Introducción

Los estudios de evolución tectónica y geodinámica regional comprenden grandes extensiones geográficas que involucran una gran variedad de estructuras y cuerpos de rocas con edades, geometrías y reologías diferentes; dentro del área se encuentran fisiografías contrastantes, las cuales presentan variaciones en su topografía desde la cadena montañosa de la cordillera de la Costa hasta la depresión tectónica del lago de Valencia, por lo que se establecen métodos que permitan analizar dichas extensiones con alto nivel de resolución de las variables laterales y verticales de los cuerpos rocosos sobre el área a considerar con bajo costo durante la adquisición. La gravimetría es un método simple de adquirir y procesar, por ende, sus costos son muy bajos, lo que transforma esta herramienta en ideal para estudios a escala regional de alta resolución. Por otra parte, la magnetometría es una herramienta igual de simple que la gravimetría en cuanto a la adquisición y procesamiento, logrando tener dos herramientas que permitan caracterizar los cuerpos presentes, mediante el análisis de los contrastes de densidades y de susceptibilidades magnéticas, respectivamente, obteniendo como resultado que los mapas de Anomalía de Bouguer y Anomalía Magnética permitieron ubicar el posible límite entre las diferentes litosferas, haciendo posible desarrollar exploraciones de alta calidad sobre grandes áreas con propósitos de evaluación tectónica de cuencas. 

En consecuencia, el propósito de esta investigación es analizar de manera cualitativa las anomalías presentes en los datos gravimétricos y magnéticos sobre la región con el fin de generar un modelo geológico-estructural de la configuración geométrica de los cuerpos de rocas presentes y distinguir los cuerpos ofiolíticos (Bellizzia et al. 1972; Hess, 1938 y 1960; Graterol, 1972), las cuales generan marcadas variaciones laterales de densidad, afectando el campo gravitatorio local, con el fin de dilucidar el comportamiento tectónico y la deformación de la corteza continental en la zona de estudio.

Caracteristicas tectónicas

Descripción litológica de la secuencia estratigráfica

Las montañas del centro norte de Venezuela geográficamente pueden ser subdivididas en tres grandes regiones, como las Serranías del Litoral y del Interior en la parte central, y las montañas de Aroa - Bobare - Yumare, que se encuentran al oeste del gran valle de San Felipe - Yaritagua, a su vez controlado por la falla de Boconó (Figura 1). Cada una de estas regiones consta de distintos terrenos geológicos, que fueron configurados anteriormente y acrecionados al norte de la Placa Suramericana (Urbani, 2014). 

Urama (Eoceno tardío) conformada por lutitas oscuras, calizas macizas, areniscas y sedimento, marinos de cuencas pre-orogénicas y la Formación Maporita (Mioceno-Pleistoceno) conformada por conglomerados, areniscas, limolitas, lutitas y margas, encontrándose infrayacente a la Formación Nirgua.

La faja tectónica de la Serranía del Interior se compone de las napas Caucagua-El Tinaco, la misma presenta afloramientos aislados de basamento cubiertos por sedimentos volcánicos metamorfizados del Cretácico, ella está limitada al norte por la falla de La Victoria y al sur por la falla de Santa Rosa e internamente se observan varios corrimientos. Es una estructura anticlinal como la cordillera de la Costa con rumbo este-oeste con un grado de inclinación suroeste-noreste, encontrando en él grandes bloques alóctonos provenientes del grupo Caracas con grandes heterogeneidades tanto estratigráficas como tectónicamente, reconociendo una asociación litológica formada por gneises horbléndicos correspondientes al Gneiss de Yaritagua y el complejo San Julián y las Filitas de Tucutunemo, ambos del Paleozoico (González, 1980). Y la faja de Loma de Hierro, constituida por rocas del Cretácico Superior , se encuentra limitada al norte por la Falla de Santa Rosa y al sur, por los corrimientos (corrimiento de Manrique) de estratificación de Agua Fría (Bellizzia, 2008), conformada por rocas máficas y ultramáficas en la cordillera de la Costa (Ostos, 1990). En la tabla 1 se observa la subdivisión de la Cordillera de la Costa y características ígneometamórficas de las unidades geológicas de la región, tomado de Urbani (2014).

desarrollada entre las fallas de Boconó y Morón. La fosa se encuentra enmarcada entre la Serranía de Aroa al norte y la Serranía de Santa María al sur (Schubert, 1980). El mismo tiene una longitud de 42 km, aproximadamente, y un desplazamiento lateral dextral durante la generación de la cuenca que podría estar comprendido entre los 6 y 16 km. En cuanto a las fallas principales de la región se encuentra la falla de Morón que constituye el extremo más occidental del sistema de fallas E-O que discurre por el norte de Venezuela. Schubert (1980) considera que este segmento de la falla es activo y empalma directamente con la zona de fallas que constituye el límite de placa. La falla de mayor importancia (falla de Boconó) se extiende a lo largo de 600 km, cubriendo una extensión de 100 km de los Andes Venezolanos. Está conformada por una serie de fallas subparalelas rumbo deslizante dextrales de orientación noreste, prolongándose hasta el este de Morón y a lo largo de la costa del Mar Caribe.

Y por último , de las más significativas en la investigación, es el corrimiento de Manrique que es el contacto norte de la faja tectónica Caucagua-El Tinaco contra los Esquistos de las Mercedes. Su particularidad es el emplazamiento sobre ella de cuerpos ultramáficos altamente serpentinizados a lo largo de la falla (Ostos, 1990).

Estudios de espesor y profundidad de corteza

El sistema montañoso del Caribe se caracteriza por una secuencia de rocas sedimentarias y volcánicas metamorfizadas del Mesozoico, con un metamorfismo al norte de anfibolitas y al sur, de esquistos verdes y azules, con presencia de rocas intrusivas ácidas (granitos) y rocas intrusivas básicas (complejos ultramáficos), presentando una corteza continental granítica de 30 km de espesor, con un sistema de fallamientos de transcurrencia dextral en la parte norte (Bellizzia, 2008). En los modelos gravimétricos-magnéticos de Bosch y Rodríguez (1992) al norte de Venezuela, analizaron las variaciones de espesor cortical, en donde obtuvieron profundidades de Moho desde 38 km por debajo del continente suramericano hasta 14 km bajo el mar Caribe. En otros estudios, como el de Rodríguez y Sousa (2003), generaron un modelo geofísico-estructural; en la sección del cabo San Román-Barquisimeto, estados Falcón y Lara, en base al análisis combinado de datos gravimétricos-magnéticos del noroccidente de Venezuela, cuyo resultado es proponer un adelgazamiento cortical al norte de la región.

Posterior a ellos, Quintero (2007) realizó estudios del espesor de la corteza y caracterización de sus posibles discontinuidades en la región noroccidental de Venezuela (Figura 2), a partir del análisis de funciones receptoras, obteniendo como resultado profundidades del manto que van desde 27 km al norte y máximas de 35 a 37 km al sur, en concordancia con el adelgazamiento cortical descrito por Rodríguez y Sousa (2003).

Ughi (2014) utilizó una base de datos de gravedad satelital del norte de Venezuela para inferir la estructura cortical en la zona centro norte de Venezuela mediante el análisis de flexión de placas. El estudio gravimétrico y de flexión de placas llevado a cabo sobre esta región demuestra que la corteza transicional representa un bloque cortical con características distintivas que lo diferencian de la corteza propiamente oceánica, ubicada al norte, y de la corteza continental, ubicada al sur, por lo que propuso que las variaciones en el espesor elástico implican que la corteza continental está relajando elásticamente esfuerzos aplicados cuando la placa tenía una edad entre el Cretácico Superior y el Paleoceno temprano, mientras que la corteza transicional está relajando elásticamente esfuerzos aplicados entre el Eoceno tardío y Oligoceno temprano.

Método

Los datos gravimétricos y magnéticos utilizados para esta investigación fueron tomados de la Red Gravimétrica Nacional (RGN) y otro grupo fue adquirido en la investigación. La ventana de estudio está comprendida entre las coordenadas 69° oeste a 68°oeste y 10° norte a 10°40´norte y consiste en una malla rectangularmente espaciada de 658 datos gravimétricos de la RGN y 79 datos gravimétricos adquiridos en el campo, para conformar un total de 737 estaciones gravimétricas ordinarias (Figura 4).

El procesamiento de los datos gravimétricos consistió en aplicarles una serie de correcciones. Inicialmente se aplicó la corrección por mareas, la cual es un programa que corrige el efecto de las mareas sobre el dato de gravedad. Para ello se introducen las coordenadas de las estaciones en grados y el tiempo de medición (día, mes y año). En el procesamiento se utilizaron dos ubicaciones para la corrección por mareas, una en Morón y otra en San Felipe, siendo ellas las estaciones base de las mediciones efectuadas. 

  Posteriormente, se aplicó la corrección por minuto (Varmin), la misma consiste en corregir la variación en el tiempo que presentan los circuitos cerrados de datos adquiridos, mediante las correspondientes lecturas de apertura y cierre de cada circuito como se muestra en la ecuación 1.

Inmediatamente después se estableció la corrección por deriva, que consiste en corregir a partir del valor de variación por minuto obtenido (Varmin), a cada una de las estaciones, eliminando así la deriva en función del tiempo de las lecturas obtenidas en cada estación. Para ello se aplica la ecuación 2.

Ya corregidos los datos por efecto de mareas y tiempo, se procedió a implementar las ecuaciones para la corrección de Aire Libre (ecuación 3), la cual se enfoca en corregir el efecto de variación de gravedad de la estación, causado por la altura en que se encuentra, la misma se lleva a la altura del nivel de referencia tomado, la corrección de Bouguer (ecuación 4) para eliminar el efecto del material rocoso que se encuentra por debajo del nivel de referencia, llegando con esto a obtener una lámina infinita como superficie de estudio. Cabe recalcar que la densidad empleada para el cálculo de las correcciones en donde se requirió, fue 2,67 g/cm3, cuya medida es el valor más representativo del tipo de roca presente en la zona analizada.

Luego se realizó la corrección topográfica de los datos, mediante la secuencia de trabajo siguiente:

- Se extrae un modelo digital de elevación de la zona de estudio, tomando como resolución óptima del mapa del área de estudio 90 metros, para ello se suministraron los valores de longitud min. -69ºO, Longitud máx. -67ºO, latitud min. 10ºN y latitud máx. 10º40`N, obteniéndose el modelo de elevación de la base de datos.

- Se importaron dos modelos de elevación, uno regional y otro local, a partir de los cuales se construyó el mallado tanto regional como local.

- Posteriormente se creó un mallado de topografía regional a partir del regional y un mallado de distancias para la corrección local, calculando la corrección topográfica intermedia y externa de cada estación, a través del mallado de corrección regional y suma la corrección local.

- Por último, la corrección topográfica se calculó basándose en algoritmos diferentes por la combinación de los métodos de Nagy (1966) y Kane (1962).

Posteriormente, se realizó un análisis estadístico de los datos para verificar normalidad de los mismos y así obtener unos valores finales de Anomalía de Bouguer (ecuación 5); de esta manera se eliminaron los efectos que provocan alteraciones en los valores de gravedad adquiridos. Al efectuar estas correcciones, se logra llevar los datos al nivel de referencia, permitiendo unificarlos con los datos provenientes de la Red Gravimétrica Nacional (RGN) y reflejar las características del terreno por debajo del nivel de referencia.

Donde, 

Gobs: Gravedad observada

Cal: Corrección aire libre

Cb: Corrección de Bouguer

Ct: Corrección Topográfica

Gteo: Gravedad teórica

En el caso de los datos aeromagnéticos se comenzó por revisar la base de datos, en donde se seleccionaron los datos aeromagnéticos correspondientes a la ventana del área de estudio, los mismos los tomaron a una altura de vuelo de 2.000 m sobre el nivel del mar (m s. n. m.), obteniéndose un total de 1.164 datos dentro de la zona a estudiar; igualmente se les realizó un análisis estadístico con la finalidad de verificar la normalidad de los mismos y así lograr obtener valores finales de Anomalías Magnéticas, que reflejaran las propiedades magnéticas del subsuelo.

Modelos gravimétricos y magnéticos planteados

Se observa una tendencia regional con dirección N60ºE a E-O del mapa de anomalía de Bouguer (Figura 6), representando un cambio sustancial de densidades (2,2 g/cm3 a 2,85 g/cm3) de la roca asociada a las direcciones de una de las fallas principales (falla de Boconó) del norte de Venezuela, producto de la interacción entre las placas Caribe y Suramericana.

Lo planteado por Bellizzia (2008) y Hess (1938) donde indican que las rocas ultramáficas (ofiolíticas) se encontraban emplazadas a lo largo de los corrimientos, permitiendo que estos cuerpos rocosos ascendieran a superficie, fue vital en el ajuste del modelado de los perfiles planteados, como se observa en los modelos de los perfiles B-B´ y C-C´, en donde se consideran cuerpos ofiolíticos o ultramáficos a lo largo la falla de Morón como hipótesis, logrando el ajuste óptimo del modelo. 

Se interpretó con apoyo de información geológica previa del área un basamento gnéisico-anortosítico ,ubicado entre 6 y 10 km, aproximadamente, ajustando así el modelo, en donde se puede asociar las variaciones en la anomalía de Bouguer con la influencia de las peridotitas tanto en afloramiento como en el subsuelo y hacia el centro dichas anomalías son asociadas a la intrusión de Peña de Mora en las formaciones Nirgua y San Julián, siendo concordante con lo planteado por Graterol (1972) en donde describe que las anomalías gravimétricas presentan variaciones laterales a la misma profundidad a las profundidades mencionadas, debido a contraste en el grado de serpentinización de las peridotitas y gabros.

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