CAPITULO II
MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
VENEZUELA
2.1.1. UBICACIÓN Y EXTENSIÓN GEOGRÁFICA
La Cuenca Oriental de Venezuela es una depresión estructural que abarca los estados Guárico, Anzoátegui, Monagas y Delta Amacuro, llegando a extenderse hasta la Plataforma Deltana y el Golfo de Paria. Cubre un área de 175.535 Km cuadrados y está limitada al sur por el Escudo de Guayana, al norte por la Cordillera del Caribe, al oeste por el Arco de El Baúl, al este se abre hacia el océano Atlántico. Topográficamente se caracteriza por extensas llanuras y un área de mesas del Cuaternario.
La Cuenca Oriental de Venezuela ha sido subdividida en tres subcuencas: subcuenca de Guárico al oeste, que abarca por completo el estado Guárico y parte del estado Anzoátegui; la subcuenca de Maturín al este, que abarca por completo a los estados Monagas y Anzoátegui; y la subcuenca de Paria al noreste, que abarca por completo el Golfo de Paria y parte del estado Sucre.
Por razones más bien prácticas que geológicas, en su parte continental, la Cuenca Oriental de Venezuela ha sido subdividida en las subcuencas de Guárico y de Maturín. Dallmus (1963) utiliza como elemento de separación entre ambas subcuencas al Arco de Urica, que está asociado al Corrimiento de Anaco en el estado Anzoátegui (González de Juana, et al., 1980).
2.1.2. SUBCUENCA DE MATURÍN
La subcuenca de Maturín tiene con 112.785 Km cuadrados de extensión y contiene un máximo de 9.000 m de sedimentos del Cretácico y post–Cretácico. Limita al norte con la Serranía del Interior Oriental, al sur con el Escudo de Guayana, al este con la Plataforma Deltana, al noreste con la subcuenca de Paria y al oeste con la subcuenca de Guárico, de la cual esta separada arbitrariamente por el Arco de Anaco. La subcuenca es asimétrica, con el flanco norte sobrecorrido por alóctonos compuestos principalmente por sedimentos del Cretácico, Paleoceno y eoceno de la Serranía del Interior Oriental. Su eje estructural actual tiene orientación este – oeste y pasa cerca de la ciudad de Maturín, estado Monagas; tiene un fuerte declive hacia el este, excepto en el extremo occidental, donde el declive es hacia el noroeste (Kiser, 1992).
2.1.3. SUBCUENCA DE GUÁRICO
La subcuenca de Guárico tiene con 49.895 Km cuadrados de extensión y contiene un máximo de 11.000 m de sedimentos del Cretácico y post–Cretácico. Limita al norte con la Faja Piemontina de la Cordillera del Caribe al sur con el Escudo de Guayana, al oeste con el Arco de El Baúl y al este con la subcuenca de Maturín, de la cual esta separada arbitrariamente por el Arco de Urica. Al igual que la subcuenca de Maturín, también es asimétrica, con el flanco norte sobrecorrido por terrenos alóctonos compuestos principalmente por sedimentos y rocas metamórficas del Mesozoico, Paleoceno y Eoceno de la Cordillera del Caribe. Su eje estructural actual esta cubierto por los corrimientos del norte del estado Guárico y su rumbo varía de noroeste – sureste en el Cretácico y norte – sur en el Mioceno (Kiser, 1992).
2.2. ESTRATIGRAFÍA REGIONAL DE LA SUBCUENCA DE GUÁRICO
2.2.1. PALEOZOICO
El Paleozoico es el periodo geológico que va desde los 570 m.a. hasta los 290 m.a. (Oxford, 2000). En la subcuenca de Guárico están presentes rocas del Cámbrico, depositadas directamente sobre el basamento del Precámbrico.
2.2.1.1. CÁMBRICO
· Formación Hato Viejo (Cámbrico Temprano)
La Formación Hato Viejo se reconoce en el subsuelo del sur de los estados Guárico y Anzoátegui, encajonada dentro de las depresiones de Machete, Carrizal y Tigre, pero se desconoce en afloramientos. La unidad es esencialmente una arenisca de grano fino a grueso, colores gris-rosado, gris y gris oscuro, friable, dura, maciza y áspera, ligeramente calcárea y en partes muy micácea y pirítica; los granos son redondeados y muy bien cementados. La arenisca contiene conglomerados y peñas de cuarcita a intervalos irregulares; localmente, se presentan vetas de calcita a lo largo de fracturas. Ciertas secciones de la arenisca muestran características cuarcíticas; otras son muy feldespáticas, verdes y glauconíticas. Hasta el presente, no hay mención de restos fósiles en esta formación. El espesor máximo penetrado en la Formación Hato Viejo es de unos 91 m. La formación parece ser relativamente delgada, en la mayoría de los pozos perforados en el sur del estado Guárico. En base al estudio de los acritarcos de la Formación Carrizal suprayacente, se le asignó una edad Cámbrico Temprano. Suprayace discordantemente sobre las rocas precámbricas peniplanadas del basamento (Escudo de Guayana). El contacto superior de la Formación Hato Viejo es concordante con la Formación Carrizal, con la cual guarda estrecha relación. En pozos del área de Zuata de Faja la Petrolífera del Orinoco se encuentran intercalaciones arenosas dentro de la Formación Carrizal, que presentan las características de la Formación Hato Viejo. Podría considerarse entonces, que en su parte más joven, la Formación Hato Viejo equivale cronológicamente a la Formación Carrizal. El ambiente de sedimentación es continental, y sus sedimentos representan el relleno de cuenca (facies fluvial y/o piedemonte) de una fase erosiva, contemporánea o subsiguiente a un período de intensa actividad tectónica (Léxico Estratigráfico de Venezuela, 1997).
· Formación Carrizal (Cámbrico Temprano)
Al igual que la Formación Hato Viejo, la Formación Carrizal se reconoce en el subsuelo del sur de los estados Guárico y Anzoátegui, encajonada dentro de las depresiones de Machete, Carrizal y Tigre, pero se desconoce en afloramientos. La formación está constituida por una espesa secuencia de arcillitas verdosas a gris oscuro, duras, masivas y densas, ocasionalmente teñidas de rojo, duras y compactas. Contiene algunas capas de limolita y areniscas. Generalmente está fuertemente bioturbada. Es notablemente homogénea, pese a su contenido variable de limo, con intercalaciones locales de areniscas o conglomerados de guijarros. Intercaladas, y generalmente hacia la base de la formación, se han observado cuerpos de arena. Los únicos fósiles hallados en la Formación Carrizal son acritarcos, organismos unicelulares de afinidad incierta. En basa al estudio de los acritarcos que contiene, se le asignó una edad Cámbrico Temprano (Tremadociano). En términos generales, la Formación Carrizal es de mayor espesor que la Formación Hato Viejo, en el pozo Carrizal–2X se han medido 1.827 m. El contacto inferior de la Formación Carrizal es concordante con la Formación Hato Viejo. El tope de la Formación Carrizal es siempre erosional. El contacto superior es discordante con el Grupo Temblador del Cretácico. Las estructuras sedimentarias sugieren, que la Formación Carrizal fue depositada bajo condiciones de ambiente marino nerítico, en aguas someras y condiciones de corriente típicas de llanuras de marea (Léxico Estratigráfico de Venezuela, 1997).
2.2.2. MESOZOICO
El Mesozoico es el periodo geológico que va desde los 245 m.a. hasta los 65 m.a. (Oxford, 2000). En la subcuenca de Guárico están presentes rocas del Cretácico, depositadas sobre la secuencia del Cámbrico o directamente sobre el basamento del Precámbrico.
2.2.2.1. CRETÁCICO
· Formación Canoa (Aptiense – Albiense)
La Formación Canoa se reconoce en el subsuelo de los estados Guárico, Anzoátegui y Monagas, pero se desconoce en afloramientos. Se compone de conglomerados de grano fino y areniscas conglomeráticas, areniscas, limolitas y arcillitas generalmente moteadas con manchas grises, gris verdoso, amarillo, marrón, rojo, púrpura (Hedberg, 1953). Se encuentran también algunos intervalos de grano grueso, areniscas y limolitas blanquecinas, pulverulentas e intercalaciones de arcillita gris azulada, con restos de plantas. En el subsuelo del estado Guárico, consta de lutitas y arcillitas irregularmente estratificadas, típicamente abigarradas, en tonos de gris, verde, rojo, amarillo y morado, con algunas areniscas moteadas. A excepción de restos de plantas no identificados, no se conocen fósiles en la Formación Canoa. Van Erve (1985) reconoció palinomorfos en el subsuelo del área de Zuata. En base al estudio de los palinomorfos que contiene, se le asignó una edad Aptiense – Albiense. En la sección tipo tiene 100 m de espesor. Según González de Juana, et al. (1980), varía de cero a varios cientos de metros. Kiser (1997) observa que la formación se acuña erosional y estratigráficamente contra el Escudo de Guayana, estando ausente en el área de Cerro Negro, pero atravesando la parte norte de las áreas de Machete, Zuata y Hamaca de la Faja Petrolífera del Orinoco. A su vez, aparentemente se acuña estratigráficamente contra el Arco de El Baúl. El contacto inferior de la Formación Canoa es discordante sobre la superficie peneplanada del basamento, o localmente con las formaciones Hato Viejo y Carrizal. El contacto superior es transicional con el Miembro La Cruz de la Formación Tigre. La presencia de conglomerados y restos de plantas, sugiere que la Formación Canoa se depositó en ambientes netamente continentales. Según Sinanoglu (1984) el ambiente sedimentario es fluvial, probablemente de "point bar", en aguas llanas no marinas (Léxico Estratigráfico de Venezuela, 1997).
· Formación Tigre (Cenomaniense – Maastrichtiense)
La Formación Tigre se reconoce en el subsuelo de los estados Guárico, Anzoátegui y Monagas, pero se desconoce en afloramientos. En el Área Mayor de Las Mercedes (Guárico), Patterson y Wilson (1953) subdividieron a la Formación Tigre en tres miembros, de base a tope: El Miembro La Cruz (inferior) con sección tipo en el pozo Mercedes–8, está constituido por areniscas lenticulares, caoliníticas, de grano grueso, con intercalaciones menores de lutita negra, carbonosa y fosilífera, areniscas de grano fino, calcáreas y glauconíticas que presentan intercalaciones delgadas de lutita muy fosilífera. En el Miembro La Cruz los fósiles más comunes son braquiópodos y linguloides (Exogyra sp. Y Turritella sp.), también se encuentran foraminíferos cretáceos (Guembelina sp.). El Miembro Infante (medio) con sección tipo en el pozo Guayabo–2, esta constituido por una caliza densa, compacta y fosilífera, gris, localmente glauconítica. Hacia el sur y noroeste se va haciendo más arenoso hasta convertirse en areniscas que no se pueden diferenciar de los miembros infrayacente y suprayacente. En las calizas del Miembro Infante, se encuentran amonites y restos de peces. También se conoce como Caliza "N", excelente horizonte de reflexión sísmica en la Cuenca Oriental de Venezuela. El Miembro Guavinita (superior) cuya sección tipo está en el pozo Mercedes–8, toma su nombre del Campo Guavinita. Debido a un hiatus sedimentario, (ausencia del Campaniense detectado por fósiles) este miembro puede ser dividido en dos intervalos. El intervalo inferior, con variable cambio de litofacies, incluye desarrollos masivos y locales de areniscas masivas, de grano grueso con brechas del tipo de flujo de detritos, interpretados como influjos turbidíticos asociados a un ambiente profundo de talud. El intervalo superior, está caracterizado por lutitas arenosas o limolitas. En el Miembro Guavinita se han encontrado restos de peces y foraminíferos arenáceos). Según estudios de foraminíferos y nanoplancton en siete pozos del norte de Guárico determinaron la edad de la Formación Tigre como Cenomaniense – Maastrichtiense. El espesor de la unidad en la sección tipo de 93 m. En el área de Macaira – Uveral, tiene un espesor máximo promedio de 346 m. Hacia el área de Machete, el promedio de espesor es de 170 m. Desaparece por erosión el este del área Hamaca, así como hacia el Escudo de Guayana. No se reconoce el los pozos del Campo Temblador. El contacto inferior de la Formación Tigre es diacrónico y transicional sobre la Formación Canoa. El contacto superior es discordante, de carácter erosional, por debajo de las Formación La Pascua o la Formación Merecure del Eoceno – Oligoceno. El ambiente sedimentario de la formación es generalmente marino nerítico a profundo, con el desarrollo de ambientes de plataforma hacia el sur de la región de Guárico (Léxico Estratigráfico de Venezuela, 1997).
2.2.3. CENOZOICO
El Cenozoico es el periodo geológico que va desde los 65 m.a. hasta la época actual (Oxford, 2000). En la subcuenca de Guárico están presentes rocas del Terciario y del Cuaternario, depositadas sobre la secuencia del Cretácico.
2.2.3.1. TERCIARIO
2.2.3.1.1. EOCENO – OLIGOCENO
· Formación La Pascua (Eoceno Tardío)
La Formación La Pascua e reconoce en la mayor parte del subsuelo del estado Guárico. Aflorando, inmediatamente al sur del Frente de Montañas o Piedemonte de Guárico, se reemplaza por las lutitas de la Formación Roblecito. Hacia el este, la formación se acuña estratigráficamente, junto con la Formación Roblecito, hacia el Arco de Anaco. Hacia el oeste, se acuña erosionalmente contra el Arco del Baúl. Mencher et al. (1953) describieron a La Pascua como areniscas y lutitas oscuras y algunos lignitos, que gradan hacia el norte y oeste a lutitas de la facies de la Formación Roblecito. Patterson y Wilson (1953), en el Área Mayor de Las Mercedes, dividieron la formación informalmente en ocho areniscas principales, las cuales describieron como de color gris, de grano muy fino a muy grueso, de escogimiento pobre a bueno. Son comunes los lentes de lignito. Las lutitas son de color gris negruzco a negro, masivas a finamente laminadas. Contienen foraminíferos, moluscos fragmentados e impresiones de plantas. La edad de la formación va desde el Eoceno Tardío al Oligoceno Temprano sobre la mayor parte de la subcuenca de Guárico. Desde su acuñamiento al oeste, sur y este de la subcuenca de Guárico, las areniscas de la Formación La Pascua se engrosan a unos 150 m en el Área Mayor de Las Mercedes, a mas de 460 m hacia el piedemonte al noroeste. Isea (1987) reportó un espesor máximo de 137 m para el área de Machete. La Formación La Pascua descansa en discordancia angular sobre el Grupo Temblador del Cretácico o sobre las Formación Carrizal del Cámbrico. La erosión aumenta hacia el suroeste del estado Guárico y más allá de Calabozo descansa sobre rocas del basamento pre–cretácico. Su contacto superior es transicional en sentido vertical y horizontal con la Formación Roblecito del Oligoceno. La Formación La Pascua constituye un clástico basal asociado con la transgresión marina sobre una amplia extensión del norte de Venezuela durante el Eoceno Tardío – Oligoceno. Fasola et al. (1985) interpretaron ambientes que van de marino marginal a costa afuera, pantanos, estuarios y bahías interdistributarios (Léxico Estratigráfico de Venezuela, 1997).
· Formación Roblecito (Oligoceno)
La Formación Roblecito está presente en el subsuelo de la mayor parte de la subcuenca de Guárico. Desaparece por acuñamiento estratigráfico hacia el sur contra el Alto de Monasterios, (prominencia del Arco de El Baúl en el área de Machete) en donde está solapada por la Formación Chaguaramas. Al este y sureste desaparece por acuñamiento estratigráfico contra el Arco de Anaco; desaparece hacia el oeste por levantamiento e erosión contra el Arco de El Baúl. Se reconoce aflorando en el Frente de Montañas de Guárico, en el núcleo de varios anticlinales del Corrimiento Frontal de Guárico y en la región de Camatagua (González de Juana, et al., 1980). Predominantemente está conformada por lutitas marinas, que son transicionales con las areniscas transgresivas de la Formación La Pascua y gradacionales hacia arriba a las areniscas y lutitas regresivas de la Formación Chaguaramas. En el subsuelo, la formación consiste en lutitas gris a gris oscuro, medianamente duras, físiles, comúnmente limosas, no calcáreas, frecuentemente glauconíticas y microfosilíferas. Los 150 m basales y los 160 m superiores se vuelven mas limosos y finamente arenosos, carbonáceos y micáceos, gradando en muchos niveles a areniscas laminadas muy arcillosas de grano muy fino. Peirson (1965) al norte y noroeste de Camatagua reportó a Bulimina jacksonensis, B. jacksonensis cuneata, Globorotalia centrales y Clavigerinella jarvisi, conjunto que el autor consideraba definitivamente del Eoceno Tardío. Fasola et al. (1985) identificaron, en orden ascendente en siete pozos de la cuenca, a las zonas planctónicas: Globigerina ampliapertura, Globorotalia opima y Globigerina ciperoensis; a las zonas bentónicas: Bolivina rudderi, Haplophragmoides carinatum, Ammobaculites diversus, Eponides antillarum y Miliammina fusca – Trochammina laevigata; y a la zona palinológica Magnastriaties howardii inferior y superior. Las identificaciones de Fasola et al. (1985) confirman que la Formación Roblecito se extiende desde el Eoceno Tardío hasta el Mioceno Temprano, sin embargo, su edad se restringe al Oligoceno en la mayor parte de la subcuenca de Guárico. Patterson y Wilson (1953) reportan espesores de 460 – 580 m para la formación en el área mayor Las Mercedes. Regionalmente, su espesor varía desde su acuñamiento estratigráfico contra el Alto Monasterios al sureste, hasta más de 2.130 m al noroeste, en el área del pozo Camaz–2, al sur del piedemonte. La formación se acuña erosionalmente hacia el oeste contra el Arco de El Baúl, y se acuña estratigráficamente al este contra el Alto de Anaco. El contacto inferior de la Formación Roblecito es transicional, tanto horizontal como verticalmente, con la Formación la Pascua. Igualmente, el contacto superior, en el subsuelo, es transicional con la Formación Chaguaramas del Mioceno, y en su ausencia, con la Formación Mesa del Pleistoceno. El intervalo inferior de la Formación Chaguaramas presenta características similares al intervalo superior de la Formación Roblecito. Podría considerarse entonces, que en su parte superior, la Formación Roblecito se interdigita con la Formación Chaguaramas. Patterson y Wilson (1953) describen la formación como la continuación de la transgresión iniciada por la depositación de la Formación La Pascua. La unidad es de ambiente netamente marino. Cabrera (1996) interpretó un paleoambiente para la Formación Roblecito que variaba desde plataforma media durante el Eoceno Tardío, a plataforma externa, con períodos de ambiente de talud, durante el Oligoceno Medio (Léxico Estratigráfico de Venezuela, 1997).
2.2.3.1.2. MIOCENO
· Formación Chaguaramas (Mioceno Temprano – Medio)
La Formación Chaguaramas comprende las rocas de la región de Las Mercedes. Daal y Hernández (1997) han cartografiado esta formación desde los límites con el estado Anzoátegui al este del estado Guárico, hasta las cercanías de El Sombrero en Guárico Central; mencionan a su vez, que esta formación se encuentra aflorando en el área. En general, la litología de la Formación Chaguaramas, consiste de una alternancia de areniscas, lutitas y lignitos de agua salobre, con desarrollos locales de arcillas de agua fresca y conglomerados de guijarros arcillosos. Para fines operacionales, en el Área mayor de Las Mercedes, la Formación Chaguaramas fue subdividida por Corpoven en 50 subunidades genéticas, desde la arena C–50 en la base hasta la arena C–1 en el tope. La evolución vertical de esta unidad, representa una megasecuencia regresiva la dividen en tres intervalos informales definidos de base a tope: Intervalo A (superior), constituido en su parte basal por una sección lutítica, con intercalaciones de cuerpos arenosos identificados como barras de plataforma interna y barras de progradación costera, alternando con lignitos y capas carbonosas (en el tope del intervalo). Este intervalo es equivalente a las arenas C–50 a C–38 de la nomenclatura tradicional de la Formación Chaguaramas. Intervalo B (medio), caracterizado por una sección predominantemente lutítica, con desarrollo menor de areniscas, que corresponden a una sedimentación costera a continental, con muy poco aporte detrítico, donde se desarrollan barras costeras y ocasionalmente canales fluviales; este intervalo es equivalente a las arenas C–37 a C–35 de la nomenclatura tradicional de la Formación Chaguaramas. Intervalo C (superior); caracterizado por una sección predominantemente lutítica con intercalaciones arenosas y abundantes capas ligníticas o carbonosas. La sección inferior de este intervalo está compuesta por barras de progradación costera, desarrolladas en un ambiente litoral o de plataforma interna. La sección media y superior marca un desarrollo de facies aluviales. Dentro de la Formación Chaguaramas se destaca el siguiente contenido faunal: principalmente moluscos de aguas salobres y restos de vertebrados no identificados (Hedberg, 1953). Fasola et al. (1985) e Isea (1987) encontraron foraminíferos planctónicos, bentónicos y conjuntos florales, considera que la Formación Chaguaramas Fasola et al. (1985), determinaron una edad Mioceno Temprano a Medio para la Formación Chaguaramas, en base a estudios de foraminíferos planctónicos, bentónicos y conjuntos florales. Isea (1987) le asigna una edad Mioceno Temprano, corresponde a las zonas de Bolli (1973) Globorotalia kugleri, Catapsydrax dissimilis y C. stainforthi. Patterson y Wilson (1953) mencionaron espesores de 500 – 890 m en los campos petroleros del área mayor de Las Mercedes, notando que el espesor original en la cuenca pudiera haber llegado a 3.050 – 4.270 m en Guárico norte. Fasola et al. (1985) reportaron espesores entre 390 y 1.650 m en los pozos estudiados. Su contacto inferior es transicional y concordante sobre la Formación Roblecito, con la cual se interdigita en su parte inferior. Su porción superior ha sido en su mayoría erosionada. Su contacto superior es discordante bajo la Formación Mesa del Cuaternario. La Formación Chaguaramas representa la parte superior del ciclo de sedimentación transgresivo del Oligoceno y corresponde al período regresivo que ocurre después de de la depositación de la Formación Roblecito. Puede ser interpretada como un ambiente deltáico de barras de desembocaduras, ligeramente retrabajadas, interestratificadas con depósitos de pantano, relleno de bahías o bahías interdistributarias. Daal y Hernández (1997) interpretan una ambiente de sedimentación para esta formación que varía desde marino marginal a continental, indicando el relleno de la cuenca (Léxico Estratigráfico de Venezuela, 1997).
2.2.3.2. CUATERNARIO
· Formación Mesa (Pleistoceno)
La Formación Mesa se extiende por la mayor parte de los Llanos Centrales y Orientales. No se ha designado una sección tipo, debido a que la formación aflora en casi todas las mesas, con secciones representativas. En particular, se han mencionado las mesas de Guanipa (Anzoátegui), Tonoro y Santa Bárbara de Maturín (Monagas), y los escarpados de Santa Rosa (Anzoátegui). Estas localidades se encuentran en las hojas No. 7342, 7343, 7344, 7442 y 7444, escala 1:100.000 de Cartografía Nacional. En Guárico, se ha mencionado la Mesa de Calabozo, donde aflora una sección de referencia en el barranco del Río Guárico (González de Juana, 1946), localidad ubicada el la Hoja No. 6742, escala 1:100.000 de Cartografía Nacional. En los límites norte y sur de la Mesa de Guanipa, la Formación Mesa consiste de arenas de grano grueso y gravas con cemento ferruginoso, cementadas y muy duras; conglomerado rojo a casi negro, arenas blanco-amarillentas, rojo y púrpura, con estratificación cruzada; además contiene lentes discontinuos de arcilla fina arenosa y lentes de limolita. En Santa Bárbara de Maturín, la parte superior (76 m) consiste en gravas con intercalaciones de arenas y arcilla roja y amarillo intenso: la parte inferior (60 m) formada por clásticos finos (arenas gris y blanco, intercaladas con arenas arcillosas y arcillas gris abigarradas). En Calabozo, estado Guárico, se compone de gravas bastante sueltas que cerca de la superficie se presentan recementadas por óxidos de hierro dando lugar a verdaderas pudingas duras. Los cantos que forman las gravas están bien redondeados y son de tamaño y composición variable, observándose cierta predominancia de cuarcitas y cuarzo blanco y lechoso y algunos granos de sílex negro (piedra de toque). Intercaladas entre las gravas hay arenas lenticulares de grano bien redondeado y tamaño variable. Estas arenas en cortes frescos son blanquecinas pero meteorizadas toman colores amarillos y rojizos. Cementando las gravas y arenas es frecuente encontrar arcillas blanquecinas ferruginosas e impuras (González de Juana, 1946). Los resultados tanto de las observaciones superficiales como de las perforaciones confirman que los sedimentos terrestres de la Formación Mesa sufren una gradación de más gruesos a más finos al alejarse de las cadenas montañosas del norte hacia el sur, al acercarse a la región central de la cuenca; y una gradación de más finos a más gruesos desde la región central de la cuenca hacia el sur, al acercarse al Macizo de Guayana. En la Formación Mesa se han encontrado fósiles de agua dulce, asociados con arcillas ligníticas y restos de madera silicificada. Hedberg (1927) indicó que la Formación Mesa grada hacia el este a depósitos lutíticos de la Formación Paria. La Formación Paria se extiende geográficamente en la región del Delta del Orinoco al este de las Mesas del estado Monagas. El espesor de la Formación Mesa es muy variable, pero en términos generales disminuye de norte a sur, como consecuencia del cambio en la sedimentación fluvio–deltáica y aumenta de oeste a este, por el avance de los sedimentos deltáicos (González de Juana, et al., 1980). En la Mesa de Maturín, la Formación Mesa tiene un espesor máximo de 275 m, mientras que en el estado Bolívar rara vez llega a los 20 m. El espesor de la Mesa de Calabozo varía entre 15 y 25 m (González de Juana, 1946). La Formación Mesa se extiende por los llanos centro–orientales y orientales (estados Guárico, Anzoátegui, Monagas). Se encuentran algunos afloramientos en los estados Sucre y Bolívar, inmediatamente al sur del Río Orinoco. En la región del estado Guárico, la Formación Mesa suprayace en contacto discordante sobre las Formación Chaguaramas del Mioceno y sobre la Formación Roblecito del Oligoceno. Zinck y Urriola (1970) y Coplanarh (1974), intentaron establecer una cronología de la formación, con base en la evolución de los suelos y usando el esquema estratigráfico originalmente de terrazas (t) y luego cronológico del Cuaternario (Q). De esta forma, sugirieron que los suelos desarrollados sobre la Formación Mesa, pertenecen al Pleistoceno temprano. Sin embargo, como lo indicaron Bezada y Schubert (1987), este esquema, basado en comparaciones directas con cronologías cuaternarias europeas, adolece de defectos, entre ellos, la variación en el tiempo de la formación de suelos bajo diferentes climas. Carbón et al. (1992) en la región de Mapire (estado Anzoátegui) obtuvieron cuatro fechas termoluminiscentes, dos de las cuales indican datos cronológicos finitos y sugieren que los sedimentos de la Formación Mesa en esa región tienen edades entre 0.5 a 1.0 m.a. A.P; las otras dos muestras, por debajo de las primeras sugieren que su edad puede ser mayor de 2.0 m.a. A.P. Según González de Juana (1946), la Formación Mesa es producto de una sedimentación fluvio–deltáica y paludal, resultado de un extenso delta que avanzaba hacia el este en la misma forma que avanza hoy el Delta del Río Orinoco. El mayor relieve de las cordilleras septentrionales desarrolló abanicos aluviales que aportaban a la sedimentación clásticos de grano más grueso, mientras que desde el sur el aporte principal era de arenas. En la zona central, postuló la existencia de ciénagas. Coplanarh (1974) considera que los sedimentos de la formación representan depósitos torrenciales y aluviales, contemporáneos con un levantamiento de la Serranía del Interior Oriental (Léxico Estratigráfico de Venezuela, 1997).
2.4. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL DE LA SUBCUENCA DE
GUÁRICO
2.4.1. CARACTERÍSTICAS GENERALES
La subcuenca de Guárico no presenta complejidades estructurales mayores, exceptuando hacia su flanco norte y cerca de su límite con la subcuenca de Maturín, donde principalmente se encuentran estructuradas las secuencias del Cretácico y el Terciario. La Formación Mesa del Pleistoceno no presenta estructuraciones mayores, salvo leves buzamientos con dirección predominante hacia el este, lo cual lleva a concluir que los periodos de deformación de la subcuenca son Miocenos y pre–Miocenos.
2.4.2. FLANCO NORTE DE LA SUBCUENCA DE GUÁRICO
El flanco norte de la subcuenca de Guárico se encuentra asociado al frente de deformación del norte del estado Guárico, el cual sobrecarga rocas cretácicas y terciarias, produciendo un marco tectónico complejo (Schlumberger WEC, 1997).
El Sistema Montañoso del Caribe comprende el límite norte de la Cuenca Oriental de Venezuela y está conformado por dos orógenos: la Cordillera de la Costa, que comprende el norte de los estados Cojedes, Guárico y Anzoátegui; y la Serranía del Interior Oriental, que comprende el norte de los estados Monagas, Anzoátegui y parte del estado Sucre. Estos dos orógenos son de naturaleza e historias geológicas diferentes y se encuentran en yuxtaposición, separados por una faja estrecha y de depósitos aluvionales en el estado Anzoátegui (González de Juana, et al., 1980).
El límite sur de la Cordillera de la Costa está conformado por la Faja Piemontina y su Zona de Corrimientos Frontales. La Faja Piemontina también es denominada como Frente de Montañas de Guárico (Schlumberger WEC, 1997). Bell (1968) definió la Faja Piemontina como una provincia estructural característica, delimitada por dos sistemas principales de fallas. El límite septentrional está definido por el corrimiento de Cantagallos que la separa de la Faja de Villa de Cura. El límite meridional lo constituye la zona de corrimientos frontales. La provincia se caracteriza por plegamiento acostado hacia el sur en gran escala (González de Juana, et al. 1997). El Surco de Guárico forma parte de la Faja Piemontina y se encuentra limitada al norte por el corrimiento de Cantagallos y la falla de La Puerta, mientras hacia el sur termina en el Corrimiento Frontal de Guárico. La unidad característica del Surco de Guárico es el flysch de la Formación Guárico (González de Juana, et al., 1980).
El Corrimiento Frontal de Guárico constituye el límite más septentrional de la Faja Piemontina de la Cordillera del Caribe. Este corrimiento, definido por Peirson (1965) se encuentra en el piedemonte de Cojedes, Guárico y la parte noroccidental de Anzoátegui, con una longitud aproximada de 400 km entre el meridiano de San Carlos al oeste hasta la costa cerca de Píritu al este, formando el límite norte de la parte occidental de la cuenca. El buzamiento disminuye a profundidad hasta muy cerca de la horizontal. La línea de corrimiento está segmentada por fallas oblicuas de dirección noroeste – sureste, entre las cuales las más importantes son la falla del río Tiznados y la falla de Camatagüita, situada más hacia el este (González de Juana, et al., 1980).
2.4.3. FLANCO SUR DE LA SUBCUENCA DE GUÁRICO
Hacia el flanco sur de la subcuenca de Guárico, específicamente en el área de Machete de la Faja Petrolífera del Orinoco, la estructura es más sencilla, con un acuñamiento de las secuencias cretácicas y terciarias en la misma dirección (Schlumberger WEC, 1997). Estructuralmente, se caracteriza por la presencia de homoclinales suaves inclinados hacia el nor–noreste, cortados por alineamientos de fallas normales con rumbos entre este – oeste franco y noreste – suroeste, las cuales presentan buzamientos predominantes hacia el sur (González de Juana, et al., 1980).
2.4.4. FLANCO OESTE DE LA SUBCUENCA DE GUÁRICO
El flanco oeste de la subcuenca de Guárico se encuentra asociado al Arco de El Baúl, en cuya dirección se acuñan las secuencias cretácicas y terciarias. El límite este de la subcuenca de Guárico no se encuentra bien definido, debido a que se desconoce la extensión en el subsuelo del Arco de El Baúl y su prolongación meridional, conocida como Arco de Monasterios.
2.4.5. FLANCO ESTE DE LA SUBCUENCA DE GUÁRICO
Hacia el flanco este de la subcuenca de Guárico, la complejidad estructural aumenta, lo cual es evidenciado por los múltiples levantamientos sísmicos que se han realizado en la región. El límite este de la subcuenca de Guárico no se encuentra bien definido, pero ase encuentra asociado al Arco de Urica, en el área de Anaco, estado Anzoátegui, en cuya dirección se acuñan las secuencias cretácicas y terciarias.
La sección estructural A – A’ en dirección SO – NE se extiende desde el pozo petrolero G–D–6, ubicado al noreste de la población de Calabozo, hasta el pozo petrolero Camáz–1, ubicado al sureste de la población de Camatagua. En esta sección se aprecia la profundización de la subcuenca de Guárico hacia el este. La secuencia terciaria La Pascua – Roblecito – Chaguaramas posee buzamiento estructural predominante hacia el este. Puede observarse también que la Formación Chaguaramas no aflora hacia la zona del Embalse del Río Guárico, solamente aflora hacia la parte noreste de la zona de estudio.
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