BARRANQUIN, Formación

VALIDO

MESOZOICO (Cretácico Temprano)

Estado Sucre

Referencia original: R. A. Liddle, 1928, p. 108.

Consideraciones históricas: Liddle (1928) publica por primera vez el nombre de Formación Barranquín, para rocas siliciclásticas con intercalaciones carbonáticas, aflorantes en los alrededores de la población de Barranquín, al sureste de Cumaná. Hedberg (1950-a) la separa de las otras dos formaciones suprayacentes del Grupo Sucre, especificando la posición inferior y su carácter dominantemente siliciclástico. Von Der Osten (1954) en la región del golfo de Santa Fe, subdivide la formación en cuatro miembros, que de base a tope son: Venados, Morro Blanco, Picuda y Taguarumo. Rosales (1960), en la región al sur del área de Santa Fe, argumenta no poder distinguir los dos miembros superiores, y propone el uso del término Picuda para este intervalo dominantemente psammítico. Guillaume et al. (1972), en su evaluación de la serranía en sentido oeste-este, le dan rango formacional al Miembro Taguarumo, extendiéndolo desde el área de Santa Fe, hasta el río Carinicuao, y la serranía de Guariquén, al este. Macsotay et al. (1985, 1986) y Yoris (1985) extienden el uso de los cuatro miembros propuestos por Von Der Osten (1954), por todo el flanco septentrional y oriental de la Serranía del Interior oriental; Yoris (1985) propone el término de Capas de Río Solo, para un intervalo calcáreo-siliciclástico existente por debajo del Miembro Venados, observado en el extremo oriental de la serranía.

Macsotay et al. (1985) proponen el Miembro Mundo Nuevo, como un equivalente lateral turbidítico de la Formación Barranquín, y el Miembro Chuparipal, para la litofacies de calizas macizas con rudistas. Macsotay y Alvarez (1987) ascienden este intervalo carbonático a Formación Chuparipal, presente sólo en el extremo nororiental de la serranía.

Localidad tipo: Liddle (1928, 1946) define la Formación Barranquín por el pueblo de Barranquín, y los afloramientos típicos, como los expuestos entre dos ríos, al sur del pueblo homónimo, y un punto, 2 km al sur de San Fernando, donde está en contacto de falla con la Formación El Cantil. Nunca se ha designado esta sección como el holoestratotipo. Una sección de referencia compuesta (hipoestratotipo), es la propuesta por Von Der Osten (1954) en el área insular, llamada posteriormente archipiélago Guaiquerí-Manare por Macsotay y Vivas (1985). Los miembros Venados, Morro Blanco, Picuda y Taguarumo, afloran en las islas Venados y Picuda Grande, en la parte oriental del archipiélago. Todos los miembros posteriormente propuestos, se hallan en el extremo oriental de la Serranía del Interior de Oriente y en la Serranía de Guariquén. El área tipo, según Liddle (op. cit.), se halla en el sector norcentral de la serranía, sobre la hoja de Cartografía Nacional de Venezuela N° 7347, de escala 1:100.000.

Descripción litológica: Liddle (1928, 1946) definió la Formación Barranquín, como "un gran espesor de areniscas cuarcíticas, rojizo-blanquecino, intercaladas con lutitas varicoloreadas con capas ocasionales de calizas verdosas o negras, más comunes en la parte superior". Hedberg (1950-a) amplia la descripción, con la observación de los espesores plurimétricos de las capas, y la presencia de estratificación cruzada en gran escala, presente en casi todos los horizontes de areniscas. Von Der Osten (op. cit.), define y distingue miembros, en los cuales las calizas macizas se hallan en la mitad inferior y no superior de la formación; agrega la caracteristica de areniscas cuarcíticas, de grano medio a grueso, y hasta subconglomeráticas en el miembro basal, e insiste en la ausencia de gradación en las areniscas. En la región de Santa Fe, Von Der Osten (op. cit.) definió así los miembros, de base a tope:

Venados. Secuencia de intercalaciones de cuarcitas macizas blancas en paquetes de hasta 20 m de espesor, con estratificación cruzada, con lutitas arenosas de color gamuza, no fosilíferas.

Morro Blanco. Secuencia de calizas biostrómicas de escala métrica a submétrica, intercaladas con intervalos limolíticos y arenosos, de menos de 10 m de espesor.

Picuda. Secuencia de paquetes decamétricos de areniscas cuarcíticas blancas, intercaladas con lutitas de colores vivos en menor cantidad, lutitas arenosas (ritmitas); las calizas son raras y de carácter lenticular.

Taguarumo. El miembro superior es tratado en este Léxico como formación aparte (Guillaume et al., 1972).

En la región de Caripito, Yoris (1985) aplica el termino de capas de Río Solo, a una secuencia de capas metricas de calizas micríticas y biomicríticas, intercaladas con areniscas y limolitas, que aflora debajo del Miembro Venados en la región.

En la región de El Pilar-Casanay, Macsotay et al., (1985) definieron dos miembros, que se hallan en relación de falla de corrimiento con la Formación Barranquín (sensus stricto):

Mundo Nuevo. Secuencia de lodolitas y limolitas negras, en capas decamétricas, intercaladas con capas submétricas de litoarenitas negras, gradadas, y capas de calizas arenosas alodapicas, de colores oscuros.

Espesor: Liddle (1946) calcula en 1.500 m el espesor de la formación en su área tipo. Von Der Osten (1954) midió los espesores de los miembros Venados: 375 m; Morro Blanco, 348 m; Picuda, 425 m y Taguarumo, 660 m, para un total de 1.808 m en el área de Santa Fe. Al este de la falla de San Francisco, Guillaume et al, (1972), midieron entre Tejería y La Yegua, 1.420 m y entre el cerro El Algarrobo y Pico García, 2.460 m. Vivas (1987) midió aproximadamente 500 m en la vía de El Zamuro, cerca de Bergantín, estado Anzoátegui.

Extensión geográfica: La Formación Barranquín aflora extensamente en toda la Serranía del Interior Oriental, incluyendo la serranía de Guariquén y el cerro La Pica, en el noreste, y las islas del archipiélago Guaiquerí-Manare, por el noroeste (Macsotay et al., 1986), extendiéndose así por los estados Anzoátegui, Sucre y Monagas. En el subsuelo de Anzoátegui nororiental, la unidad ha sido reconocida en base a su litología, aunque se desconocen los espesores (Campos et al., 1985).

Expresión topográfica: Los paquetes de areniscas cuarcíticas forman cuestas de buzamientos prominentes, en toda la serranía (Liddle, 1946). Forma montañas de relieve abrupto, con escasa vegetación, y laderas cubiertas de bloques rodados de arenisca cuarcítica y lomas redondeadas.

Contactos: No se conocen su base, ni tampoco la naturaleza del contacto inferior. El contacto superior fue situado por Hedberg y Pyre (1944) en el inicio de la alternancia de calizas, areniscas y lutitas de la Formación El Cantil, Guillaume et al., (1972), al separar el miembro Taguarumo como Formación, describen un contacto transicional, por interdigitación vertical y lateral, con el resto de la Formación Barranquín. Liddle (1946) supuso que la Formación Barranquín suprayace a los esquistos de la Serie Caribe. Von Der Osten (1954) añade la posibilidad de que infrayaciéndola‚ se hallarían equivalentes sedimentarios de las formaciones Carrizal y Hato Viejo, del subsuelo del estado Anzoátegui. En el dominio Bergantín-Guanta la Formación Barranquín se halla directamente cubierta por calizas macizas con Orbitolina, características de la Formación El Cantil (Vivas, 1987). En la región del bloque Caripe, la Formación Barranquín se halla en contacto normal y abrupto con las arcilitas de la Formación García (Guillaume et al., 1972).

Fósiles: Moluscos bentónicos han sido citados por Liddle (1928, 1946), de horizontes no especificados, las plantas como Weichselia peruviana Schlagintweit no provienen de la parte inferior de la Formación Barranquín, como suponía Liddle (op. cit.), sino de los horizontes altos, (Royo y Gómez, 1960) que actualmente se incluyen en la Formación Taguarumo. Los corales hermatípicos descritos por Wells (1944) de las Cinco Ceibas, son parte de la fauna del Miembro Morro Blanco (Von Der Osten, 1954, Vivas, 1987). Numerosos bivalvos y gasterópodos son citados e ilustrados por Royo y Gómez (1953) y Von Der Osten (1954, 1957): Gervilleia alata (Sowerby), Aetostreon latissimus (Lamarck), Mediterraneotrigonia hondaana (Lea), Nerinea riveroae Von der Osten. Las lutitas y calizas de colores claros, suelen contener foraminíferos bentónicos como Choffatella decipiens Schlumberger y Pseudocyclammina hedbergi Maync (Rod y Maync, 1954).

Furrer y Castro (op. cit.) señalan:

En el sector de río Cristalino, río La Palencia, río del Medio, Caripito y Las Parcelas, se encuentran rudistas; gasterópodos; bivalvos; equinodermos; plantas; icnofósiles; foraminíferos pláncticos Hedbergella cf. sigali; foraminíferos bénticos representados por Dorothia sp., Dorothia hechti, Epistomina spinulifera spinulifera, Epistomina hechti, Gavelinella barremiana, Globulina prisca, Lenticulina spp., Lingulina sp., Valvulineria loetterlei; nannoplancton calcáreo Eprolithus floralis, Lithraphidites bollii, Micrantholithus

obtusus, Nannoconus colomii, Nannoconus circularis, Watznaueria barnesae, Watznaueria communis.

En el sector río Paso Largo-Malvascual, estados Monagas y Sucre. Se presenta el Miembro Taguarumo, Se observaron bivalvos, gasterópodos, bioturbaciones, corales, foraminíferos bénticos tales como Choffatella decipiens, Orbitolina sp., Pseudocyclammina hedbergi, Sacammina sp. La nannoflora calcárea esta representada por Cruciellipsis chiastia, Eprolithus floralis, Lithraphidites bollii, Micrantholithus obtusus, Nannoconus circularis, Nannoconus colomii, Parhabdolithus embergeri, Parhabdolithus infinitus, Watznaueria barnesae, Watznaueria biporta, Watznaueria communis, Zygodiscus diplogramus.

En el Miembro Taguarumo, entre el oeste, área de Garrapata y el este, Saca Manteca, La Pica, Las Minas, se presentan rudistas; gasterópodos; pellets fecales; bivalvos; algas, Boueina sp., Salpingoporella sp. y Terquemella sp.; foraminíferos representados por Daxia sp., Epistomina cf. ornata, Epistomina sp., Gavelinella sp., Glomospira sp., Lenticulina forticosta, Lenticulina sp., Miliolidae, Meandrospira sp., Palorbitolina lenticularis, Palorbitolina cf. lenticularis, Palorbitolina cf. charollaisi, Patellina subcretacea, Planispiralae, Planularia cf. crepidularis, Textulariidae, Textulariella sp., Trocholina sp., Valvulineria sp.

En el río Carinicuao, estado Sucre, los fósiles estan representados por bivalvos; rudistas; gasterópodos; foraminíferos pláncticos tales como Hedbergella cf. planispira, Hedbergella cf. delrioensis, Ticinella sp., Ticinella cf. primula; foraminíferos bénticos tales como Dentalina sp., Dorothia oxycona, Gyroidinoides sp., Globorotalites aptiensis, Lenticulina cf. acuta, Lenticulina cf. munsteri, Lenticulina cf. secans, Marginulina sp., Nodosaria affinis, Pleurostomella subnodosa, Ramulina cf. globulifera, Reophax sp., Tristix cf. excavatus, Trochammina sp., Valvulineria sp.

En la parte superior del Miembro Carbonático a lo largo de la carretera Ojo de Agua-Cerro El Imposible, en la vía Putucual-Santa Rosa y entre río Frío y las cabeceras del río Coicual, los microfósiles estan constituidos por algas, Boueina sp.; foraminíferos bénticos tales como Ammobaculites sp., Bathysiphon sp., Choffatella descipiens, Daxia sp., Debarina cf. hahounerensis, Gaudryina sp., Glomospira sp., Lenticulina cf. ouachensis ouachensis, Lenticulina sp., Marginulina sp., Marssonella sp., Mesorbitolina parva, Miliolidae, Nodosaria sp., Palorbitolina lenticularis, Polymorphinidae, Textulariidae, Valvulineria sp.

Edad: A la Formación Barranquín (sensu lato), se le han asignado edades muy variadas, según los fósiles evaluados, y los autores. En orden estratigráfico, tenemos: Neocomiense (Schlagintweit, 1919, Wells, 1944), Valanginiense-Hauteriviense (Macsotay y Vivas, 1985, Macsotay et al., 1986); Hauteriviense-Barremiense (Vivas, 1987); Neocomiense-Aptiense (Hedberg, 1944, Rosales, 1976); Barremiense (Liddle, 1946); Barremiense-Aptiense (Wells, 1944, en parte; González de Juana et al., 1980, Yoris, 1985); Aptiense (Imlay en Hedberg y Pyre, 1944): pre-Aptiense (Guillaume et al., 1972); Aptiense medio (Von Der Osten, 1954); Aptiense-Albiense (Von Der Osten, 1957).

Furrer y Castro (op. cit.) le asignan a la formación una edad Barremiense-Aptiense Temprano.

Correlación: En su sentido amplio, la Formación Barranquín tiene su equivalente en la Formación Río Negro, típica del Surco de Machiques, en la serranía de Perijá, y en el que aflora en el Surco de Uribante (Renz, 1960, García Jarpa et al., 1980).

Paleoambiente: A partir de los trabajos de Liddle (1928, 1946), Hedberg y Pyre (1944) y Hedberg (1950-a), hasta Rosales (1976), y González de Juana et al., (1980), las areniscas arcósicas de la Formación Barranquín han sido consideradas como fluviales, y las lutitas carbonáceas, como depositadas en ambientes variables desde marino poco profundo hacia la cuenca, a paludales en complejo deltáico hacia la plataforma, y que a menudo se alternan verticalmente. Von Der Osten (1954) opinó que la Formación Barranquín s.l. se depositó en aguas marinas poco profundas y en posición cercana a la playa, la cual a veces fluctuó entre aguas más profundas. Guillaume et al. (1972) le adjudicó un ambiente litoral y ambiente marino somero a la Formación Barranquín, por el hecho de carecer de faunas de ammonites, pero con la presencia general de foraminíferos bentónicos marinos como Choffatella decipiens S.

Macsotay et al. (1986), consideran a la Formación Barranquín del dominio archipiélago Guaiquerí-Manare, de paleoambiente totalmente marino, con fluctuaciones de paleoprofundidades marcadas por paleontología e icnofauna. Vivas (1987) también considera a la Formación Barranquín aflorante en el dominio Bergantin-Guanta meridional, correspondiente a la litofacies Picuda-Taguarumo de Rosales (1960), como de ambiente marino de plataforma interna. Macsotay et al. (1985) consideran a los afloramientos en el extremo nororiental de la serranía, como las facies más distales y profundas de la Formación Barranquín, donde el Miembro Mundo Nuevo, presenta características de sedimentación de talud epicontinental.

Furrer y Castro (op. cit.) en el sinclinal Velazquez cerro Los Encantados, estado Monagas, observaron bioturbaciones, gasterópodos, bivalvos y le asignaron un paleoambiente de plataforma interna subsidente con sedimentación deltaica, los bivalvos sugieren aguas con menos de 10 metros de profundidad en una costa de sedimentación activa o fluvial de poco relieve a costanero-lagunar.

En el sector de río Cristalino, río La Palencia, río del Medio, Caripito y Las Parcelas, a la parte detrítica le asignan paleoambientes de plataforma interna con influencias fluviales, la parte carbonática es una plataforma de baja energía y con una paleoprofundidad de aproximadamente 60 metros.

Según Furrer y Castro (op. cit.) en el sector río Paso Largo-Malvascual, estados Monagas y Sucre, nos encontramos ante una plataforma interna, con ambientes marinos lodosos, de ensenadas asociadas a deltas fluviales, bajo la influencia de las mareas.

Al Miembro Taguarumo lutítico, le asignan un ambiente de plataforma externa; al Miembro Taguarumo carbonático, plataforma interna con ambiente marino de aguas bien oxigenadas y alta energía con paleoprofundidades de aproximadamente 30 metros o un ambiente marino lodoso carbonático, con paleoprofundidades de 90 metros, por la presencia de rudistas.

Importancia económica: En áreas diversas de la Serranía del Interior Oriental se han abierto canteras para la explotación de las calizas, utilizadas inicialmente, como grava cernida, en la construcción de carreteras y en bloques, en la construccion de diques y represas

SAN ANTONIO, Serpentinita de

INVALIDO

CRETACICO TARDIO? - TERCIARIO TEMPRANO?

Estado Cojedes

Este término fue empleado por Menéndez (1965) para designar pequeñas masas lenticulares de serpentinita, esteatizadas y carbonatizadas, expuestas en cuatro localidades estrechamente asociadas con el sobrecorrimiento de San Antonio, en la parte norte de la región de El Tinaco, estado Cojedes. El nombre es inválido por homonimia con la Formación San Antonio de Venezuela oriental, y deberá ser sustituido.

Las serpentinitas forman cuerpos lenticulares entre el río Tinapú al sur y el hato San Antonio al norte del estado Cojedes. Las rocas son de color verde azulado oscuro, compuestas de crisotilo, parcial y/o toralmente reemplazado por talco granular macizo (hasta 80%), y magnesita (20%), y de cantidades accesorias de cromita magnetita y pirita. Debido a su estrecha asociación con el sobrecorrimiento y a la estructura cataclástica de la cromita contenida en las rocas, se consideran cmplazadas tectónicamente como masas sólidas. Según Menéndez, el corrimiento de San Antonio, y por ende, las serpentinitas asociadas, pueden ser de edad Cretáceo Tardío o Terciario Temprano inclinándose por la primera posibilidad.

EL CANTIL, Formación

VALIDO

CRETACICO (Aptiense-Cenomaniense)

Estado Monagas

Referencia original: R. A. Liddle, 1928, p. 124.

Consideraciones históricas: Liddle (1928) introdujo el nombre de Formación El Cantil para designar calizas y lutitas suprayacentes a la Formación Barranquín e infrayacentes a la Formación (hoy Grupo) Guayuta. En la localidad tipo la formación está incompleta y fallada y Hedberg (1937-a, b) la designó con el nombre informal de Capas de Bergantin. Hedberg y Pyre (1944) redescribieron la unidad a base de secciones más completas en la región de Puerto La Cruz y restringieron el nombre

El Cantil a la secuencia en la cual predominan las calizas arrecifales y macizas. La sección suprayacente de lutitas, calizas y areniscas alternantes fue separada con el nombre de Formación Chimana. Hedberg (1950-a) suministró detalles adicionales e introdujo el nombre de Grupo Sucre, que abarca las formaciones Barranquín, El Cantil y Chimana.

Rod y Maync (1954) señalaron la pobreza de la sección tipo de Liddle como criterio para introducir el nuevo nombre de Formación Borracha, sinónimo de la Formación El Cantil en el sentido empleado por Hedberg y Pyre. Rosales (1959) observó que la Organización Permanente del Léxico Estratigráfico consideraba al término Formación El Cantil como válido, pese a la necesidad de describir detalladamente una sección de referencia completa cerca de la localidad tipo. Para el propósito seleccionó los afloramientos de Pico García y Cerro La Paloma, pero sugirió la retención de ambos nombres, El Cantil y Borracha, debido a las marcadas diferencias en las proporciones de clástico-carbonato en sus dos localidades tipo. Salvador (1964-b) propuso retener el término tal como había sido redefinido por Hedberg y Pyre (1944) y rechazó el nombre Borracha por su sinonimia innecesaria. Con este criterio aparece en el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano del Petróleo (Soc. Venez. Ing. Petrol., 1963).

Otros sinónimos en desuso aplicados a las capas de calizas predominantes en la Formación El Cantil son los de Caripe, Cumanacoa y Guácharo.

Localidad tipo: Acantilado conocido con el nombre de El Cantil, en el río Punceres, 3 kilómetros al oeste del Municipio Punceres, Monagas septentrional. Las secciones normativas de referencia descritas por Rosales (1959) afloran en el Pico García y en el cerro La Paloma, 15 a 20 kilómetros al oeste de la localidad tipo de Liddle.

Descripción litológica: La formación es muy variable lateralmente. Las calizas fosilíferas macizas, frecuentemente con aspecto arrecifal, son típicas y localmente constituyen el mayor volumen de la formación. De resto, están separadas entre sí por cantidades apreciables de arenisca, lutita y caliza finamente estratificadas. Esta variabilidad se aprecia en las secciones columnares de la Formación Borracha presentadas por Rod y Maync (1954), quienes designaron una capa persistente de margas y lutitas fosilíferas cerca de la base con el nombre de Miembro García.

Furrer y Castro (1997, comentarios enviados al CIEN) describen en el sector Caripe, río Caripe, quebrada El Dató, estado Monagas:

Miembro Mapurite: La litología esta representada por arcillitas, limilitas y limolitas arenosas de color negro, con bivalvos, nódulos de pirita, nódulos arcillosos de color negro ó fragmentos leñosos; areniscas de grano fino a grueso y microconglomerados en canales, de color blanco, gris ó negro; calizas arenosas de color gris a negro, con bioturbaciones silicificadas oscuras.

Miembro Guácharo: El contenido litológico está representado por calizas macizas, micritas y biomicritas de color negro a gris; wackestone de color gris y coquinas de bivalvos. Se observan intercalaciones margosas de color negro a gris de espesor variable con areniscas de color blanco a beige.

En el sector río Cristalino, río La Palencia, río del Medio, Caripito, Las Parcelas, se encuentran los miembros Mapurite y Guacharo reducidos:

Miembro mapurite: Miembro detrítico constituido por capas delgadas de areniscas de grano fino a medio y otras capas más espesas de areniscas de grano grueso a microconglomerático. Existen algunas capas de lutitas negras micáceas.

Miembro Guácharo: Esta constituido por capas de calizas macizas bioclásticas de color gris oscuro, calizas bioclásticas nodulosas dentro de una matriz de marlita gris, calizas margosas y unas capas de calizas micríticas.

Espesor: En la sección de referencia la unidad tiene 866 metros de espesor; en otros sitios éste es generalmente menor, aunque nunca inferior a los 300 metros.

Furrer y Castro (op. cit.) reportan en el sector Caripe, río Caripe, quebrada El Dató, estado Monagas el espesor total varía entre 85 metros en Teresén y 435 metros en río Caripe, anticlinal de Irital.

En el sector río Cristalino, río La Palencia, río del Medio, Caripito, Las Parcelas, el Miembro Mapurite tiene un espesor de 30 a 40 metros y el Miembro Guácharo 40 metros aproximadamente.

Extensión geográfica: Serranía del Interior, Venezuela nororiental.

Contactos: El contacto basal con la Formación Barranquín es concordante y transicional; cerca de las secciones tipo y en general en el flanco sur de la Serranía, se coloca arbitrariamente al nivel en el cual la secuencia sedimentaria exhibe carácter predominantemente marino. En los ambientes cercanos a la costa norte, en Anzoátegui y Sucre, el contacto se coloca arbitrariamente por debajo de las calizas espesas características de la Formación Borracha. En el flanco sur de la Serranía el tope de la Formación El Cantil está marcado por la aparición de calizas negras, concrecionarias, finalmente estratificadas, características de la Formación Querecual; en los ambientes que prevalecieron cerca de la costa septentrional, donde la parte superior de El Cantil se denomina Formación Chimana, el contrato es concordante, transicional y diacrónico y se coloca arbitrariamente donde la secuencia pierde su carácter calcáreo-arenoso y se hace apreciablemente lutítica o margosa.

Fósiles: Los foraminíferos descritos incluyen Pseudocyclammina hedbergi, Choffatella decipiens, Orhitolina concava texana y Dictyoconus walnutensis. Los amonites del Miembro García comprenden especies de Megatyloceras y Dufrenoyia.

Furrer y Castro (op. cit.) identificaron la siguiente fauna:

En el flanco sur del anticlinal de Punceres se presentan capas con Miliolidae, equinodermos y bivalvos de edad Albiense. Los foraminíferos plancticos están representados por Globigerinelloides cf. saundersi, Globigerinelloides cf. algeriana, Globotruncanidae ?, Hedbergella cf. planispira, Hedbergella cf. trochoides.

En el sector Caripe, quebrada el Dantó se encontraron bivalvos, bioturbaciones, equinodermos, gasterópodos y nannoplancton calcáreo representado por Cruciellipsis chiastia, Eprolithus floralis, Nannoconus sp., Parhabdolithus embergeri, Parhabdolithus asper, Watznaueria barnesae, Watznaueria biporta, Watznaueria communis.

En la sección del sinclinal Velazquez, cerro Los Encantados se le asigna una edad Aptiense superior a Albiense inferior, la fauna está constituida por bivalvos, gasterópodos, rudistas, fragmentos de madera silicificada y una cabeza de fémur de reptil.

Edad: Cretácico; Aptiense a Cenomaniense.

Furrer y Castro (op. cit.) determinan:

En el flanco sur del anticlinal de Punceres una edad Aptiense Tardío a Albiense Temprano; en la sección del sinclinal Velazquez, cerro Los Encantados le asignan una edad Aptiense Tardío a Albiense Temprano; en el sector Caripe, río Caripe, quebrada El Dató, estado Monagas, la edad es Aptiense Tardío a Albiense Temprano; en la carretera Santa Rosa-río Patacual, en el estado Sucre, Cretácico Temprano, Aptiense Temprano.

Correlación: La parte superior de la Formación El Cantil es equivalente lateral directa de la Formación Chimana; representa una facies más somera y en parte arrecifal del mismo intervalo cronológico. En el occidente de Venezuela, corresponde en edad y en gran parte, en carácter sedimentario, con las formaciones del Grupo Cogollo. Un equivalente local es la Formación Cojedes en el estado Cojedes.

Paleoambientes: Furrer y Castro (op. cit.) señalan: un paleoambiente de plataforma interna en el flanco sur del anticlinal de Punceres; en la sección del sinclinal Velazquez, cerro Los Encantados le asignan un paleoambiente de plataforma interna, con energía media a alta; en el sector Caripe, río Caripe, quebrada El Dató, estado Monagas el paleoambiente es de plataforma externa subsidente, con aportes detríticos y energía media a alta. El Miembro Mapurite tiene un paleoambiente de plataforma interna, tipo deltaico con aproximadamente 50 metros de profundidad y el Miembro Guacharo, según los rudistas es de plataforma interna con alta energía y paleoprofundidad de aproximadamente 40 metros. En la carretera Santa Rosa-río Patacual, en el estado Sucre, ambiente marino

QUERECUAL, Formación

VALIDO

CRETACICO (Albiense Tardío-Santoniense)

Estado Anzoátegui

Referencia original: H. D. Hedberg, 1937-a, p. 1990.

Consideraciones históricas: El primero en dar nombre a la secuencia fue Liddle (1928), quien la incluyó dentro de su Formación Guayuta. Posteriormente, Hedberg (1937-a, b, c) al elevar el término Guayuta, a rango de grupo, empleó el término de Formación Querecual, para designar la mitad inferior del mismo intervalo o criterio éste seguido por autores posteriores. La Formación Ouerecual fue aceptada formalmente desde la edición del primer Léxico Estratigráfico (MMH, 1956), y su definición litológica, se ha mantenido casi invariable desde entonces.

Localidad tipo: Río Querecual, en Anzoátegui nororiental, entre los puntos a 250 m de distancia aguas arriba, y 600 m aguas abajo, desde Paso Hediondo, estado Anzoátegui (Hoja 7345, Ed. 1-DCN, Dirección de Cartografía Nacional).

Descripción litológica: Consiste de calizas arcillosas con estratificación delgada, laminadas, carbonáceo-bituminosas y lutitas calcáreas. El color de las calizas y lutitas es típicamente negro, aunque también han sido reportados colores claros para la unidad, en el subsuelo de la cuenca oriental (Hay y Aymard, 1977), la laminación alcanza valores entre 10 y 20 láminas por pulgada, (Hedberg, 1950), atribuídas a la alternancia de foraminíferos planctónicos con material carbonoso. Son abundantes las formas discoidales, esferoidales y elipsoidales y han sido descritas como concreciones, alcanzando diámetros entre unas cuantas pulgadas, hasta varios pies (ibidem), así como también se ha observado, que la laminación puede envolverlas o desvanecerse dentro de ellas (González de Juana et al., 1980). Yoris (1988), reporta 20 a 30 laminaciones por centímetro, en una localidad de la Formación Querecual entre La Soledad y Miraflores, estado Monagas. El contenido de pirita de la unidad, también es característico y es el responsable de las fuentes sulfurosas que frecuentemente se presentan en sus afloramientos (González de Juana et al., op. cit.). Las estructuras definidas por muchos autores como concrecionarias, han sido reportadas como de almohadilla y bola por estiramiento de capas, por Macsotay et al. (1985). La presencia de capas ftaníticas o calizas silíceas negras, es una característica de la parte superior de la formación (MEM, op. cit.; CVET, 1970; González de Juana et al., op. cit.; Macsotay et al., op. cit.).

Hay y Aymard (op. cit.), reportan la presencia de "muy pocas areniscas grises, blancas, calcáreas y glauconíticas". Campos et al. (1985), mencianan 20% de areniscas, para el total de la unidad en el pozo La Vieja-1, aumentando hacia el sur (53% en el pozo Tala-1).

Furrer y Castro (1997, comentarios enviados al CIEN) señalan que la Formación Querecual fué encontrada en río Malvascual, en un afloramiento de unos 120 metros con alternancias de calizas margosas, negras, laminadas, fétidas y marlitas negras, laminadas, fétidas. También se observa en el flanco norte del anticlinal La Pica, aparece encima de las calizas de plataforma de la Formación Majagual o Borracha, cantera El Garrapatero. El espesor máximo observado es de aproximadamente 50 metros en la quebrada Cedeño de Los Negros. Consiste en unas capas de calizas negras, hemipelágicas, muy finamente laminadas con marlitas negras laminadas. Se encuentran nódulos de sulfuro de hierro y pseudoconcreciones lenticulares.

En el sinclinal de Las Naranjas, la Formación Querecual es muy reducida, aproximadamente 30 metros de espesor, esta constituida por calizas negras, laminadas, muy

fétidas, con una meteorización típica de alternancia de rayas negras y claras. En río Carinicuao, estado Sucre, la litología esta representada por una alternancia de calizas arcillosas, laminadas, fétidas de color negro a marrón beige, encontrándose dos tipos de concreciones, unas de micrita de color negro, sin estructura interna; otras pseudoconcreciones, laminadas, a veces fétidas de color negro, algunas de ellas contienen Ammonites de edad Albiense Tardío. También se encuentran nódulos ferruginosos y dos niveles chérticos.

En el sector Cangrejal-río Coicual, estado Sucre, se encuentra por encima de la Formación Cutacual, con una zona transicional de espesor variable. Se observa una alternancia monotona e irregular de lutitas y calizas negras finamente laminadas. Todas las facies presentan un fuerte olor a hidrocarburos. Las calizas y calizas margosas negras tienen una meteorización muy característica, con alternancia de rayas negras y beige. Las capas tienen un espesor promedio de 0.5 metros, pero pueden ser más delgadas, como al oeste de Buena Esperanza. En la parte occidental, desde la falla de Guaruta hasta aproximadamente el meridiano de Agua Fría Arriba, no se encuentra pseudoconcreciones o nódulos en la Formación Querecual. A partir de Buena Esperanza y hacia el este, cerca del contacto con la Formación Río Chavez, aparecen niveles delgados de 5 a 10 centímetros de espesor de chert negro. Más al sureste, entre los ríos Sabucual al noreste y Santa Juana, al sureste, se desarrollan pseudoconcreciones de morfología elipsoidal, que mantienen su fina laminación estratiforme original.

En el sector Cangreja, cerro El Pato, El Algarrobo, estado Sucre, se presenta muy reducida, con afinidad con el sector del anticlinal de La Pica, mas al oeste. Son calizas negras, laminadas, muy fétidas; calizas margosas laminadas fétidas. El espesor máximo que se deduce es de unos 10 a 15 metros.

Espesor: En su sección tipo, se mencionan 700 m (González de Juana et al., op. cit.), 750 m (CVET 1970) y 50 m fallados, hacia su base (Macsotay et al., op. cit.). Rosales (1960), senaló que la formación es uniforme en cuanto a su espesor. Yoris (1988), reporta los siguientes espesores, obtenidos en trabajos de tesistas del Departamento de Geología de la U.C.V.: 420 m (mínimo) al oeste de Caripito; 430 m en el río Guayuta, al oeste de Punceres, 300 m en la secuencia incompleta en la región de Pico García, 800 m al norte de Boca de Río Chiquito, al suroeste de Caripe, 740 m en la quebrada El Añil, en el flanco norte del anticlinal de río Grande, región de San Francisco, 600 m al este del río Guarapiche (todas las localidades anteriores pertenecen al estado Monagas, en la franja San Antonio de Maturín-Caripito). En el subsuelo de la cuenca oriental se han reportado 590 m en el área de Guanoco (Chiock, 1985); en las áreas mayores de Anaco y Santa Bárbara, presenta un promedio de 550 m con disminución hacia el oeste, alcanzando en el campo La Vieja, 305 m (Hay y Aymard, op. cit.) 353 m (Campos et al., op. cit.).

En el sector Caripe, río Caripe, quebrada El Dantó, estado Monagas, presenta un espesor de 380 metros. La Formación Querecual fué encontrada en río Malvascual, en un afloramiento de unos 120 metros. En río Carinicuao, estado Sucre el espesor total medido es de 160 metros (Furrer y Castro, op. cit.).

Extensión geográfica: Sus afloramientos abarcan toda la Serranía del Interior en Venezuela nororiental, así como hasta el Archipiélago Guaiquerí, frente a Puerto La Cruz. En el subsuelo se la ha reconocido en la región de Guanoco (Chiock, 1985) y al norte de la población de Anaco (Hay y Aymard, 1977). También se la ha extendido a la región piemontina de la Cordillera de la Costa (González de Juana et al., op. cit.).

Contactos: En su sección tipo, el contacto inferior se encuentra fallado (Macsotay et al., op. cit.), ha sido descrito como "de marcado cantraste litológico con las unidades del Grupo Sucre infrayacente" (González de Juana et al., op. cit.), y fundamentalmente, concordante con las formaciones Chimana o El Cantil (Hedberg, 1950).

Hedberg (1950) y Rod y Maync (1954), sugieren en base a paleontología, un hiatus local entre las formaciones Querecual y Chimana; Guillaume et al. (1972), proponen una discordancia basal para la Formacion Querecual, que abarcó períodos de no sedimentación en algunas localidades, y de erosión en otras. Al sur y este de la Serranía del Interior, la unidad descansa casi invariablemente sobre la Formación Chimana, de manera concordante y con una transición corta, donde la glauconita parece ser un marcador importante (Yoris, 1985, 1988); el mismo autor descarta la presencia de una dicordancia pre-Querecual, en base al tipo de relaciones litológicas y sucesión de ambientes de sedimentación entre las formaciones Chimana y Querecual en esta región de Venezuela nororiental. En la Isla Puinare, frente a Puerto La Cruz, Macsotay et al. (op. cit.) colocan a la Formación Querecual en forma concordante y abrupta a la Formación Boquerón, de Rod y Maync (op. cit.). En el subsuelo de la cuenca oriental, el contacto inferior con la Formación Chimana se ha colocado por encima "del primer cuerpo masivo de arenisca, bajo el grueso intervalo de calizas y lutitas..." (Hay y Aymard, op. cit.).

Su contacto superior es concordante y transicional con la Formación San Antonio, especialmente cuando esta última es predominantemente ftanítica. En su sección tipo, este contacto se coloca por debajo de la primera capa de arenisca continua de la Formación San Antonio suprayacente; la característica principal de diferenciación entre ambas formaciones, es el aumento en la proporción de areniscas y capas de ftanita negra, característicos de la Formación San Antonio (Hedberg, 1950); no obstante, en numerosos sitios de la Serranía del Interior, no es posible establecer una clara distinción entre ambas unidades (Rosales, op. cit.), Chiock (op. cit.), establece criterios paleontológicos para la determinación de los contactos superior e inferior de la Formación Querecual, en el subsuelo del norte del estado Monagas, cuando no es posible establecerlo mediante los registros petrofísicos. La Formación Querecual pasa lateralmente (hacia el sur), en el subsuelo de la cuenca oriental, a la Formación Tigre del Grupo Temblador (Mendoza, et al., op. cit.). Hacia el noreste de la Serranía del Interior, la Formación Querecual pasa lateralmente a la parte superior de la Formáción Chimana, y es posible que en otras regiones de la misma, ambas unidades se interdigiten en el tope de esta ultima (Yoris, 1988).

Fósiles: Hedberg y Pyre (1944), reportan Inoceramus labiatus Schlotheim (cerca de la base de la formación), Inoceramus sp., I. cf. I. peruanus Bruggen, ammonites desmocerátidos y acantocerátidos, Turrilites sp., y Prionotropis sp. La unidad es especialmente rica en microfauna, con abundancia de los géneros Hedbergella, Bulimina, Heterohelix y

Globotruncana. En Yoris (1985, 1988), se reporta la frecuente presencia de Ticinella sp., en la parte inferior de la Formación Querecual, al sur de la Serranía del lnterior y en Yoris (1988), se dan listas de fósiles identificados por Furrer en trabajos de tesistas del Departamento de Geología de la UCV y en las que aparecen además de las taxas ya mencionadas: Rotalipora, Bolivina, Neobulimina, Clavihedbergella, Rugoglobigerina, abundantes radiolarios y ocasionales espinas de esponjas. Chiock (op. cit.), indica como característico de la Formación Ouerecual, en el subsuelo de Monagas, el foraminífero Globigerina cretacea d'Orbigny; en un sentido más amplio, también ha sido caracterizada la unidad por medio de la "Zona de Globigerinidae" (vease Hay y Aymard, op. cit.; Campos et al., op. cit.).

Furrer y Castro (op. cit.) identificaron la siguiente fauna:

En el sector Caripe, río Caripe, quebrada El Dantó, estado Monagas, se encuentran fósiles representados por bivalvos; Inoceramos; bioturbaciones; Ammonites; foraminíferos pláncticos tales como Dicarinella sp., Globigerinelloides cf. ultra micra, Globotruncanidae, Hedbergella delrioensis, Hedbergella planispira, Whiteinella archaeocretacea y foraminíferos bénticos, Lenticulina sp.

En río Carinicuao, estado Sucre, el contenido fosilífero consiste en Ammonites; foraminíferos planctónicos Hedbergella planispira, Hedbergella delrioensis, Hedbergella simplex; ausencia de foraminíferos bentónicos y nannoplancton calcáreo representado por Cruciellipsis chiastia, Eiffellithus turriseiffelii, Eprolithus floralis, Gartnerago obliquum, Micula staurophora, Nannoconus sp., Parhabdolithus embergeri, Prediscosphaera cretacea, Watznaueria barnesae, Watznaueria biporta, Zygodiscus diplogramus. El paleoambiente es de plataforma externa a batial superior.

En el sector Cangrejal-río Coicual, estado Sucre, contiene bivalvos; huesos de peces; icnofósiles; foraminíferos pláncticos tales como Dicarinella cf. algeriana, Dicarinella sp., Globigerinelloides sp., Hedbergella delrioensis, Hedbergella holmdelensis, Hedbergella cf. planispira, Hedbergella cf. gorbachikae, Hedbergella simplex, Hedbergella spp., Helvetoglobotruncana praehelvetica, Heterohelix pulchra, Heterohelix reussi, Heterohelix spp., Whiteinella cf. paradubia, Whiteinella baltica, Whiteinella cf. archaeocretacea, Whiteinella sp.; foraminíferos bénticos representados por Bathysiphon sp., Bolivina spp., Gavelinella sandidgei, Gavelinella sp., Gyroidina sp., Lenticulina munsteri, Lenticulina sp., Marginulina sp., Trochammina sp., Valvulineria spp. El nannoplancton calcáreo esta constituido por Eiffellithus eximius, Eiffellithus turriseiffelii, Eprolithus floralis, Gartnerago obliquum, Manivitella pemmatoidea, Marthasterites furcatus, Micula staurophora, Parhabdolithus angustus, Parhabdolithus asper, Parhabdolithus embergerii, Prediscosphaera cretacea, Watznaueria barnesae, Watznaueria biporta, Watznaueria communis.

En el sector Cangreja, cerro El Pato, El Algarrobo, como fósiles se presentan bivalvos; huesos de peces; foraminíferos pláncticos tales como Dicarinella cf. algeriana, Hedbergella delrioensis, Hedbergella holmdelensis, Hedbergella spp., Helvetoglobotruncana praehelvetica, Heterohelix sp., Whiteinella baltica, Whiteinella paradubia, Whiteinella cf. archaeocretacea; foraminíferos bénticos representados por

Gavelinella henbesti, Gevelinella sandidgei, Gyroidinoides nitidus, Lenticulina spp., Neobulimina canadensis, Neobulimina irregularis, Praebulimina prolixa; nannoplancton calcáreo se observó un ejemplar de Micula staurophora.

Edad: La Zona de Rotalipora ticinensis (Albiense tardío extremo-Cenomaniense temprano), fue mencionada por Guillaume et al. (op. cit.). La presencia de Ticinella sp en la parte inferior de la unidad, parece extender su edad al Albiense tardío extremo, especialmente por su posicion suprayacente a la Formación Chimana, restringida al Albiense (Yoris, 1985). Los macrofósiles presentes parecen extender la edad de la Formación Querecual, hasta el Turoniense-Coniaciense, con probable extensión al Santoniense (González de Juana et al., op. cit.). Otros autores se inclinan por una edad no más antigua que el Turoniense, basándose en las taxas publicadas por Liddle (1946) y Hedberg Pyre (1944), (Macsotay et al., op. cit.). El rango máximo de edad es entonces, Albiense tardío extremo Santoniense.

Furrer y Castro (op. cit.) determinaron en la quebrada El Dantó, estado Monagas, una edad Albiense Tardío a Cenomaniense-Coniaciense Temprano; en río Carinicuao, estado Sucre es de edad Albiense Tardío a base del Coniaciense. En el sector Cangrejal-río Coicual, estado Sucre, el contenido fosilífero indica una edad Albiense Tardío a Coniaciense Temprano.

Correlación: La Formación Querecual se continúa lateralmente con la parte superior del Grupo Temblador: la Formacion Tigre, en base al aumento progresivo del contenido de areniscas hacia el sur (Campos et al., op. cit.). Hacia el oeste, se la ha correlacionado litológicamente y por edad, con la Formación Mapuey, estado Cojedes y con la Formación La Luna de Venezuela occidental (CVET, op. cit.). Hacia el este, se la considera equivalente lateral de la Formación Naparima Hill, de Trinidad (Ibidem).

Paleoambientes: Numerosos autores han expresado su conformidad con el ambiente marino (oceánico) euxínico y profundo de la unidad, pero no hay datos exactos sobre su batimetría. González de Juana et al. (op. cit.), incluyen a las formaciones Querecual y San Antonio dentro de su Provincia Pelágica. Campos et al. (op. cit.), le señalan un ambiente marino de poca profundidad, en el subsuelo del norte de Anzoátegui. Yoris (1988), la restringe al talud medio a inferior (margen pasivo), para los afloramientos del sur y este de la Serranía del Interior, y postula la existencia de corrientes de borde que retrabajaron y escogieron el material, causando en algunos espacios cortos de tiempo, ambientes más oxigenados que permitieron a algunos organismos vivir en el fondo marino y provocar bioturbación; este último rasgo constituye un aspecto que debe ser cuantificado en el futuro, con estudios detallados de estructuras sedimentarias, paleontología y análisis geoquímicos de materia orgánica.

Furrer y Castro (op. cit.) consideran que el inicio de la deposición de la Formación Querecual se caracterizó por la aparición de facies carbonatadas negras y laminadas, asociadas al enrarecimiento de las facies bioturbadas y a la desaparición de los foraminíferos bentónicos; la parte final por la reaparición de foraminíferos bénticos, de facies bioturbadas y la presencia frecuente de aportes detríticos de cuarzo. Indican además que la Formación Querecual no representa una anoxia contínua, sino un ambiente pobre en

oxigeno, a menudo interrumpido por breves episodios de oxigenación que permiten la instalación de organismos bénticos cavadores.

En el sector Caripe, río Caripe, quebrada El Dantó, el paleoambiente se interpretó como una alternancia de ambiente euxínico y aguas bien oxigenadas con corrientes de fondo; en el sector Cangrejal-río Coicual, estado Sucre, el paleoambiente es batial superior con paleoprofundidades entre 260 y 500 metros de profundidad aproximadamente. Las aguas debieron ser oxigenadas, sobre fondos ricos en materia orgánica con ciertas corrientes; en el sector Cangreja, cerro El Pato, El Algarrobo, estado Sucre, el paleoambiente es batial superior.

Geoquímica: La Formación Querecual en su origen se caracteriza por un aumento de las concentraciones promedio de estroncio, zinc y carbono orgánico total; una disminución de las concentraciones promedios de magnesio y hierro. Hacia su final se caracteriza por una disminución de las concentraciones promedios de estroncio, zinc y también en los porcentajes de carbono orgánico total; un aumento de las concentraciones promedios de manganeso y hierro.

En el río Querecual, los elementos trazas indican: estroncio, este elemento permite dividir el afloramiento en tres partes, de la base hasta 200 metros con una presencia de 2000 p.p.m., de 200 a 400 metros con un decrecimiento notable y de 400 metros al tope con 500 p.p.m. aproximadamente; el manganeso presenta niveles inferiores a 100 p.p.m.; el hierro, se presenta en niveles inferiores a 500 p.p.m.; el zinc, se presenta con una gran amplitud de variación de base a tope entre 500 p.p.m y 2000 p.p.m.

El carbono orgánico total (COT) permite dividir el afloramiento en cuatro partes: de la base hasta 100 metros los porcentajes decrecen desde 4 hasta un 2%; de 100 a 200 metros existe un ligero aumento de 2 a 5% con un pico a 160 metros de 9%; de 200 a 410 metros, existe una disminución de porcentaje de 5 a 1% y de 410 metros hasta el tope, se observa una estabilización acompañada de una ligera tendencia positiva, de 1 a 2.5% (Furrer y Castro, op. cit.).

Importancia económica: Los estudios geoquímicos más recientes evidencian, que la Formación Querecual es la roca madre por excelencia de los hidrocarburos de la Cuenca Oriental de Venezuela (Campos et al., op. cit.).

Sinonimia: Capas de Hurupú, Lutitas de Guanoco, son términos en desuso (CVET, op. cit.).

GUARICO, Formación

VALIDO

CRETACICO (Maastrichtiense) - TERCIARIO (Paleoceno-Eoceno)

Estado Guárico

Referencia original: E. Mencher, 1950, p. 97.

Consideraciones históricas: Mencher (1950) fue el primero en publicar el nombre Formación Guárico para referirse vagamente a estratos paleocenos "calcáreos y argiláceos, que contienen calizas arrecifales particularmente hacia la base" y que "incluye a las calizas de los morros de San Juan". Caudri (1944) y de Cizancourt (1951) revisaron algunas de los microfósiles. Mencher et al. (1951-a, 1951-b, 1953) suministraron algo mas de descripción, parcialmente errónea (incluyeron rocas ígneas y volcánicas en la unidad). Weisbord (1956, p. 278-281, Léxico Estratigráfico) definió la sección tipo y dió una descripción formal. Varios autores (Konigsmark, 1965 y Menéndez, 1965), Renz y Short, (1960); estudiaron la unidad en diversas localidades. Peirson (1965) hizo una larga descripción de la formación, y Peirson et al. (1966) publicaron una descripción lito- y bioestratigráfica definitiva de ella, incluyendo a sus miembros Morro del Faro y Caramacate. Bell (1968-b) estudió la formación en el área de Camatagua, estableció el Miembro Los Cajones y presentó criterios sobre su evolución sedimentaria.

Zapata (1976) estudió los afloramientos del área de Unare y describió sus litofacies. Posteriormente, Albertos et al. (1989) hicieron un estudio petrográfico-estadístico de la formación en el área Altagracia de Orituco-Agua Blanca-Gamelotal-San Francisco de Macaira.

Localidad tipo: Originalmente se refirió el río Guárico, desde La Puerta de San Juan, aguas abajo hasta un meandro grande hasta un punto entre las Haciendas Garrapata y Totumo (Weisbord, op. cit.). Peirson et al. (1966, p. 201) modificaron la sección tipo para excluir los estratos de la Formación Garrapata con sus rocas ígneas y volcánicas, y modificaron la sección tipo a "estratos expuestos a lo largo del río Guárico desde La Puerta aguas abajo hasta un punto 500 m aguas arriba de la boca del río San Juan, en donde los conglomerados, areniscas grauváquicas y lutitas negras arenosas de la Formación Garrapata están en contacto fallado con la Formación Guárico". Peirson et al. (1966, p. 194) añadieron: la sección tipo redefinida o modificada se extiende solamente 3,5 km en distancia recta aguas abajo de La Puerta.....". Otras secciones de referencia se encuentran a lo largo de la carretera Caracas-Barcelona, entre Cúpira y la laguna de Unare; a lo largo de la carretera Altagracia de Orituco-San Francisco de Macaira, al norte de Portachuelo; en el río Taguay, al norte del pueblo del mismo nombre; a lo largo de la carretera San Juan de Los Morros-Ortíz.

Descripción litológica: Peirson (1965-a) y Peirson et al. 1966) dieron las descripciones mas completas. En general, la unidad se caracteriza por una predominancia de depósitos flysch compuesto de espesas secuencias de alternancias monótonas de areniscas y lutitas delgadas, tipificadas por las secuencias "Bouma" y abundantes icnofósiles. La formación presenta algunas variantes litológicas como el "wildflysch" (Miembro Los Cajones), las calizas arrecifales (Miembro Morro del Faro), la facies cercana al arrecife (Miembro Caramacate) y la facies de conglomerados (Miembro Mamonal), y la facies de areniscas gruesas.

La facies flysch que constituye 90% de la formación, se compone de alternancias monótonos de lutitas, areniscas y limolitas turbidíticas, en capas muy finas a medias, cuarcíticas y grauváquicas con lutitas y arcilitas gris oscuras a gris oliva, finamente micáceas y débilmente físiles. La interestratificación de láminas finas de limolita, lutita y arenisca, en capas que raramente exceden un espesor de 15-25 cm es extraordinariamente monótona. Las estructuras de base, icnofósiles, secuencias de Bouma y otras estructuras menores atribuidas a corrientes de turbidés, caracterizan al flysch. Las arcilitas conforman el 35% a 50% de la formación. Se meteorizan al color verde oliva oscuro con manchas marrón rojizas. La pirita y material calcáreo son muy escasos; la mica muy fina y la limolita de grano muy fino son ubícuos. Las lutitas son moderadamente duras, con fractura subconcoidea y astillosa. Localmente, existen nódulos, concreciones y lentes de arcilita ferruginosa ("clay-ironstone"). Son abundantes los turboglifos, acanaladuras y lineaciones de corriente.

La composición petrográfica del flysch fue estudiada por Zapata (fide González de Juana et al., 1980), quien reportó cuarzo plutónico y metamórfico (17%-70%), fragmentos de cuarcita, ftanita, lutita y metamórficas (5%-13%) y feldespatos (1%-11%). En la región de Camatagua, Bell (1968) reportó 40%-70% de cuarzo, mas cantidades menores de cuarcita, ftanita, volcánicas máficas, calizas oscuras, filita y granos mono-minerálicos de plagioclasa, clorita, muscovita, pirita, epidoto, circón, rutilo, apatito, prehnita y foraminíferos desgastados. Cerca de Tinaco, Menéndez (1965) señaló una mineralogía de cuarzo (40%-60%), plagioclasa (10%-20%), lavas básicas y intermedias (10%-20%), cuarcita esquitosa y limolita cuarzosa (5%-10%), lutita carbonácea y filita (5% o mas), granfels cuarzo-albítico (5%) y accesorios de muscovita, microclino, biotita, turmalina, epidoto, apatito, zircón, rutilo, magnetita y leucoxeno.

Las areniscas ("quartz or lithic wackes") y limolitas conforman un promedio de unos 55% de la formación. Son de color gris a gris oscuro, que meteorizan a verde oscuro o marrón rojizo oscuro. Vetas y vetillas de cuarzo rellenan muchas de las fracturas que cortan las capas en ángulo perpendicular a la estratificación.

Se han propuesto los siguientes nombres formales para algunas de las facies distintivas de la Formación Guárico:

Miembro Mamonal: definido por Menéndez (1965) para conglomerados basales de la formación en el área de Tinaco, compuestos de conglomerados lenticulares con cantos de areniscas y lutitas, calizas de la Formación Querecual, dioritas, lavas, plagioclasa, filitas, ftanitas, serpentinita, meta-volcánicas y clorita-prehnita.

Miembro Los Cajones: El nombre fue propuesto por Bell (1968), en el área de Camatagua, para designar una "wildflysch" compuesto de olistostromos dentro de una asociación turbidítica. La mayoria de los cantos, con diámetros de hasta varios metros, se presentan desordenadamente en un típica "flysch salvaje", mezclados con fragmentos de flysch contorcionados y desrumbados, muchos provenientes de la misma Formación Guárico. También, se encuentran olistostromos de las formaciones Mucaria, Querecual, El Cantil, Cojedes, Mapuey, Garrapata, Escorzonera y Tiara, además de rocas ígneas y

metamórficas de diversos tipos. En la región de Camatagua, se interdigita con la parte superior del flysch.

Miembro Morro del Faro: Nombre propuesto por Renz (1955), el miembro se compone de calizas arrecifales extremadamente masivas (hasta 700 m), notablemente desarrolladas en el área de San Juan de Los Morros, que aparentan haberse formado dentro de la facies "peri-arrecifal" del Miembro Caramacate.

Miembro Caramacate: Peirson et al. (1966) propusieron el nombre para identificar la facies "cercana al arrecife" de la parte inferior de la Formación Guárico que envuelve a los diversos "morros" del flanco norte de la cuenca del flysch. Consiste en una litofacies heterogénea de 5% a 50% de limolitas silicificadas, lodolitas limosas y lutitas foraminiferales, 50% a 95% de areniscas calcáreas y calizas orgánicas y brechas y conglomerados detritales. Tanto los morros de San Juan como la facies peri-arrecifal, aparentan estar estratigráficamente relacionados estrechamente con la Formación Tiara, subyacente.

"Subfacies Sureña de Areniscas Gruesas": Peirson (1965-a, p. 222-223) usó este término informal para indicar algunas secuencias discontínuas de areniscas masivas cuarzosas y cuarcíticas que se interdigitan con capas típicas de flysch entre Altagracia de Orituco y Camatagua, las cuales, el autor consideraba que fueron depositadas en el flanco sur de la cuenca de flysch. Las capas tienen espesores entre 25 cm y 6 m; son de color gris a gris blancuzco, meteorizadas a marrón ferruginoso oscuro, de grano fino a medio con granos gruesos dispersos, no calcáreas. Localmente, contienen granos gruesos y fragmentos de ftanita negra y lutita negra calcárea; fragmentos de caliza arrecifal gris; estructuras de "cono-en-cono" en las lutitas o calizas delgadas interestratificadas.

"Miembro Río Aragua": Adicionalmente a los miembros mencionados arriba, Campos et al. (1980) propusieron el nombre nuevo "miembro Río Aragua" (Formación Guárico) para designar unos 4.000 m de paquetes arenáceo-turbidíticos (con espesores de 50 m) con intervalos intermedios de ritmitas de areniscas y lutitas (espesores de hasta 30 m), iniciados en la base por unos 450 m de conglomerados de rocas volcánicas. La secuencia, de supuesta edad maastrichtiense-?paleoceno; y afloran en gran parte de la "serranía El Guapo-Bachiller".

"Miembro Río Chavez": Campos et al. (1980) propusieron elevar las "capas de Río Chavez" (Campos y Osuna, 1977) al rango de miembro nuevo de la Formación Guárico, para designar un intervalo paleoceno básicamente calcáreo-silíceo de estratificación delgada, de unos 100 m de espesor y de semejanza litológica con el Grupo Guayuta, que aflora en casi todo el frente tectónico de las montañas de Guárico, Miranda y Anzoátegui.

Espesor: Peirson et al. (op.cit.) estimaron espesores entre un mínimo de 2.000 m, que posiblemente llega a unos 4.000 m. Las complejidades estructurales no permiten mediciones precisas. Bell (1968) reportó un espesor que alcanza los 3.000 m al sur de Las Ollas y al noreste de San Francisco de Cara. Albertos et al. (1989) estimaron 1.525 m de espesor en la sección del río Orituco-Altagracia de Orituco, y 2.930 m para el área de Gamelotal-San Francisco de Macaira.

Extensión geográfica: El flysch de Guárico aflora por el piedemonte en una faja angosta desde la laguna de Unare en el estado Anzoátegui noroeste hasta el área de San Carlos, estado Cojedes, unos 350 km al oeste (Peirson et al., 1966). Figueroa de Sánchez y Hernández (1991) identificaron una secuencia flysch equivalente de la Formación Guárico, en el pozo Guarumen-1S, unos 60 km al suroeste de San Carlos.

Expresión sísmica: Se expresa sísmicamente con reflectores de buena continuidad y amplitud.

Expresión topográfica: La geomorfología típica de la formación es suave, con colinas bajas y redondeadas; algunas calizas y areniscas resistentes forman aristas de rumbo ("strike ridges") y las grandes masas de calizas arrecifales se levantan en espectaculares morros ("vertical crags"), con 700 m de altura, en las cercanías de San Juan de Los Morros y San Sebastián.

Contactos: En el LEV (1970), se mencionó un contacto basal concordante con la Formación San Antonio. El contacto superior está ausente por erosión, o localmente cubierto discordantemente por sedimentos del Eoceno Tardío o Mio-Plioceno (Peirson et al., 1996). En el subsuelo de Guarumen, la unidad cabalga sobre las secuencias del Eoceno Tardío-Oligoceno.

El Miembro Morro del Faro descansa sobre la superficie erosionada de las rocas volcánicas de la Formación Tiara. En la sección tipo, el Miembro Morro de La Puerta descansa discordante sobre esquistos cloríticos y granulitas de la Formación Santa Isabel o es separado de las rocas metamórficas por una sección delgada (35 m) de intercalaciones de areniscas delgadas y lutitas micáceas de color verde oliva. Los morros de San Sebastián se encuentran discordantes sobre las Formación Escorzonera (Maastrichtiense). En términos generales, los morros de caliza se encuentran dentro de la facies "cercana a arrecife" del Miembro Caramacate.

Albertos et al. (1989) describieron el contacto Guárico-Garrapatos como concordante y transicional, tanto vertical como horizontalmente, y transicional con la subyacente Formación San Antonio en el área de Altagracia de Orituco.

Fósiles: En el Miembro Caramacate, Caudri (1944), identificó a Discocylina aguerreverei n. sp., Athecocyclina cf. cookei, Hexagonocyclina meangrica n. sp., Ranikothalia antillea, R. tobleri y R. soldadensis. De Cizancourt (1951) identificó a Discocylinas, Pseudofragminas (Athecoscyclina), Rontourina inflata, R. saturniformais y Actinosiphon barbadensis.

De Cizancourt (fide Bell, 1968) encontró, al este de San Francisco de Cara: Nummulites (Operculinoides) bermudezi, N. (Nummulites) aster, N. (Operculinoides) catenula, Pseudophragmina (Athecocyclina) soldadensis, P. (Athecocyclina) cookei; en el sitio de Chaparral: N. (Nummulites) senni, Actinosiphon barbadensis y Discocyclina sp.; a 4 km al sureste de San Francisco de Cara: N. (Nummulites) henrici, N. (Nummulites) caribensis, Bontourina inflata y Actinosiphon barbadensis; en muestras de la caliza del morro cerca de

Pardillal, además de algunos de los anteriores: Discocyclina (Discocylina) barkeri y Bontourina saturniformis y Pseudophragmina (Athecocyclina) cooki.

Renz (1955) identificó, de muestras de Morro del Faro: Nummulites tobleri (sinónimos de Miscelanea tobleri y Ranikothalia tobleri), Actinosiphon barbardensis (sinómimo de Lepidorbitoides cf. planasi, Lepidocyclina (Pliolepidina) barbadensis y Actinosiphon barbadensis forma caudriae y Iaffitteina sp. Los morros en El Peñon, al sur de Ocumare del Tuy, contienen Ranikothalia sp., Globorotalia ? sp., Quinqueloculina sp., Lithothamnion sp. y Amphiroa sp.

Peirson (1965-a) citó a Wolcott, quien identificó, en La Puerta, a Turritella sp. cf., T. negritosensis, T. sp. cf. T. mortoni var. mediavia y T. restinensis y a Olsson, quien reportó a Campanille aff. giganteum, Turritella mortoni, T. restinensis y morgania, de estratos estratigráficamente por encima de la caliza del morro, en las cercanías del Hotel Los Baños.

Peirson et al. (1968) reportaron una fauna poco abundante de foraminíferos arenáceos robustos, como Rzehakina y Spiroplectammina, y planctónicos aún mas escasos, que incluyen a conjuntos de Globotruncana-Guembelina en la base y Globorotalia velascoensis a niveles mas altos. Las calizas arrecifales contienen abundantes Ranikothalia y Discocyclina aguerreverei, además de gasterópodos del grupo Turritella mortoni, ostras de concha gruesa y "oolitas tubiformas".

Bermúdez (fide Bell, 1968) identificó, en la quebrada Camatagüita, a Globigerina sp. cf. G. pseudobulloides, G. sp. y Gyroidina sp. y, en El Paradero, a Bathysiphon sp.

Jarvis (1966) reportó la presencia en calizas de Eoconuloides sp. y Helicolepedina sp., identificados por H. Bolli.

Entre los bloques exóticos de la Formación Guárico se encuentran calizas con foraminíferos con Protopeneroplis y otros microfósiles como Calpionelas, microfaunas del Jurásico Tardío-Cretácico Temprano (Valanginiense-Hauteriviense) las cuales no estan presentes en ningunas formaciones sedimentarias de Venezuela o Suramérica, pero si se conocen de Méjico (Castro, 1997, comentarios enviados al CIEN)

Edad: Maastrichtiense a Eoceno Temprano. El Miembro Morro del Faro es Paleoceno, con rango posible desde el Daniense hasta el Eoceno Temprano (Ipresiano). Las identificaciones de Caudri (1944) en el Miembro Caramacate indican al Paleoceno. Las identificaciones de De Cizancourt (1951) comprueban que la Formación alcanza al Eoceno Temprano.

Correlación: Peirson et al. (1966) comentaron que el flysch se confunde con las lutitas de la Formación Vidoño al este de la laguna de Unare y, hacia el oeste reaparece bajos los nombres de Trujillo y Morán. Las formaciones Río Guache y Matatere se consideran equivalentes laterales, también. Albertos et al. (1989) consideraron que la formación es directamente correlacionable con la Formación Garrapata, siendo la última un abanico interno de la Formación Guárico.

Paleoambiente: Se interpreta sedimentación en un surco profundo que formó entre un flanco norte inestable y, al sur, una plataforma emergente delimitada por fallas. Los estratos de flysch resultaron de innumerables corrientes turbidíticas pequeñas que bajaron por la pendiente norte; las calizas arrecifales y estratos cercanos al arrecife se formaron solamente en la angosta orilla del flanco norte (Peirson et al., op. cit.).

Albertos et al. (1989) y Yoris y Albertos (1989) opinaron que la fuente de sedimentación de la formación estuvo al noreste, en el extinto arco volcánica de Tiara, basado en la orientación de los indicadores de paleocorrientes.

Sinonimia: Según Peirson (1965-a): La Formación San Juan de Los Morros es sinónimo virtual sensu lato de la formación Guárico. Otros términos sinónimos publicados parciales o totales son: formación San Juan de Los Morros (Garner, 1926); Formación Ortiz (Liddle, 1928); series San Juan de Los Morros (Aguerrevere y Zuloaga, 1937); formación San Juan (López, 1942); areniscas Ortiz (Kamen-Kaye, 1942); caliza Los Morros de San Juan (Liddle, 1946); formación Guárico (Mencher, 1950); series flysch Ortiz, facies Parapara de Ortiz y capas San Francisco de Cara (de Cizancourt, 1951); grupo Macaira (Hedberg, 1950 y Evanoff, 1951; LEV, 1956); miembro Morro del Faro y miembro San Juan de los Morros (de Civrieux, LEV, 1956); formación Piedras Azules (Konigsmark, 1958), formación Orupe (Renz y Short, 1960 y Menéndez, 1962). Peirson et al. (1966) añadieron: lutita El Guapo (Garner, 1926); series Villa de Cura (Aguerrevere y Zuloaga, 1937); caliza Los Morros de San Juan (Liddle, 1946); formación Macaira (Hedberg, 1950).

CARAPITA, Formación (Subsuelo)

VALIDO

TERCIARIO (Oligoceno-Mioceno)

Estados Anzoátegui y Monagas

Referencia original: H. D. Hedberg, 1937-a, p. 2004.

Consideraciones históricas: El nombre de Formación Carapita fue introducido y publicado originalmente por Hedberg (1937), tomando el nombre de la quebrada Carapita, tributaria del río Querecual, en el noreste de Anzoátegui.

Hedberg y Pyre (1944) separaron en dos miembros la Formación Carapita original. El miembro inferior arenoso fue llamado Miembro o Lengua de Capaya y el miembro superior, Lutita de Carapita. Franklin (1944) describio una microfauna de la Formación Carapita, y le asignó una edad Oligoceno Temprano. Hedberg (1950a) mencionó el gran aumento de espesor de la formación en el subsuelo, hacia este, a expensas de unidades marinas de aguas más someras del Grupo Santa Inés.

Mencher et al. (1951) mencionan la Formación Carapita, como parte de la sección de subsuelo del área de Jusepín, donde se compone de miles de metros de lutitas color gris con foraminíferos.

Lamb (1964b) indica que la Formación Carapita está expuesta en una banda continua de casi 30 km, a lo largo del flanco sur del anticlinal de Bergantín, además, reconoce un pequeño afloramiento en el río Aragua, en Monagas septentrional. Lamb y Sulek (1965) mencionan, que los dos principales desarrollos de areniscas turbidíticas en la Formación Carapita, se encuentran en Jusepín y en el Bloque Cachipo, al sur de Quiriquire; proponen el nombre de Miembro Cachipo para estas areniscas, pero éste ya había sido utilizado por Balda (1960) para una unidad estratigráfica del oriente de Venezuela, por lo cual el nombre fue sustituido por Miembro Chapapotal, Sulek y Stainforth (1965), Stainforth (1971) realiza una recopilación de la literatura existente en la Formación Carapita, aportando aspectos inéditos de superficie y subsuelo. González y Márquez (1985) estudiaron el miembro Chapapotal (Arenas Nodosaria-15), en el sector noreste del Campo de Jusepín.

Localidad tipo: Quebrada Carapita, tributaria del río Querecual, entre 2 y 5 km, al norte de Santa Inés, distrito Libertador, estado Anzoátegui, Hoja 7345, esc. 1:100.000, Cartografía Nacional. No se ha descrito sección de referencia para el subsuelo.

Descripción litológica: En el subsuelo, la Formación Carapita consiste casi exclusivamente de lutitas de color gris oscuro a negro, macizas, a menudo lustrosas, en general calcáreas y con un alto contenido de foraminíferos. Localmente pueden ser piríticas o glauconíticas (Stainforth, 1971).

En términos generales, las areniscas son escasas y sólo se presentan en las áreas donde la Formación Carapita pasa gradualmente a las formaciones Oficina al sur y Capiricual al oeste, o donde está presente el Miembro Chapapotal, constituído por areniscas lenticulares turbidíticas.

Espesor: Por cuanto los pozos que han atravesado la Formación Carapita hasta llegar a las unidades infrayacentes se encuentran en la faja piemontina, donde la erosión pre-La Pica afectó a la Formación Carapita, no se conoce una sección completa de la formación en el subsuelo. El espesor original de la formación en la mayor parte de la cuenca, oscila entre 4500 y 6000 m (Stainforth, 1971).

Extensión geográfica: En el subsuelo, la Formación Carapita está presente en el norte de Monagas, extendiéndose hacia el este por debajo del golfo de Paria (Renz et al. 1963).

Contactos: El contacto inferior de la Formación Carapita asciende cronológicamente hacia el oeste y descansa sobre formaciones distintas dependiendo del sitio en la cuenca. Hacia el oeste, las lutitas de la formación son concordantes, con un contacto duacrónico y transicional, sobre las formaciones Naricual y Capaya, Hacia el oeste, suprayacen concordantemente a la lutitas y limolitas de la Formación Areo, aunque localmente puede ser discordante Lamb y De Sisto (1963). A lo largo del flanco norte de la cuenca, el tope de la Formación Carapita está truncado, e infrayace con fuerte discordancia a la Formación La Pica, o a la Formación Las Piedras más al norte (Stainforth, 1971).

Fósiles: Las lutitas de la Formación Carapita contienen una rica fauna de foraminíferos planctónicos y bentónicos. La zonación vigente para la formación, está basada en foraminíferos planctónicos. Sulek (1961), Lamb (1964-a, b) y Lamb y Sulek (1965b) indican una secuencia normal de zonas, desde la Zona de Globigerina ciperoensis ciperoensis, en la base de la unidad hasta la Zona de Globorotalia menardii, en el tope. En cuanto a la fauna bentónica, hay un número de especies individuales a las cuales puede asignárseles un período de vida restringido, ya sea por su posición dentro de las líneas evolutivas o por evidencias empíricas, por tanto, son útiles para efectos de zonación, sin tomar en cuenta factores ecológicos. Entre estas especies se pueden mencionar Uvigerina mexicana, restringida a la parte inferior de la unidad; Uvigerina woodringi, Anomalina alazanensis y Cilibides florindanus, a las partes media e inferior, y Bolivina isidroensis a la parte superior extrema (Stainforth, 1971).

Debido a que la microfauna bentónica se relaciona más estrechamente con factores ecológicos que con los cronológicos, se deben tomar precauciones en su aplicación a la bioestratigrafía de la Formación Carapita.

Edad: En base a las zonas de foraminíferos planctóricos establecidas para la formación, la edad de la unidad abarca desde el Oligoceno, hasta la Zona de Globigerina ciperoensis ciperoensis, hasta el Mioceno Medio, Zona de Globorotalia menardii.

Castro (1997, comentarios enviados al CIEN) señala que el nannopláncton calcáreo en la Formación Carapita, en subsuelo, en las áreas de responsabilidad exploratoria de Lagoven S.A., se ha ubicado desde la Zona NP25, Zona de Sphenolithus ciperoensis, Oligoceno Tardío hasta la Zona NN7, Zona de Discoaster kugleri, Mioceno Medio (véase comentarios recibidos).

Correlación: La Formación Carapita es correlativa de las formaciones Freites, Oficina, Naricual, Capiricual y Quiamare en el subsuelo de Venezuela oriental. Hacia el este, se correlaciona con las formaciones Brasso, Cipero y Nariva de Trinidad. Al oeste de la subcuenca de Maturín, considerando las formaciones marinas hasta cierto punto homólogas con la Formación Carapita, se reconocen como unidades correlativas la Formación Roblecito, en la subcuenca de Guárico; las formaciones Guacharaca y Grupo Agua Salada, en Falcón oriental; con formaciones El Paraíso, Pecaya, Pedregoso y Agua Clara, en Falcón central y occidental y las formaciones Siamaca, Uitpa, Jimol, y Castillete, en la Península de la Guajira (Stainforth, 1971).

Paleoamientes: En su mayor parte, el ambiente de sedimentación de la Formación Carapita fue extensión de facies marinas profundas que pasan lateralmente hacia los bordes de la cuenca, a facies marinas someras y marginales, con discordancias intraformacionales en el flanco norte.

La Formación Carapita representa una invasión marina iniciada en el Oligoceno, y una retirada del mar durante el Mioceno Superior, con migración del eje de la cuenca en dirección sur, a lo largo del tiempo (Stainforth, 1971)

CARAPITA, Formación (Subsuelo)

VALIDO

TERCIARIO (Oligoceno-Mioceno)

Estados Anzoátegui y Monagas

Referencia original: H. D. Hedberg, 1937-a, p. 2004.

Consideraciones históricas: El nombre de Formación Carapita fue introducido y publicado originalmente por Hedberg (1937), tomando el nombre de la quebrada Carapita, tributaria del río Querecual, en el noreste de Anzoátegui.

Hedberg y Pyre (1944) separaron en dos miembros la Formación Carapita original. El miembro inferior arenoso fue llamado Miembro o Lengua de Capaya y el miembro superior, Lutita de Carapita. Franklin (1944) describio una microfauna de la Formación Carapita, y le asignó una edad Oligoceno Temprano. Hedberg (1950a) mencionó el gran aumento de espesor de la formación en el subsuelo, hacia este, a expensas de unidades marinas de aguas más someras del Grupo Santa Inés.

Mencher et al. (1951) mencionan la Formación Carapita, como parte de la sección de subsuelo del área de Jusepín, donde se compone de miles de metros de lutitas color gris con foraminíferos.

Lamb (1964b) indica que la Formación Carapita está expuesta en una banda continua de casi 30 km, a lo largo del flanco sur del anticlinal de Bergantín, además, reconoce un pequeño afloramiento en el río Aragua, en Monagas septentrional. Lamb y Sulek (1965) mencionan, que los dos principales desarrollos de areniscas turbidíticas en la Formación Carapita, se encuentran en Jusepín y en el Bloque Cachipo, al sur de Quiriquire; proponen el nombre de Miembro Cachipo para estas areniscas, pero éste ya había sido utilizado por Balda (1960) para una unidad estratigráfica del oriente de Venezuela, por lo cual el nombre fue sustituido por Miembro Chapapotal, Sulek y Stainforth (1965), Stainforth (1971) realiza una recopilación de la literatura existente en la Formación Carapita, aportando aspectos inéditos de superficie y subsuelo. González y Márquez (1985) estudiaron el miembro Chapapotal (Arenas Nodosaria-15), en el sector noreste del Campo de Jusepín.

Localidad tipo: Quebrada Carapita, tributaria del río Querecual, entre 2 y 5 km, al norte de Santa Inés, distrito Libertador, estado Anzoátegui, Hoja 7345, esc. 1:100.000, Cartografía Nacional. No se ha descrito sección de referencia para el subsuelo.

Descripción litológica: En el subsuelo, la Formación Carapita consiste casi exclusivamente de lutitas de color gris oscuro a negro, macizas, a menudo lustrosas, en general calcáreas y con un alto contenido de foraminíferos. Localmente pueden ser piríticas o glauconíticas (Stainforth, 1971).

En términos generales, las areniscas son escasas y sólo se presentan en las áreas donde la Formación Carapita pasa gradualmente a las formaciones Oficina al sur y Capiricual al oeste, o donde está presente el Miembro Chapapotal, constituído por areniscas lenticulares turbidíticas.

Espesor: Por cuanto los pozos que han atravesado la Formación Carapita hasta llegar a las unidades infrayacentes se encuentran en la faja piemontina, donde la erosión pre-La Pica afectó a la Formación Carapita, no se conoce una sección completa de la formación en el subsuelo. El espesor original de la formación en la mayor parte de la cuenca, oscila entre 4500 y 6000 m (Stainforth, 1971).

Extensión geográfica: En el subsuelo, la Formación Carapita está presente en el norte de Monagas, extendiéndose hacia el este por debajo del golfo de Paria (Renz et al. 1963).

Contactos: El contacto inferior de la Formación Carapita asciende cronológicamente hacia el oeste y descansa sobre formaciones distintas dependiendo del sitio en la cuenca. Hacia el oeste, las lutitas de la formación son concordantes, con un contacto duacrónico y transicional, sobre las formaciones Naricual y Capaya, Hacia el oeste, suprayacen concordantemente a la lutitas y limolitas de la Formación Areo, aunque localmente puede ser discordante Lamb y De Sisto (1963). A lo largo del flanco norte de la cuenca, el tope de la Formación Carapita está truncado, e infrayace con fuerte discordancia a la Formación La Pica, o a la Formación Las Piedras más al norte (Stainforth, 1971).

Fósiles: Las lutitas de la Formación Carapita contienen una rica fauna de foraminíferos planctónicos y bentónicos. La zonación vigente para la formación, está basada en foraminíferos planctónicos. Sulek (1961), Lamb (1964-a, b) y Lamb y Sulek (1965b) indican una secuencia normal de zonas, desde la Zona de Globigerina ciperoensis ciperoensis, en la base de la unidad hasta la Zona de Globorotalia menardii, en el tope. En cuanto a la fauna bentónica, hay un número de especies individuales a las cuales puede asignárseles un período de vida restringido, ya sea por su posición dentro de las líneas evolutivas o por evidencias empíricas, por tanto, son útiles para efectos de zonación, sin tomar en cuenta factores ecológicos. Entre estas especies se pueden mencionar Uvigerina mexicana, restringida a la parte inferior de la unidad; Uvigerina woodringi, Anomalina alazanensis y Cilibides florindanus, a las partes media e inferior, y Bolivina isidroensis a la parte superior extrema (Stainforth, 1971).

Debido a que la microfauna bentónica se relaciona más estrechamente con factores ecológicos que con los cronológicos, se deben tomar precauciones en su aplicación a la bioestratigrafía de la Formación Carapita.

Edad: En base a las zonas de foraminíferos planctóricos establecidas para la formación, la edad de la unidad abarca desde el Oligoceno, hasta la Zona de Globigerina ciperoensis ciperoensis, hasta el Mioceno Medio, Zona de Globorotalia menardii.

Castro (1997, comentarios enviados al CIEN) señala que el nannopláncton calcáreo en la Formación Carapita, en subsuelo, en las áreas de responsabilidad exploratoria de Lagoven S.A., se ha ubicado desde la Zona NP25, Zona de Sphenolithus ciperoensis, Oligoceno

Tardío hasta la Zona NN7, Zona de Discoaster kugleri, Mioceno Medio (véase comentarios recibidos).

Correlación: La Formación Carapita es correlativa de las formaciones Freites, Oficina, Naricual, Capiricual y Quiamare en el subsuelo de Venezuela oriental. Hacia el este, se correlaciona con las formaciones Brasso, Cipero y Nariva de Trinidad. Al oeste de la subcuenca de Maturín, considerando las formaciones marinas hasta cierto punto homólogas con la Formación Carapita, se reconocen como unidades correlativas la Formación Roblecito, en la subcuenca de Guárico; las formaciones Guacharaca y Grupo Agua Salada, en Falcón oriental; con formaciones El Paraíso, Pecaya, Pedregoso y Agua Clara, en Falcón central y occidental y las formaciones Siamaca, Uitpa, Jimol, y Castillete, en la Península de la Guajira (Stainforth, 1971).

Paleoamientes: En su mayor parte, el ambiente de sedimentación de la Formación Carapita fue extensión de facies marinas profundas que pasan lateralmente hacia los bordes de la cuenca, a facies marinas someras y marginales, con discordancias intraformacionales en el flanco norte.

La Formación Carapita representa una invasión marina iniciada en el Oligoceno, y una retirada del mar durante el Mioceno Superior, con migración del eje de la cuenca en dirección sur, a lo largo del tiempo (Stainforth, 1971)

MESA, Formación

VALIDO

CUATERNARIO (Pleistoceno)

Estados Monagas, Sucre, Bolívar

Referencia original: H. D. Hedberg y A. Pyre, 1944, p. 25

Consideraciones históricas: Hedberg y Pyre (1944) designaron como Formación Mesa, a los sedimentos jovenes que cubren las masas de Venezuela oriental. Otras descripciones detalladas fueron publicadas por González de Juana (1946), Hedberg (1950), De Sisto (1961), Salvador (1961), Berthois y Roa (1971), Coplanarh (1974).

Localidad tipo: 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 (Monagas), y los escarpados de Santa Rosa (Anzoátegui). Estas localidades se ecuentran en las Hojas 7342, 7343, 7344, 7442 y 7444, escala 1:100.000 Cartografía Nacional.

Descripción litológica: En los límites norte y sur de la Mesa de Guanipa (González de Juana, 1946), 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 discontínuos de arcilla fina arenosa y lentes de limolita. En la Mesa de Tonoro se observan capas lenticulares de conglomerado, arenas, y algunas arcillas. Al noroeste de Santa Rosa existe una capa lenticular de conglomerado, de más de 25 m de espesor, con delgadas intercalaciones de arenas.

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). Al suroeste de Maturín, la Formación Mesa está compuesta por arcillas moteadas y abigarradas, con nódulos sin arena. En los llanos centro-orientales, la formación, está constituída por arenas no compactadas. Los sedimentos de la Formación Mesa, gradan de norte a sur, de más gruesos a más finos al alejarse de las cadenas montañosas del norte; desde la parte central de Monagas al macizo de Guyana, gradan de más finos a más gruesos.

En la sección de río Cristalino, río La Palencia, río del Medio, Caripito y Las Parcelas, la formación está constituida por conglomerados con elementos líticos redondos, tipo pudinga, de tamaño grande, aproximadamente 0.15 metros de diámetro, en una matriz arcillo-arenosa de color gris claro a amarillo (Furrer y Castro, 1997, comentarios enviados al CIEN).

Espesor: 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.

Extensión geográfica: 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.

Contactos: La Formación Mesa suprayace en contacto concordante y transicional, a la Formación Las Piedras (Plioceno).

En la sección de río Cristalino, río La Palencia, río del Medio, Caripito y Las Parcelas se encuentra discordante sobre las formaciones Querecual, San Antonio y San Juan (Furrer y Casto, 1997, comentarios enviados al CIEN).

Fósiles: En la Formación Mesa se han encontrado fósiles de agua dulce, asociados con arcillas ligníticas y restos de madera silicificada (González de Juana et al., 1980).

Edad: Con base en la relación transicional con la Formación Las Piedras (Plioceno), se ha postulado una edad Pleistoceno para la Formación Mesa. 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 desarollados 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 l m.a. A.P; las otras dos muestras, por debajo de las primeras sugieren que su edad puede ser mayor de 2 m.a. A.P., aun cuando indican los autores que probablemente el mecanismo de reposición a cero de la termoluminiscencia (TL), para estas dos útimas muestras, no fue efectivo, por lo que las edades obtenidas son mayores que las reales.

Correlación: Los sedimentos de la Formación Mesa gradan hacia el este a la Formación Paria.

Paleoambientes: 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 cienagas. Coplanarh (1974) considiera que los sedimentos de la formación representan depósitos torrenciales y aluviales, contemporáneos con un levantamiento de la Serranía del Interior.