del orden de 5000 msnm; aparenta ser la prolongación noreste de la Cordillera Oriental de Los Andes colombianos

(Audemard y Audemard, 2002), pero no existe una relación genética directa entre ambas (Audemard, 2003). Mencionan Audemard y Audemard (2002) que la ausencia de esta relación genética se debe a que el levantamiento de Los Andes de Mérida no está relacionado directamente a la interacción del cratón suramericano u otro arco o dominios oceánicos, y que ambas cadenas se encuentran separadas

 

 por la terminación sur de la falla de Santa Marta-Bucaramanga y por el Macizo de Santander. 

 primeros estadios de la colisión del Arco de Panamá contra el noroccidente del continente suramericano. Este

 Figura 1 Los Andes de Mérida y su relación con la geodinámica geodinámica del del Norte de  Los Andes Suramericano Suramericanos. s. Tomado de de Audemard y Audemard (2002). 

En vista de que a diferencia de la mayoría de Los Andes suramericanos los de Mérida no son producto de orogénesis relacionada con subducción de tipo B convencional, éstos se elevan durante el Mioceno Medio, como consecuencia directa de la interacción entre la Placa Caribe y la suramericana. Audemard y Audemard (2002) consideran que la interacción con la Placa de Nazca y la Placa Caribe también contribuyen a la orogénesis de Los Andes de Mérida. En el Mioceno se levantan unos Andes menos  prominentes que los actuales, lo que  probablemente se relaciona con los

levantamiento inicia la depositación de material molásico a lo largo de ambos flancos de la cadena (formaciones Parángula e Isnotú) (Audemard 1993; De Toni y Kellogg, 1993; Colletta et al. 1997); 1997 ); en el Mioceno superior se produce la generación de la cuenca antepaís BarinasApure y la separación de ésta de la Cuenca de Maracaibo (Audemard y Audemard, 2002; Audemard, 2003). Schubert (1983) hace mención a las morrenas de la última glaciación andina y afirma que un desplazamiento de las mismas en varias decenas de metros es prueba de que el movimiento tectónico prosigue durante el

 

Holoceno. El levantamiento se ve acelerado durante el Plio-Cuaternario como resultado de la convergencia oblicua relativa entre el Bloque de Maracaibo en el WNW y la Placa Suramericana en el ESE. El levantamiento de Los Andes de Mérida en la actualidad es la respuesta a la Transpresión entre Suramérica y el Bloque de Maracaibo. Ésta se superpone a los efectos asociados a la colisión del Arco de Panamá durante el Mioceno (Audemard y Audemard, 2002). Durante el TriásicoJurásico el rifting de Pangea desarrolló grábens en dirección NE en el oeste de Venezuela. Éstos fueron invertidos  posteriormente en el evento compresional de levantamiento de Los Andes de Mérida

2.  Modelos previos de la configuración de Los Andes de Mérida:

(Audemard, 2001; Audemard Audemard, 2002). El Complejo Iglesiasy que aflora en el estado Mérida es un conjunto de rocas ígneas y sedimentarias altamente metamorfizadas de la edad Precámbrico tardío; este conjunto de rocas se Considera el basamento del llamado Terreno o Dominio Mérida. La estructura interna de Los Andes fue descrita por Colletta et al. (1997) como una estructura compresional de flor positiva. Varios modelos han sido propuestos para explicar

Audemard Audemard consecuencia,y los Andes de(2002)). Mérida En se  parecerían a una estructura en flor positiva.

la estructura y formación de Los Andes, siguiendo, en general, dos conceptos geológicos distintos: uno asume Los Andes como una cadena simétrica (González de Juana, 1952); otro, como una cadena asimétrica (Audemard y Audemard, 2002).

revelada por el estudio de gravimetría de Hospers y Van Wijnen (1959), aunque la asimetría de la cadena fue evocada por  primera vez por De Cizancourt (1933) y más tarde por Bucher (1952). Entre los modelos asimétricos, hay dos tendencias dependiendo de la mayor vergencia. Por ejemplo, Audemard(1991) indica que la estructuración mayor de Los Andes merideños, resulta de un acuñamiento de vergencia NW enraizado en la parte superior de una cortina desprendiéndose

Se han propuesto varios modelos para explicar la estructura principal de la Cordillera Merideña durante los últimos 50 años. Pueden estar esencialmente reunidos en dos grandes modelos. Por un lado, algunos modelos conciben Los Andes merideños como una cadena esencialmente simétrica a una falla importante de deslizamiento axial con desgarre tectónico, con ambos lados limitados por fallas inversas, responsables del crecimiento vertical de la cadena (González de Juana y Rod, citados por

Este modelo también fue compartido por Dallmus (1957, en Audemard y Audemard 2002), al menos para el nivel superior de la corteza; más tarde, Stephan (1985) aún mantuvo esta interpretación. Por otra parte, varios otros modelos fueron incorporados más recientemente al modelo de asimetría de la cordillera andina

 

Figura 2 Modelo de estructura en flor positiva en los Andes de Mérida. Tomado de Bermúdez (2012). 

suavemente del NW; en cambio, Jácome et al. (1995) Proponen un ''Modelo orogénico flotante”. Por el contrario, Kellogg y Bonini (1982), De Toni y Kellogg (1993), Sánchez et al. (1994) y Colletta et al. (1997) favorecen a modelos de polaridad. Adicional a la aplicación conceptual de

 positivos, si se considera que la tranpresión podría invertir la geometría de un rift Jurásico inicialmente asimétrico. Este modelo de rift ha sido incorporado en el modelo propuesto por Colleta et al 1997, donde una falla límite NW muestra una caída más pronunciada que su contraparte

subducción muy incipiente tipo A o cortical de laminación, los documentos más recientes sobre la cadena y sus cuencas relacionadas (Kellogg y Bonini, 1982; Audemard, 1991; De Toni y Kellogg, 1993; Sánchez y otros, 1994; Castrillo, 1997; Colletta y otros, 1997; Funvisis, 1997; Duerto, 1998; Duerto et al, 1998). Vale la pena mencionar que la asimetría real de la cadena no descarta por completo

SE. A escala regional, estos modelos basados en datos geofísicos o geológicos, solo tiene significancia local. Además muchos de ellos han subestimado el papel en la actividad tectónica regional que es controlada por la presente interacción del rompecabezas de placas. Sin embargo un gran salto adelante en la comprensión de algunos pocos kilómetros de la estructura subsuperficial de ambas laderas han sido

los primeros modelos de estructura de flor

logradas debido a la cantidad de

 

 prospecciones geofísicas de petróleo en las últimas décadas y ha incrementado el  progreso en la adquisición de datos. 3.  Modelo configuración merideños:

actual de la de Los Andes

Como la orogenia de los Andes de Mérida no debe atribuirse a convergencia en una subducción de tipo B convencional, esta cadena tiene que estar relacionada con la complejo interacción entre el la Placa Caribe, América del Sur y de Nazca. El occidente de Venezuela y el norte de Colombia se encuentran en un entorno geodinámico muy complejo que incluye una serie de bloques tectónicos microplacas. Por el contrario, el norte deo Venezuela se encuentra esencialmente en la zona de interacción directa entre las  placas de Sudamérica y el Caribe y hay un consenso general sobre el movimiento hacia el este de la placa del Caribe con

respecto a Sudamérica (Bell 1972, Malfait y Dinkelman 1972, Jordan 1975, Pindell y Dewey 1982, Sykes y otros 1982, Wadge y Burke 1983, entre otros). Sin embargo, este límite de placa entre el Caribe y América del Sur -que impulsa y define la tectónica activa a lo largo del norte de Venezuela (desde Colombia hasta Trinidad) - no puede clasificarse únicamente como de tipo dextral simple (Soulas 1986, Beltran 1994) ya que comprende una zona transpresional activa de más de 100 km de ancho. Este extenso límite transpresional (en su definición más amplia, que significa coexistencia de deslizamiento y compresión, pero no necesariamente acomodado conjuntamente en una sola estructura) se extiende hacia el suroeste hacia los Andes de Mérida, El límite de  placas en el oeste de Venezuela Ven ezuela cubre una zona de 600 km de ancho y comprende un conjunto de bloques tectónicos discretos o

 Figura 3 Configuración geodinámica esquemática del Noroeste de Suramérica, mostrando las trayectorias de máximo stress horizontal y los vectores de movimiento relativo con respecto a Suramérica. Tomado de Audemard y Audemard (2002)

 

 

microplacas, que se mueven de forma independiente entre las placas más grandes circundantes (Caribe, Sudamérica y  Nazca). La presente configuración geodinámica Caribe-Sudamérica es el resultado de una evolución transpresiva que ha ocurrido a lo largo del Terciario y el Cuaternario, iniciada como una subducción de tipo B oblicua. La litosfera oceánica del  Noroeste, unida al norte de América del Sur, subducida oblicuamente bajo el arco de la isla del Caribe En los Andes de Mérida, la tensión está muy bien dividida entre la falla Boconó (rumbo deslizante dextral) que se extiende ligeramente a lo largo del eje deque la cordillera yoblicua las fallas de empuje delimitan la cadena en ambos flancos (Audemard y Audemard 2002).

El principal sistema de fallas de BoconóSan Sebastián-El Pilar muestra varias complejidades estructurales de escala de kilómetros a varios kilómetros, ya sea en transtensión (cuencas de separación como las de La González / San Juan de Lagunillas -sur de Mérida) En el norte de los Andes de Mérida (estado Lara), cerca de la falla de Boconó, ésta tiende a orientarse de este a oeste, lo que permite el funcionamiento simultáneo de las fallas dextrales llamativas NE (p. Ej. Boconó, Caparo, San Simón), fallas de empuje de igual tendencia a lo largo de las estribaciones de los Andes de Mérida y las sorprendentes fallas sinestrales norte-sur (por ejemplo, Valera y Burbusay, entre muchos otros)

Modelo de flotador f lotador orogénico aplicado a los Andes de Mérida. La sección transversal se extiende desde  Figura 4  Modelo el extremo noroeste del Bloque Santa Marta hasta la Cuenca de los Llanos, a través de los Andes meridionales de érida, en la explanada de Pamplona. La figura inferior muestra las principales unidades y estructuras geológicas, mientras que la figura superior solo exhibe las estructuras principales (fallas de empuje y desgarre, desprendimientos y zonas triangulares) para dar una visión más legible de sus interacciones. Tomado de Audemard  Audemard (2002) 

 

4.  Levantamiento cordillera de Mérida:

de

la

El levantamiento de la corteza se mide como un vector opuesto a la gravedad y que tiene como eje de coordenadas la superficie de la tierra o el nivel del mar. Molnar y England (1990) calcularon que una disminución X de altitud debido a la erosión de las rocas superficiales, es compensada isostáticamente por un levantamiento 5X/6, basados en las densidades promedios de la corteza y el manto. Sin embargo no se tienen suficientes datos estratigráficos y geocronológicos específicos para conocer la edad del levantamiento pero se pueden hacer estimaciones.

Estimación del levantamiento:

Metamorfismo estático (Gansser,1982) utilizó el Grupo Iglesias (gneises, esquito, anfibolitas) las cuales arrojaron datos de metamorfismo a profundidades de 20 a 25 km de la corteza ; por lo tanto comenzó no antes del Cretáceo tardío, y que estas rocas se encuentra a 5km, se puede estimar una tasa de levantamiento mínima de 0,3 a 0,4 km por Ma.  Niveles de Terrazas; la superficie del nivel más alto y más antiguo se encuentra a 200-300m sobre el nivel de los ríos; Tricart y Millies-Lacroix (1962) las correlacionaron con los estadios clásicos europeos. Huellas de fisión que arrojaron datos de Huellas de fisión en las rocas granodiorita Del Carmen aproximadamente de 225+/25 Ma. Con diferencias de altitudes de 2360m entre las localidades, se estimó una

tasa de levantamiento de 0,8km/Ma. Con la apatita el zircón y la esfena concluyeron que tentativamente el levantamiento de la cordillera de Mérida comenzó en la parte noroccidental (Oligoceno-Mioceno) y más tarde las partes suroriental (Mioceno Tardío) y central (Plioceno-Pleistoceno). Otro indicio del levantamiento es la  presencia de Fallas inversa en los flancos noroeste y sureste. Corrimientos hacia el noreste de la cordillera sobre la cuenca de Maracaibo. Se reconocen dos sistemas de fallamiento inverso hacia el noroeste: uno antiguo que termino su actividad  probablemente antes del pleistoceno y uno más joven, el oeste del corrimiento de las virtudes, que afecta a sedimentos aluviales cuaternarios. 5.  La Falla de Boconó:

La zona de fallas de Boconó representa el extremo occidental del sistema de Fallas de Boconó- Morón-El Pilar. Esta zona de fallas consiste de una faja de valles y depresiones tectónicas alineadas y otros rasgos alineados, con una anchura de 1 a 5 km y con un rumo aproximado de N45E; esta faja tiene una longitud aproximadamente de y500 k entre la depresión del Táchira el Mar Caribe, atravesando en forma oblicua los Andes venezolanos. Emile Rod (1956) fue el primero en describir y nombrar la Falla de Boconó y considero que se trataba de una gran falla de rumbos (transcurrentes) dextral formando parte de un sistema de falla de este tipo en Venezuela septentrional (Falla de Oca, Boconó y El Pilar). La falla de Boconó fue descrita originalmente como

 

 Figura 5 Mapa Zona de Fallas de Boconó. Boconó.  Mapa índice de la Zona

un alineamiento continuo de valles, colinas, escarpes, depresiones con lagunas y zonas de rocas trituradas, en una faja de 50 a 500m de ancho.

  El movimiento a lo largo de la falla se refleja en el contraste litológico a través de ella, o por el desplazamiento vertical de una misma formación. •

 

•

Desde entonces otros autores han descrito aspecto geológicos de la Falla de Boconó, generando diversos cuestionamientos con respecto al comportamiento y naturaleza de la misma, esto genera que la Asociación venezolana de Geología, Minería y Petróleo efectuará una mesa redonda para discutir todas las evidencias relacionadas con el movimiento o desplazamiento a lo largo de la falla de Boconó; las principales conclusiones a las que llegaron, son las siguientes.   La falla tiene una fuerte extensión topográfica muy pronunciada y en su mayor parte es una zona de falla y no una falla individual.

•

  Su extensión es de aproximadamente 425 km a lo largo y  paralela a la parte central de los Andes Venezolanos •

El

desplazamiento

de

rumbo

(transcurrente) dextral se refleja en sus efectos sobre rasgos pleistocenos.   La edad de la falla varía desde el Cretáceo Tardío hasta el reciente, pero los desplazamientos mayores son post Eocenos.

•

  Los plegamientos adyacentes son en general paralelos a la falla.

•

  En la vecindad de casi toda la extensión de la Falla de Boconó han ocurrido sismos recientes. •

Tres tipos de movimientos y de falla, fueron postulados por estos autores: Transcurrente, vertical o normal, y una combinación de ambos. Algunos autores postularon movimientos principalmente verticales a lo largo de la Falla. Schubert (1968-1969) describió la falla en la región de Santo Domingo y encontró evidencias de un movimiento predominante vertical (normal) o paralelo al buzamiento (dip-

 

slip), formando estructuras de fosa tectónica (graben). Grauch (1971) cartografió geológicamente la región de Mucuchíes y no encontró evidencias de movimiento transcurrente de importancia a lo largo de la Falla. Finalmente Shagam (1972) halló evidencias para considerar a la zona de Fallas de Boconó como una extensa estructura de fosa tectónica pos Paleozoico, a lo largo de la cual han ocurrido movimientos verticales importantes asociados al levantamiento e inclinación de los Andes Venezolanos. La falla transcurrente de Boconó corre ligeramente oblicua al eje de la cadena de los Andes de Mérida y su extremo noreste limita al rango de la costa del Caribe en el noroeste de Venezuela, extendiéndose cerca de 500km entre la depresión del Táchira en la frontera entre Colombia y Venezuela y Morón, en la costa caribeña de Venezuela. En su extremo norte, la falla f alla de Boconó conecta con la falla de Guaicaramo a través del sistema de fallas Bramon- Chucarima-Pamplona. Estudios en el área de Mucubají (Schubert 1980) obtuvo una tasa de deslizamiento  promedio de 5-9mm / año, sobre la base de 60-100 m de desplazamiento dextral. Estas tasas son esencialmente coherentes con las  predichas por modelos de movimiento de  placa de aproximadamente 1cm/ año, suponiendo q la falla de Boconó es parte de la frontera principal entre el bloque de Maracaibo y la placa de América del Sur. El estudio de los indicios neotectónicos a lo largo de la falla de Boconó ha revelado que a lo largo de esta zona de fallas existen cuencas de tracción Cenozoicas Tardías (pull apart basins), en las cuales se puede

documentar desplazamientos normales grandes pero locales, separados por segmentos de fallas angostos, con indicios de desplazamiento rumbo-deslizantes hacia la derecha. Se excavó una trinchera a través de la traza de la falla de Boconó al suroeste de Barquisimeto (Beltran et al, 1990) en la cual afloro una estructura fallada del tipo de flor, la cual hacia la superficie gradaba hacia fallas inversas de buzamiento bajo. Además se hallaron también fallas secundarias las cuales limitaban cuñas rocosas que fueron interpretados como estructuras de Riedel. La tectónica activa de Venezuela está relacionada con involucra un complejo marco geodinámica que la interacción entre las placas del Caribe, Suramericana y Nazca, en conjunto con otros bloques continentales de menores dimensiones entrampados entre placas (Audemard, 2000). Ampliamente se ha aceptado que la placa del Caribe se mueve aproximadamente hacia el este respecto a la placa Suramericana (Bell, 1972; Pindell and Dewey, 1982)transpresional generando una zona de deformación (compresivatranscurrente) de más de 100 km de ancho que se extiende hacia el SO a lo largo de los Andes de Mérida, donde ambos  piedemontes y la cadena montañosa son acortados transversalmente en dirección  NO-SE. Mientras que, la falla de Boconó acomoda este régimen de esfuerzos a través de un movimiento transcurrente dextral (Audemard et al 2005).

 

  El régimen compresivo transcurrente es responsable de la formación del cinturón de deformación activo venezolano, caracterizado por la partición de esfuerzos. La deformación al norte de los Andes está caracterizada por cadenas de amontañas asociadas, principalmente, fallas inversas y rumbo deslizante con direcciones preferenciales N-S a NE-SO. Al oeste de Venezuela, la frontera de  placas alcanza unos 600 km de ancho y comprende un conjunto de bloques tectónicos que se acomodan y reajustan

entre las placas más grandes (Caribe, Suramericana y Nazca) entre los cuales resalta el bloque de Maracaibo (Audemard, 2009). 6.  Otras Fallas Activas: Falla de Valera:

nombrada por Rod (1956) e incluida por el en un grupo de fallas complementarias a la zona de fallas de Boconó. Esta falla tiene una longitud de 220 a 240 km y puede dividirse en un segmento al norte de Valera (estado

Figura 6 Esquema del sistema de fallas de Boconó. Tomado de Audemard y Audemard (2002).

 

Trujillo), con una orientación N-S y un segmento sur de Valera, con una orientación N30E. En el segmento norte, la falla de Valera se presenta en forma de  pequeñas trazas rectilíneas en echelon,

era muy incompleta porque solo se registraron los eventos grandes. El registro muestra una historia de terremotos moderados a relativamente grandes.

formando en algunos casos pequeñas cuencas de tracción.

esta historia comienza en el año de 1.599, con el reporte de un terremoto que sacudió a La Grita y otros pueblos de Mérida. El siguiente evento de que se tiene noticias ocurrió en 1.610, cuando los cronistas reportaron detalles de un terremoto desastroso al cual se le asignó, de acuerdo con estudios recientes de la distribución de daños e intensidades sísmicas, una magnitud de 7.3 grados en la escala de Richter. Desde ese entonces hasta la  presente fecha han ocurrido en la zona al menos otros 7 eventos sísmicos de características destructoras en los años de 1.644, 1.775, 1.812, 1.834, 1.845, 1.894 y 1.932. Entre ellos destaca el ocurrido en el año de 1.812, en plena gesta independentista de Venezuela. Sin embargo, debido a la escasa población existente hasta épocas relativamente recientes, la historia sísmica del país es  bastante incompleta, ya que sólo alcanzaron a registrarse los eventos más grandes. Este registro muestra una secuencia de terremotos de moderados a grandes, que ha sido resumida por varios autores (Febres-Cordero, 1931; CentenoGrau, 1940; Fiedler, 1961; Cluff y Hansen, 1969; Dewey, 1972; Grases, 1980).

Falla de Tuñame: 

se extiende por aproximadamente 50 km desde apartaderos (estado Mérida) pasando por Timotes (valle del Rio Motatán), hasta el noreste de Tuñame. A lo largo del valle del Rio Motatán, sigue el flanco derecho y se observan escalones de falla, colinas desplazadas y trincheras. El desplazamiento es normal y rumbo deslizante, probablemente hacia la derecha. Según los fechajes radio carbónicos (Shuchert y Valastro, 1980; Soula 1985) sugieren una tasa de desplazamiento normal de 0.5 a 1 mm/año. La Falla de Piñango:  Se extiende hacia

el suroeste de la falla de Valera desde el sur de la población de la Puerta. Esta falla desplaza morrenas de la glaciación Mérida, en sentido rumbo deslizante hacia la derecha por 6m. Usando una edad mínima para estas morrenas de 20000 años aproximadamente. Se calcula una tasa de desplazamiento de 0.3 mm/año. 7.  SISMICIDAD.

La sismicidad histórica de Venezuela comienza aproximadamente en 1590, poco después de la llegada de los primeros colonizadores españoles. Sin embargo, debido a que hasta épocas recientes el país estaba poco poblado, la historia sísmica

En la zona andina se puede hablar de que

El evento mayor en este registro es el terremoto del 26 de marzo de 1812, con una magnitud Richter promedio de 8. Este evento es el más grande registrado en Venezuela. Destruyó las ciudades más importantes situadas a lo largo de la zona

 

de fallas de Boconó y fuera de ella, desde Mérida a Caracas, una distancia de aproximadamente 600 km. Murieron alrededor de 26000 personas, lo cual en ese tiempo representaba entre el 5 y 10%

diferentes como la comparación de rasgos geomorfológicos desplazados con el desplazamiento correspondientes, lo que indujo a Cluff y Hansen (1969) y a Schubert (1982) a estimar periodos de 200

de la población país. tuvo Se pensó inicialmente quetotal estedel evento tres focos: Barquisimeto, San Felipe y Caracas. Esta hipótesis fue cuestionada por Cluff y Hansen en 1969 quienes consideraron que consistió de un solo evento con desplazamiento a lo largo de fallas de Mérida hasta Caracas, cubriendo una distancia similar a la del gran terremoto de San Francisco en 1906 a lo largo de la Falla de San Andrés ( California).

años paraelunprocedimiento terremoto de para magnitud 8, sin embargo calcular de manera más confiable estos periodos en el análisis de riesgo sísmico, está basado en la pendiente de la curva de frecuenciamagnitud Gutemberg- Richter : log N=a bM siendo N el número de eventos, M la magnitud y a y b son constantes. Usando solamente el periodo de registros de 19321967 obtuvieron un valor de 0.71 para la zona de falla de Boconó.

El terremoto más fuerte registrado en la zona de fallas de Boconó propiamente, fue el evento de magnitud 7 del 28 de abril de 1894 con un epicentro en las poblaciones de Santa Cruz de Mora y Chiguará al suroeste de Mérida. Este sismo causó aproximadamente 350 muertos y destruyó  poblaciones a lo largo de una distancia de 60 km.

En el presente, toda la zona de fallas de Boconó, desde la depresión del Táchira en su extremo suroeste hasta el Mar Caribe al noreste, es sísmicamente activa. La mayoría de los eventos más grandes se alinean bien con la traza principal de la Falla de Boconó, mientras que los más  pequeños, así como unos pocos grandes, están dispersos dentro de un corredor de varias decenas de kilómetros de ancho, adyacente a esta traza, lo que indica que muchas de sus fallas subsidiarias son igualmente activas. La mayoría de los terremotos registrados a lo largo de la traza  principal de la falla son eventos superficiales (profundidad promedio de unos 15 km).

El registro de la actividad sísmica por redes sismológicas regionales  permanentes, durante los últimos años ha mostrado que la actividad micro sísmica a lo largo de la zona de falla ocurre  principalmente en forma de tormentas sísmica locales, las cuales tienden a durar en promedio de 2 a 3 meses. Durante estas tormentas se puede registrar cientos de microsismo lo cual permite la generación de algunos modelos sismo-tectónicos locales. Varios autores han estimado el periodo de retorno para terremotos dentro al zona de Fallas de Boconó, usando técnicas

Las profundidades tienden a crecer para los eventos más grandes hacia el noroeste (cuenca del Lago de Maracaibo) y hacia el sureste (cuenca de Barinas) de la zona de fallas de Boconó, alcanzando  profundidades que llegan a superar super ar los 40 km. Hacia el extremo suroeste de los

 

Andes Venezolanos, ya en territorio colombiano, existe una zona sísmica de  profundidades intermedias (~ 160 km), debajo del extremo norte de la Cordillera Oriental de Colombia y la Sierra de Perijá, Per ijá,

alcanzan a ser registrados, permitiendo la elaboración de modelos sismotectónicos locales (Laffaille y Estevez, 1986).

cerca de una la ciudad de Bucaramanga, incluye notable concentración que de eventos conocida como el Nido o Foco de Bucaramanga (Schneider, Pennington y Meyer, 1987). Muchos de los eventos de esta fuente sísmica son registrados casi a diario en las estaciones sismográficas del Occidente de Venezuela, con tal constancia y precisión que en repetidas oportunidades se ha sugerido utilizar el  Nido como una fuente controlada para estudios corticales en ambos países.

Andes Venezolanos

La distribución espacio-temporal de la sismicidad en la región señala que la actividad más intensa está ubicada hacia el extremo suroeste de la zona de fallas de Boconó, especialmente entre las ciudades de San Cristóbal (frontera con Colombia) y Mérida. La mayoría de los terremotos más grandes han ocurrido en este segmento. Durante los últimos 150 años una zona de calma sísmica pareciera haber existido en la parte central de los Andes

8. Geología Regional de Los A continuación se describe lo más notable sobre la geología histórica de Los Andes Venezolanos, derivado de trabajos  previos, los cuales muestran los aspectos geotectónicos que condujeron al desarrollo de los posibles ambientes depositacionales, así como los periodos orogénicos involucrados en la deformación andina sirviendo esto como fundamento para el reconocimiento de las estructuras existentes en las diferentes unidades aflorantes. La columna estratigráfica que se observa en la figura 10 muestra la ubicación y distribución cronológica de las distintas unidades litológicas presentes en la región de Los Andes Venezolanos. 

Venezolanos, aproximadamente entrekm), las ciudades de Mérida y Boconó (~ 130 donde no se han registrado sismos mayores desde aproximadamente 1830. El registro de la actividad sísmica mediante redes sismográficas locales durante los últimos 12 años, muestra que en la actualidad la actividad microsísmica ocurre, fundamentalmente, a través de tormentas locales que tienden a durar alrededor de 2 o 3 meses. Durante estas tormentas, decenas de microsismos

n  Figura 7 Mapa de distribución de terrenos alóctonos een el norte de suramérica, en los cuales hay rocas  paleozoicas. Tomado de Wec Venezuela 1997  –    Evaluación de Pozos. 

8.1. Precámbrico  –  Paleozoico  Paleozoico

El Sistema Andino Venezolano se caracteriza geológicamente porque afloran

 

las rocas más antiguas con edades de 650 Ma y geomorfológicamente presentan una topografía abrupta, representando el sistema montañoso más elevado de Venezuela (Gonzales de Juana et al, 1980)  

(Figura 7). Bellizzia y Pimentel (2008) consideran que los Andes Venezolanos están constituidos por dos provincias geológicas con características propias; El Bloque Caparo (autóctono) y el Terreno Mérida (alóctono), el primero ubicado en el flanco Surandino, formado por un basamento de rocas metamórficas precámbricas (Asociación Bella vista) y una cobertura de rocas sedimentarias fosilíferas Ordovícico  –   Silúrico (formaciones Caparo y El Horno). El Terreno Mérida está constituido por un núcleo ígneo metamórfico del Precámbrico  –   Paleozoico (Complejo Iglesias y asociaciones Mucuchachí, Cerro Azul, El Águila, Los Torres y Rio Momboy). Shagam (1972) considera que el Complejo Iglesias, constituye el  basamento andino y consiste en rocas metasedimentarias con metamorfismo regional del grado de la anfibolita. Bellizzia y Pimentel (1992) consideran que los esquistos, gneis y ortogneises del Complejo Iglesias, incluyendo la Asociación Sierra Nevada constituyen el  basamento Precámbrico, considerando ssuu  protolito sedimentario.

afectando al noreste y este de Los Andes Centrales, Grauch (1975). Las rocas del Paleozoico afloran en distintas regiones del occidente de Venezuela, en Los Andes aflora  principalmente en el flanco surandino específicamente en la región de los  pueblos del sur del Estado Mérida (Acarigua, Mucuchachí, El Molino y Guaraque) y en el flanco noreste en áreas de La Puerta, Trujillo , Burbusay y Carache (La Marca, 1997). En el Paleozoico hubo eventos de sedimentación entre dos periodos de orogénesis, el primero a finales del Cámbrico y comienzo de Ordovícico, denominado Orogénesis Caparoensis la cual culminó con el levantamiento del Horst de Colorado, y el último a finales del Pérmico y comienzos de Triásico denominado Orogénesis Herciniana. Las asociaciones Tostós, Cerro Azul y Mucuchachí fueron metamorfizadas y estructuradas durante esta última orogénesis que estaba acompañada por intrusiones graníticas, principalmente en la parte central de la Cadena Andina (Testamarck, 1991)

Para la región andina de Los Andes Centrales se postulan dos periodos de metamorfismo regional, el primero solo afecto a las rocas de las asociaciones Sierra  Nevada y Bella Vista; el segundo evento

Schubert (1968) considera que el ciclo Paleozoico Inferior se cierra en el flanco surandino con periodo de actividad tectónica, que puede ser incluido en la  parte superior de la Orogénesis Caledonianas, el cual produjo un largo hiatus durante el devónico, antes de comenzar un nuevo ciclo sedimentario durante el paleozoico superior. El Paleozoico Superior esta metamorfizado y constituido por la Asociación Mucuchachí

ocurrió a finales del Paleozoico Superior

de edad Pensilvaniense. Hacia el flanco

 

surandino, esta muestra efectos de metamorfismo regional de las facies de los esquistos verdes que aumenta localmente a la facies de la anfibolita, y el ambiente de formación es marino. La comparación de

que genero el levantamiento de Los Andes Ancestrales o Protoandes (Arnold, 1966).

los caracteres litológicos de la Asociación Mucuchachí parece indicar que el ambiente sedimentario del Paleozoico Superior en Los Andes Centrales pudo haber sido más profundo que en Los Andes Meridionales.

en dos dominios: autóctono que aflora uno en laepicontinental, Cordillera de Los Andes, Sierra de Perijá y Serranía del Interior Oriental y otro geosinclinal, alóctono que aflora en la Cordillera de la Costa Central y Oriental, la Serranía del interior, la Península de Paraguaná, Las Las Islas de Margarita y otras islas de la Plataforma Continental (Gonzales de Juana, et al., 1980).

El ciclo Pensilvaniense  –   Pérmico continúa con la sedimentación continental, en gran parte fluviales de la Formación Sabaneta; Arnold (1966) postula la sedimentación de esta formación en una cuenca relativamente estrecha cuyo borde estaba caracterizado por grandes escarpes de falla que produjeron la sedimentación de la espesas brechas que caracteriza a las facies de Mérida. Concordantemente la Formación Palmarito suprayace a la Formación Sabaneta observándose en el contacto de ambientes transicionales fluviales a marinos. La Formación Palmarito puede considerarse como representante de un ciclo transgresivo general que comienza en el Pérmico y que cubre extensas Palmarito zonas de laenregión andina. La Formación el flanco sur andino no representa metamorfismo y es de edad Pérmico. El final de Pérmico está caracterizado  por un importante periodo de orogénesis ocurrido al final de la orogénesis Hercinica, que produjo una serie de intrusiones graníticas sintectónica de edades radiométricas entre 200 Ma. y 225 Ma. Este periodo orogénico produjo cambios paleogeográficos importantes lo

8.2. Mesozoico 

El mesozoico se desarrolla en Venezuela

La sedimentación de este periodo en Venezuela tuvo lugar durante la Orogénesis Herciniana o evento Tecto Termal Permo  –   Triásico y de la del Cretácico Superior. La actividad tectónica  provocaría una intensa metamorfosis en las unidades del Paleozoico y dejaría una serie de intrusiones ígneas graníticas, formando un relieve montañoso PreAndino, el cual sería erosionado durante el Mesozoico Inferior (Testamarck, 1997). Durante la Orogénesis Herciniiana, todas las formaciones Paleozoicas en la región Central Andina y en la Sierra de Perijá fueron plegadas y levantadas por efecto de una tectónica compresiva con actividad ígneo calco  –   alcalina, ocasionando un intenso metamorfismo regional y una gran deformación tectónica en forma de pliegues y fallas (Gonzales de de Juana, 1980). Esta fue una época de intenso vulcanismo que condicionó una secuencia de edad Triásica en toda Venezuela, este vulcanismo

basáltico

pudo

haberse

 

originado durante la ruptura de Pangea, hace unos 200 Ma. con una tectónica distensiva de Rifting que acarreo el adelgazamiento de la corteza y la fragmentación generalizada de grandes  – 

zonas del basamento Paleozoico. En el área Precámbrico de Venezuela  Occidental, al norte del Cratón de Guayana, se formaron una serie de estructuras tipo horst y graben donde se depositaron capas rojas de ambiente continental con algunos episodios lacustres (Gonzales de Juana, 1980) (figura 8).

 Figura 8 Distribución de las rocas jurásicas en Venezuela, mostrando que las mismas se encuentran aflorando en la Sierra de Perijá (1), como parte del basamento en el subsuelo de la Cuenca de Maracaibo (2), en los Andes (3). Tomado de Wec Venezuela 1997  –  Evaluación   Evaluación de  Pozos.

Durante el Cretácico continuó la disgregación de Pangea, que repercutiría después en Venezuela en la forma de una transgresión marina Cretácica del Proto  –   Caribe, aunque la región del Caribe fue abierta a principios de Jurásico, el rift  proto  –  Atlántico  Atlántico Sur solo fue invadido por el mar hace 115 Ma. cuando comienza la trasgresión cretácica del borde de Venezuela, a medida que avanza la trasgresión hacia zonas positivas se  produce la meteorización del sustrato y una sedimentación de relleno de surcos

(Formación Rio Negro), que continúan en el desarrollo de ambientes marinos someros donde se depositaron calizas y lutitas calcáreas (Formación Apón), Mientras que en el Albiense se acentuó la erosión borde unseptentrional del cratón, loenqueelprodujo flujo importante de areniscas, lutitas y calizas de la Formación Aguardiente (Gonzales de Juana, 1980). Hacia el cenomaniense se comienza una extensa subsidencia que produce cambios litológicos, los cuales se evidencian en ambientes pelágicos de carácter euxínico, con presencia de foraminíferos  plantónicos acompañada de condiciones de estancamiento lo que hizo favorable la captación de carbono orgánico y posterior generación de hidrocarburos (Gonzales de Juana, 1980). A partir de 75 Ma el régimen sedimentario cambia, el mar es abierto a la circulación recibiendo un volumen extraordinario de sedimentos epiclásticos, con mayor contenido de sílice y ausencia de ambientes euxínicos. 8.3. Cenozoico 

Al

comienzo

del

Paleoceno

una

elevación del borde septentrional de Guayana ocasiona una retirada extensa de los mares hacia el norte, en Venezuela occidental la sedimentación del ciclo Terciario inferior comienza a partir de una línea de costa de bajo relieve en ambientes de baja profundidad donde se formaron grandes pantanos deltaicos, alternando con  planicies costeras que se hacían más  profundas hacia el este del Lago de Maracaibo donde alcanzaba  profundidades de talud continental.

 

  Entretanto en el Eoceno inferior continua la regresión del ciclo Terciario inferior y la progradación deltaica avanza. En el Eoceno medio tardío se postula un evento preponderantemente transgresivo, con la subsidencia correspondían notable de ambientes que anteriormente al nivel del mar o a zonas positivas. Perijá y Los Andes Venezolanos comienzan a ser definitivamente positivas especialmente en su extensión más hacia el continente americano (Gonzales de Juana, 1980). Al final de la sedimentación de Eoceno Medio se produce en Venezuela occidental movimientos tectónicos generalizados que levantan prácticamente toda la zona y de modo especial, a las actuales Cordilleras de Perijá y Los Andes Venezolanos (Gonzales de Juana, 1980). En el Oligoceno se originó la cuenca de Falcón y en el Mioceno inferior los mares invadieron nuevamente la cuenca del Lago de Maracaibo. Al final del Mioceno superior comenzó el levantamiento vertical de la cadena andina, lo que  produjo dos antefosas con espesores considerables de conglomerados de grano grueso producto de la erosión de las tierras levantadas (Figura 9). Durante el Plioceno se observa que la depositación de material continental estuvo influenciada por las condiciones climáticas reinantes durante las glaciaciones, la erosión y el transporte, lo que causa un relleno sedimentario fluvio  –   glacial y aluvial en los valles intramontañosos y de Pie de Monte Andino (Gonzales de Juana, 1980) Hacia el cuaternario se desarrollan grandes cambios climáticos mundiales

 Figura 9 Marco geológico regional para la  sedimentación en Venezuela Occidental. Tomado de Wec Venezuela 1997  –  Evaluación  Evaluación de Pozos

además de que ocurrió una considerable actividad tectónica, evidenciándose así cuatro glaciaciones intercaladas con  periodos calientes, pero en Venezuela solo se ha documentado la última glaciación, reconociéndose en la Cordillera de Mérida dos niveles principales con complejos morrénicos, los cuales han sido considerados como el producto de los dos estadíos temprano y tardío de la Glaciación Mérida, designado con este nombre a la glaciación que afecto la parte central de Los Andes del Venezolanos, representando el comienzo Holoceno (Schubert, 1968). La sedimentación del Cuaternario Superior tuvo lugar en muchas zonas de Venezuela, en ambientes fluvio  –   deltaicos, fluviales, lacustres, continentales y glaciales, al tratar de establecer un modelo de sedimentación de Cuaternario; para reconstruir la estratigrafía debe tomarse en cuenta que el Holoceno representa un interglaciar y el

 

Pleistoceno es un ejemplo de glaciación,  bien representado en Los Andes de Mérida (Gonzales de Juana, 1980).

 Figura 10 C Columna olumna Geológica Geológica de las unidades unidades litológicas litológicas que afloran afloran en Los Los Andes de Venezuel Venezuela a

 

 

9.  Referencias

  González de Juana, C. (1980). Geología de Venezuela y de sus Cuencas Petrolíferas. Caracas. Ediciones Foninves.

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  Aggarwal Y. P., (1981). Investigaciones sismológicas en el occidente de Venezuela: implicaciones  para las consideraciones sísmicas en el  proyecto Uribante-Caparo. Reporte no  publicado, Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS), Caracas.   Cluff L.S., Hansen W.R., (1969). Seismicity and Seismic Geology of  Northwestern Venezuela. Reporte no •

 publicado, Caracas. Compañía Shell de Venezuela,   Dirección de Geología, (1970). Léxico Estratigráfico de Venezuela. Ministerio de Minas e Hidrocarburos, Caracas.

•

  González de Juana, C. 1980, Geología de Venezuela y de sus Cuencas Petrolíferas. Caracas. Ediciones Foninves. •

  Schubert/ Vivas., (1993). El cuaternario de la cordillera de Mérida. Andes venezolanos. •

  Audemard, Felipe. Audemard, Frank, (2002). Structure of the Mérida Andes, Venezuela: relations with the South America – Caribbean Caribbean geodynamic interaction. Tectonophysics. 345. (pp 299327)

•

 

Boletín informativo Geológico vol. 3 (1987) 

•

  Bermúdez, M., Van der Beek, P.,

•

Bernet, M. (2012). Strong tectonic and weak climatic control on exhumation rates in the Venezuelan Andes. DOI: 10.1130/L212.1