Geocronología U-Pb en zircones detríticos del metaconglomerado basal perforado por el pozo MIT-1X, delta del río Mitare, estado Falcón

Marvin Baquero 1, Víctor Valencia 2, Franco Urbani 3-4, Jesus Pinto 5

1. PDVSA Intevep, Los Teques, Miranda, Venezuela

2. Washington State University, Pullman, USA

3. Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS)

4. Escuela de Geología, Minas y Geofísica, Universidad Central de Venezuela, Caracas, Venezuela

5. ENAP, Chile

Generalidades

  La evolución geodinámica del noroccidente de Venezuela y de sus áreas adyacentes ha sido controlada desde el Paleoceno por el empuje hacia el SE del Gran Arco del Caribe o de las Antillas de Sotavento contra el borde noroccidental del continente suramericano, generando no solo el apilamiento de las denominadas Napas de Lara (STÉPHAN, 1982) sino además de la deformación observada en el noroccidente de Venezuela. Este margen continental constituye en la parte centro-oriental de la cuenca de Falcón y el NE de Yaracuy un bloque alóctono denominado Terreno Falconia (GRANDE, 2013a, b), constituido mayormente por un basamento de rocas de medio-alto grado metamórfico de edad Meso-Neoproterozoico (0,98-1,0 Ga) cubierto por napas de rocas metamórficas, unidades sedimentarias del margen pasivo mesozoico y de unidades turbidíticas del Eoceno (Fig. 1). De acuerdo a URBANI et al. (2012) la evolución de las rocas ígneo-metamórficas del norte de Venezuela corresponde a una amalgamación de terrenos de distintos orígenes y edades, en lo que destacan algunos fragmentos obducidos e imbricados del proto-Caribe como la Ofiolita de Siquisique (⁴⁰Ar-³⁹Ar 90-94 Ma, KERR et al., 2010), el complejo Ofiolítico de Santa Ana (²⁰⁶Pb/²³⁸U 121,7 +2,0/-1,9 Ma, BAQUERO et al., 2013c), la Ofiolita de Loma Hierro (²⁰⁶Pb/²³⁸U 127,0 +1,9/-4,3 Ma, BAQUERO et al., 2013b) y el Gabro de Oruza perteneciente al Terreno Tacagua (²⁰⁶Pb/²³⁸U 115,5±1,4 Ma, REATEGUI et al., 2013), así como de la Provincia Ígnea del Caribe (CLIP), el arco de islas del Caribe, entremezclados con bloques tectónicos de origen continental suramericana y originalmente ubicada alrededor del escudo de Guayana (ej. Augengneis de Peña de Mora, ²⁰⁶Pb/²³⁸U 1659,4±5,8 Ma, URBANI et al., 2013). Todas estas unidades constituyeron parcialmente fuentes de sedimentos a los flujos turbidíticos que alimentaron la cuenca antepaís (fms. Matatere y Trujillo, BAQUERO et al., 2009; NOGUERA, 2009; NOGUERA et al., 2010) durante el Paleoceno-Eoceno medio al iniciarse los procesos compresivos generadores de las Napas de Lara (Fig. 2).

   Las Napas de Lara son un elemento estructural importante en el norte de Venezuela, porque desde el Paleógeno han controlado la sedimentación y la deformación de la región (LUGO & MANN, 1995; AUDEMARD & AUDEMARD, 2002). URBANI (2012) con base a observaciones litológicas establece que la mayor parte del material incluido en la Formación Matatere proviene de unidades originalmente formadas en el margen continental pasivo suramericano, y en menor proporción hay material procedente del arco volcánico caribeño y sus terrenos frontales.

 

 

Figura 1. Mapa geológico-estructural del margen norte de los Andes mostrando las principales provincias geológicas, así como, los terrenos meso-neoproterozoicos reportados. Ubicación del Terreno Falconia y muestras de rocas con afinidad Putumayo a ser datadas por el método U-Pb en zircón. Nomenclatura: TF = Terreno Falconia; MT = Terreno Mérida; PP = Península de Paraguaná; PR = Sierra de Perijá; GP = Península de la Guajira; SMM = Macizo de Santa Marta; PU = Cinturón Putumayo; OTE = Evento Tectono-termal Orinoquensi-Niqueriense; RSI = Cinturón Rondonian-San Ignacio (Mesoproterozoico); SMBF = Falla de Santa Marta-Bucaramanga; BM = Falla de Boconó; OF = Falla de Oca; AF = Falla de Ancón; OAF = Falla de Oca-Ancón , P3 = Pozo Perla-3X

 

 

Figura 2. Esquema de emplazamiento de las Napas de Lara durante el Paleoceno a Eoceno medio (60-40 Ma) al iniciarse los procesos compresivos por efecto del avance progresivo hacia el SE del Gran Arco del Caribe. Estas constituirán parcialmente fuente de sedimentos a los flujos turbidíticos que alimentaron la cuenca antepaís “foreland basin” de las formaciones Matatere y Río Guache. Nomenclatura: V1 = Gran Arco Caribeño (Cretácico Tardío), V2 = Arcos de America Central (Cretácico Tardío-Paleoceno, V3 = Arcos magmáticos continental (Paleoceno-Eoceno temprano)

 

  NOGUERA (2009) y NOGUERA et al. (2010) reporta a partir de nueve muestras colectadas en la Formación Matatere edades U-Pb en zircones detríticos entre 2841±16,3 Ma (Arqueano tardío) y 39,4±1,5 Ma (Eoceno temprano). Estos datos definen una distintiva población de edades entre 1324-1041 Ma (Fig. 3, Meso-Neoproterozoico). En ausencia de rocas meso-neoproterozoicas en Venezuela, NOGUERA (2009) sugiere una fuente localizada en el margen de los Andes y probablemente derivada en Colombia (macizos de Santa Marte y Santander). No obstante, a la luz de nuevo datos de geocronología U-Pb en zircón realizados en el basamento de la cuenca de Falcón (superficie y subsuelo), es posible asociar algunas de estas fuentes a varios eventos identificados por BAQUERO et al. (2011a, b), BAQUERO (2013), BAQUERO et al. (2013a, b), MENDI et al. (2013), BAQUERO (2014) y BAQUERO et al. (en prensa) en el noroeste de Venezuela. Entre estos eventos tenemos: orógeno Putumayo (0,98-1,0 Ga, Terreno Falconia), evento pre-Putumayo (1,0-1,17 Ga, Terreno Falconia, península de la Guajira), evento Pan-Africano (550-600 Ma, Gneis de El Farriar, datos geocronológicos aun sin publicar), evento Oauchita-Allegheniana (270-238 Ma, Metagranodiorita de El Amparo, península de Paraguaná; pozo 23-M-11A, ensenada de La Vela; pozo PERLA-3X, golfo de Venezuela), evento proto-Caribe (156-136 Ma, península de Paraguaná) y evento Caribe (90-40 Ma, Stock de Parashi, península de la Guajira colombiana; dique diorítico porfídico hornbléndico, península de Paraguaná; pozo PERLA-3X, golfo de Venezuela). Los zircones más antiguos como Pargüazensis, Rondonian-San Ignacio y arqueanos probablemente sean retrabajados del basamento alóctono de Falcón oriental (Terreno Falconia).

 

  Se presenta por vez primera dataciones U-Pb en zircones detríticos del basamento metaconglomerático basal perforado al norte de la cuenca de Falcón por el pozo MIT-1X (EFC-022), y que pudiera corresponder con los depósitos turbidíticos de la Formación Matatere.

 

Figura 3. Estudios de procedencia a partir de dataciones U-Pb en zircones detríticos en nueve muestras colectadas en la Formación Matatere, unidad turbidítica del noroccidente de Venezuela

 

 

 

UBICACION DEL AREA DE ESTUDIO

 

El área a objeto de estudio está ubicada en el noroccidente de Venezuela a unos 35 km al noroeste de la ciudad de Coro, estado Falcón (Fig. 4). La muestra fue colectada en el núcleo del pozo MITARE-1X (EFC-022) ubicado en la localidad del delta del río Mitare, en las coordenadas E392.773, N1.264.574 (UTM datum La Canoa, Tabla 1). El pozo MITARE-1X fue perforado por MARAVEN S.A., actuando como operadora para CORPOVEN, S.A. Con este pozo exploratorio se trató de investigar la presencia de acumulaciones de hidrocarburos en la secuencia sedimentaria de edad Terciario depositada sobre la zona occidental de la plataforma de Coro (Fig. 5). Por tanto, el objetivo primario del pozo era una posible acumulación de hidrocarburos en las calizas arrecifales de edad Oligoceno de la Formación San Luis, y objetivos secundarios lo constituían las arenas y/o calizas de la sección miocena (Miembro Cauderalito, Formación Agua Clara) o incluso el Cretácico (EP-7098). No obstante, este pozo exploratorio no encontró ninguno de los objetivos primarios y fue abandonado el 28 de octubre de 1981. De acuerdo a los resultados estratigráficos del pozo los sedimentos más antiguos depositados sobre el “basamento no económico” son de edad Mioceno temprano tardío y corresponden a la Formación Agua Clara. Estos sedimentos carecen de desarrollos arrecifales que pudieran servir como reservorios para hidrocarburos. Las rocas infrayacentes a la Formación Agua Clara conforman el “basamento no económico” y carecen de porosidad y están afectadas por un metamorfismo de bajo grado. Se considera este basamento de posible edad Cretácico Tardío (Fig. 6).

 



Figura 4. Mapa de ubicación del pozo MITARE-1X, delta del rio Mitare, estado Falcón. Mapa base tomado y modificado de GARRITY et al. (2006)

 

 

Figura 5. Mapa estructural de la localización del pozo OC-1 (MIT-1X = EFC-022) al tope del Oligo-Mioceno. El objetivo principal fueron las calizas del Miembro Cauderalito, Formación Agua Clara, las calizas arrecifales de la Formación San Luis y calizas pelágicas de la Formación La Luna, sin embargo, no encontró ninguno de los objetivos

Figura 6. Resumen estratigráfico del pozo MIT-1X

 

MÉTODOS EXPERIMENTALES APLICADOS

Preparación de muestras y análisis U-Pb en zircón

Se colectaron y prepararon un total de 1,2 kg de muestras procedentes del metaconglomerado basal perforado por el pozo MIT-1X ubicado en el delta del rio Mitare, estado Falcón para la separación de zircons.


Preparación de muestras para la obtención de fracciones de zircón

Las muestras fueron preparadas en el LABORATORIO VALENCIA-UCHIDA CORPORATION, Arizona-EE-UU bajo la supervisión del Dr. Víctor Valencia. Para la obtención de las fracciones de zircón se siguieron los procedimientos comunes para todos los métodos de datación que se utilizan en minerales y/o rocas, estos procedimientos son descritos brevemente a continuación:

-        El proceso incluye la trituración y pulverización en un molino de disco de las muestras. Todo el material molido es lavado en una mesa de concentración (o mesa de Wiffley), para separar los minerales más pesados, entre los cuales estarán los cristales de zircón.

-        La fracción más pesada es luego tamizada en una malla 100 usando para ello agua a presión que promueve la rápida separación granulométrica. La fracción mayor a 100 malla es luego secada y almacenada, mientras que la fracción menor a 100 malla es la de real interés por contener allí los cristales de zircón.

-        El material obtenido en esta nueva etapa de separación es secada, para luego retirar los minerales con fuerte propiedades magnéticas (ej. magnetita, pirrotita, etc.) usando para ello un imán de mano. Luego es procesada en un separador magnético isodinámico tipo Frantz, el cual es usado para la separación de minerales con propiedades magnéticas más débiles (granates, biotitas, piroxenos, anfíboles).

-        El separador magnético es regulado para una corriente de 0,3 A y 10º inclinación frontal. Con estos parámetros se garantiza la separación de estos minerales y la fracción de interés (no-magnética a 0,3 A) que contiene los zircones. El material no-magnético a 0,3 A es llevado para su purificación en un líquido denso (Idito de Metileno ρ = 3,32 g/cc). En total se obtuvieron 2 fracciones de concentrado de zircón para ser analizadas por el método LA-ICP-MS (Tabla 1).

 

Montaje de zircones (edad no conocida y referencia), preparación de disco epoxy e imágenes de catodoluminiscencia:

-        La selección de las poblaciones de zircones detríticos a datar se realiza al azar.

-        Estos son montados en una placa de vidrio engomada, de forma tal que los zircones quedan embebidos y pegados a ésta. Adicionalmente, junto a los zircones con edad no conocida son colocados un número de zircones de edad conocida (zircones de referencia o estándar, Pleŝovice) y algunas láminas de vidrio (referencia: NIST-612). Sobre ésta placa es colocada un molde cilíndrico de 2,54 cm. de diámetro y de 1,5 cm. de profundidad. Una mezcla de resina y catalizador es vertida sobre el cilindro y dejada de 12 a 24 horas al aire.

-        La porción del disco donde se encuentran los zircones es rebajada hasta exponer 1/3 de la estructura del cristal. Finalmente, su superficie es pulida y metalizada (carbono). El disco es luego colocado en un Microscopio Electrónico de Barrido (MEB) para caracterizar la estructura interna de los granos de zircón, tales como, zonas de crecimientos, fracturas y concentración de U. Una buena selección de cristales con estas características ha demostrado ser de importancia capital es la aplicación del método. Este criterio de escogencia permite la obtención de edades más concordantes y precisas. Las imágenes de catodoluminiscencia (CL) luego son usadas para posicionar el láser sobre el objetivo (spot) desde la cual se desea medir la composición isotópica de U-Pb. Por lo general, se evitan aquellas zonas con alta o baja concentración de U, esto es zonas muy oscuras o muy claras, respectivamente.

 

Datación U-Pb en zircón por LA-ICP-MS

  En total se obtuvo un concentrado de zircones detríticos para ser analizados por el método LA-ICP-MS en el Laboratorio de Geoanalítica de la Universidad del Estado de Washington en la ciudad de Pullman, USA (Washington State University, WSU-Pullman), bajo la supervisión del Dr. Víctor Valencia y la selección de los puntos de análisis a cargo de Marvin Baquero, siguiendo los procedimientos detallados en CHANG et al. (2006). Las medidas isotópicas fueron realizadas usando un ICP-MS marca Thermo-Finnigan Element 2 sector magnético de doble foco y simple colector acoplado a una ablación láser modelo New Wave Nd:YAG UP213 (λ = 213 nm) con un diámetro de láser de 30-mm, una fluencia de 10,5 J/cm2, produciéndose una ablación de 20-mm de profundidad. Los zircones de edad desconocidas fueron calibrados a partir del zircón estándar Pleŝovice con una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U de 337,3±0,4 Ma (ID-TIMS) y ²⁰⁶Pb/²³⁸U de 336,87±0,65 Ma (LA-ICP-MS) (SLÁMA et al., 2008). Los análisis del zircón estándar fueron  realizados en intervalos regulares entre los zircones desconocidos, es decir, por cada 12 medidas en zircones desconocidos se realizaron 4 medidas del zircón estándar. Adicionalmente, fue usado un estándar de vidrio NIST-612 para verificar el factor de fraccionamiento U-Pb (238U ~40,000 cps/ppm). Los datos analíticos fueron reducidos usando el procedimiento de CHANG et al. (2006) y se encuentran en el Anexo A. Los resultados fueron graficados usando el programa Isoplot/EX v.4.15 (LUDWIG, 2003).

 

Texturas e imágenes de catodoluminiscencia (CL) en zircones

  Las fracciones de zircones correspondientes a las muestras estudiadas aquí en este trabajo muestran presentan distintas morfología tanto de origen ígneo como metamórficos. Estos últimos corresponden a la morfología pelota de futbol, muy característicos del basamento metamórfico de alto grado encontrados en la ensenada de la Vela (BAQUERO, 2013; BAQUERO, 2014; BAQUERO et al., en prensa) (Fig. 7).

Figura 7.  Imágenes de CL correspondientes a la fracción analizada de zircones del metaconglomerado polimíctico perforado por el pozo MIT-1X, delta del río Mitare, estado Falcón. Los zircones presentan distintas morfologías tanto de origen ígneo como metamórfico (pelota de futbol)

 

Geocronología U-Pb en zircones detríticos

Muestra  F1 – MIT-1X (9.029’ – 9.046’). Un total de 102 granos de zircones fueron analizados en esta muestra, de estos 8 de ellos mostraron discrepancia. El resto de los 95 zircones analizados fueron considerados de buena calidad, permitiendo determinar una edad precisa (ver Anexo A). Los resultados muestran una distribución de edades entre 1323,8±7,0 Ma y 50,0±1,2 Ma con un pico importante ca. 50 Ma que representa la máxima edad depositacional para este metaconglomerado (Eoceno temprano, Fig. 8). Los zircones más antiguos representan el 85% (n = 80) de los zircones analizados, mostrando cuatro picos: 921 Ma, 1015 Ma, 1189 Ma y 1309 Ma, correspondientes al Meso-Neoproterozoico. Un análisis entrego una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U 281,8±4,5 Ma (Pérmico temprano) y tres análisis entregaron una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U 69,5±1,2 Ma, 71,0±2,0 Ma y 71,5±1,3 Ma.

 

Figura 8. (A) Diagrama de concordia Tera-Wasserburg para la fracción MIT-1X. (B) Histograma de frecuencia y probabilidad relativa de las edades ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb en zircones detríticos para la misma fracción

 

Discusión de resultados

El histograma de frecuencia y probabilidad relativa de las edades ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb en zircones detríticos para la fracción del metaconglomerado basal perforado por el pozo MIT-1X al oeste de la plataforma de Coro muestra un pico importante que pudiera interpretarse como la edad de depositación para este metaconglomerado, determinando así, una edad máxima de depositación de ~50 Ma (Eoceno temprano). Esto conlleva a predecir que la fuente de estos clásticos resultan de una zona magmática y tectónicamente activa durante el Eoceno temprano. Rocas plutónicas han sido reportadas en el margen noroccidental de Suramérica de edades entre 60-50 Ma (evento V3, Fig. 2, ASPDEN et al., 1987; BAYONA et al., 2012; BAQUERO et al., 2013a; CARDONA-MOLINA et al., 2014), la cual podrían ser la fuente de clásticos para este metaconglomerado. Adicionalmente, existe un material procedente del Gran Arco del Caribe, que muestra un pico de ~70 Ma (evento V1, Fig. 2).

 

  CAWOOD et al. (2012) demostró que a través del patrón de distribución de edades U-Pb en zircones detríticos puede ser usado para establecer el ambiente tectónico de depositación (Fig. 9). Ellos mostraron que los ambientes de márgenes convergentes son caracterizados por una gran población de zircones con edades de cristalización cercana a la edad de depositación del sedimento, mientras que los ambientes colisionales y extensionales muestran una falta temporal entre estos eventos. De acuerdo a esto, el metaconglomerado basal pudiera corresponder a depósitos formados en un margen colisional en una cuenca antepaís “foreland basin” la cual es consistente con los modelos geológicos propuestos para el noroccidente de Venezuela (Fig. 2). Asimismo, puede observarse que los resultados aquí obtenidos son similares a los reportados por NOGUERA (2009) y al igual que estos representan depósitos originados en un ambiente tectónico colisional (Figs. 3, 10). Los picos meso-neoproterozoicos pudieran estar relacionados con la erosión del Terreno Falconia (Fig. 2).

 

Figura 9. Patrón de distribución de edades U-Pb en zircones detríticos de acuerdo al ambiente tectónico de depositación. A y B corresponde a un margen convergente, C y D a un ambiente tectónico colisional, E y F a un ambiente tectónico extensional. La flecha roja indica la máxima edad depositacional de la unidad formacional. De acuerdo a este patrón la cuenca antepaís incluye clásticos con edades cercanas a la máxima edad de depositación, reflejando así el carácter sincolisional de estos depósitos, también como el magmatismo como consecuencia del margen convergente. Además de mostrar una significante fuente de más antiguas

Figura 10. Diagrama que muestra la proporción acumulativa (%) versus la diferencia entre edad de cristalización y la edad de depositación del metaconglomerado basal perforado por el pozo MIT-1X. Los valores de nueve muestras U-Pb en zircones detríticos de la Formación Matatere son incluidos para efecto de comparación

 

CONCLUSIÓN

-       La principal fuente de zircones para este metaconglomerado es de origen meso-neoproterozoicos, los cuales pudieran estar relacionados con la erosión del Terreno Falconia, un bloque alóctono procedente del oeste como parte de los terrenos frontales Caribe y parcialmente expuestos en altos ubicados al noroeste de la placa Suramericana.

-       Los zircones detríticos del metaconglomerado basal muestran que la edad máxima de depositación corresponde al Eoceno temprano (~50 Ma, en este trabajo), siendo su límite superior no más allá del Eoceno medio (~40 Ma, Bartoniense, NOGUERA, 2009). Por tanto, se descarta la hipótesis de que éste se haya depositado en el Cretácico Tardío.

-       El metaconglomerado basal localizado al oeste de la plataforma de Coro define un patrón de distribución similar a las facies turbidíticas de la Formación Matatere.

-       De acuerdo al patrón de distribución de edades U-Pb en los zircones detríticos, este metaconglomerado pudiera corresponder a depósitos formados en un ambiente de margen colisional en una cuenca antepaís “foreland basin”, la cual es consistente con los modelos geológicos propuestos para el emplazamiento de las Napas de Lara.

 

La figura 11 sumariza las conclusiones principales obtenidas de este studio.

 

Figura 11. El metaconglomerado basal perforado por el pozo MIT-1X corresponde a depósitos formados en un ambiente de margen colisional en una cuenca antepaís siendo su máxima edad de depositación durante el Eoceno temprano a medio. Asimismo, define un patrón de distribución de edades U-Pb en zircones detríticos similar facies turbidíticas de la Formación Matatere. Nomenclatura: V1 = Gran Arco del Caribe (Cretácico Tardío), V2 = arco de América Central (Cretácico Tardío-Paleoceno), y V3 = arcos magmáticos continentales (Paleoceno-Eoceno temprano)

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Petrography and U-Pb Zircon Geochronology of Geological Units of the Mesa de Cocodite, Península de Paraguaná, Venezuela

David Mendi ¹, Marvin Baquero ², Elson P. Oliveira 3, Franco Urbani ^{1, 5}, Jesús Pinto ⁴, Sebastián Grande ¹, Víctor Valencia ⁶

¹UCV, Escuela de Geología, Minas y Geofísica, Caracas, Venezuela

²PDVSA-INTEVEP, Urb. Santa Rosa, El Tambor, Los Teques 1201, Miranda, Venezuela

³Universidad Estadual de Campinas, Barao Geraldo Campinas, Sao Paulo, Brasil

⁴ENAP-Magallanes, José Nogueira 1101, Punta Arenas 6200988, Chile

⁵FUNVISIS, Calle Mara, El Llanito, Caracas, Venezuela

⁶WSU, School of Earth and Environmental Sciences, Pullman, USA

Several continental crust units crop out in The Mesa de Cocodite, central Paraguaná Peninsula, Northwestern Venezuela, including a newly mapped quartz-feldspar gneiss that intruded (or is intruded by?) the El Amparo Pluton, a major low-graded metamorphic unit of Permian age. It is unconformably overlying by Late Jurassic phyllites of the Pueblo Nuevo Formation. All these units are cross-cut by narrow dykes. This contribution focuses on the petrography and LA-ICP-MS U-Pb zircon dating of the igneous units, with the aim of constraining magmatism and its tectonic significance in the area.

The quartz-feldspar gneiss consists of albite (average 57%), bluish and smoked quartz (40%), muscovite-chlorite (2%), epidote (1%) and zircon (1%). The enclosing El Amparo Pluton is typically a coarse-grained and thick-banded metagranodiorite, containing andesine (35%), quartz (28%), hornblende (12%), epidote (10%), K-feldspar (7%), biotite (6%), chlorite (1%), titanite (1%) and zircon (1%). The younger dykes consist of fine-grained, porphyritic hornblende diorites that contain numerous hornblende phenocrysts. The main minerals are andesine (65%), hornblende (25%), quartz (5%), and chlorite (5%). Accessory minerals include zircon, epidote and opaques. A felsic gneiss xenolith collected from the dykes showed a modal composition of quartz (50%), K-feldspar (27%), chlorite (15%), epidote (5%), albite (3%) and zircon.

Zircon population in the quartz-feldspar gneiss displays a discordia trend, ranging in age from 1050-750 Ma but mostly around 950-900 Ma, which may represent a peak high-grade metamorphism in the area. The El Amparo Pluton provides a concordant Permian age (271.3±6.5 Ma), which is comparable with previous reported U-Pb ages in titanite. Because the porphyry dykes cross-cut all the units in the area, they should be post-Late Jurassic in Age; however, all dated zircons from the dykes are in the range of 1200-750 Ma. The absence of younger ages can be attributed to either formation during a relatively low temperature magmatic event, which generated very narrow younger zircon rims only and thus undetectable with the technique used, or a completely lack of newly generated outer zones due to quick cooling. The emplacement age for the dykes may be early Cenozoic, as for similar basement rocks from the Gulf of Venezuela and the Guajira Peninsula.

A felsic-gneiss xenolith enclosed in the dykes contains inherited Proterozoic zircons (1200-950 Ma) with rims of Permian age (270.2±4.1 Ma). Thus, the inherited older ages detected in the feldspar-gneiss unit, the later dykes, and the xenolith indicate the occurrence of Grenvillian crust in Northwestern South America. The Permian ages obtained in the Paraguaná Peninsula are similar to ages reported for the Mérida Andes, Santa Marta Massif, Perijá Range, Orchila Island, northern part of the Maracaibo Basin (Toas Island), northwestern Falcon Basin. Therefore, the Permian magmatic event may have been related to an active margin during the construction of Pangaea, caused by the subduction of oceanic crust under the northwestern corner of South America.

IV Simposio Venezolano de Geociencias de Rocas Ígneas y Metamórficas y I Congreso Venezolano de Geociencias, UCV, Caracas, 05 al 09/12/2011

Los diques de basalto de la quebrada Yaracuybare, municipio Silva, estado Falcón

Franco Urbani ^1,2, Sebastián Grande¹, Marvin Baquero ^3,4, Herbert Fournier ^1,5, David Mendi ¹, Luis Camposano ^1,4, Antenor Alemán ³& Iván Barito ^{1,4 1} 

Universidad Central de Venezuela, Facultad de Ingeniería, Escuela de Geología, Minas y Geofísica, Laboratorio 330. ²Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas, El Llanito. Correo-e.: furbani@funvisis.gob.ve. ³PDVSA, Exploración, Puerto La Cruz. ⁴Ahora en PDVSA – INTEVEP, Los Teques. ⁵Ahora en Queen's University. Dept. Geol. Sci. & Geol. Eng. Kingston, Ontario, Canadá.

Resumen

En el centro de la cuenca falconiana son muy conocidos los cuerpos de basalto de edad Oligo-Mioceno que penetran las formaciones El Paraíso y Pecaya. En estas notas se describe otra zona de actividad magmática intraplaca, que comprende varios diques que intrusionan a la Formación Cerro Misión del Eoceno medio-tardío, ubicados en la quebrada Yaracuybare, a unos 20 km al ONO de Tucacas. La roca corresponde a basalto alcalino, con minerales primarios como plagioclasa, olivino y clinopiroxeno, todos muy alterados, de manera que gran parte de la roca esta carbonatizada y cloritizada. Estas rocas ígneas terciarias son las más orientales del estado Falcón. Al igual que en el caso de Falcón central, se interpreta que estas rocas fueron intrusionadas durante un corto y relativamente rápido evento extensional, que produjo un notable adelgazamiento cortical que permitió la penetración del magma de origen mantelar posiblemente debido a un fenómeno de slab break-off ocurrido en una porción remanente de la placa del proto-Caribe adosada al margen continental de Suramérica, formado en esta región por un bloque alóctono, que comprende a un basamento de afinidad grenvilliana, cubierto por napas mesozoicas y sedimentos terciarios.

Palabras claves: Formación Cerro Misión, geoquímica, petrografía, basalto alcalino. 

Introducción

Desde los años 1920s, los geólogos petroleros reconocieron en la parte central de la cuenca de Falcón, la presencia de cuerpos ígneos intrusivos en las hoy denominadas formaciones El Paraíso y Pecaya (Oligoceno medio a Mioceno temprano) (e.g.: Kugler 1929, Brueren 1949). En décadas más recientes éstos son estudiados más detalladamente para conocer su naturaleza y encontrar una explicación geodinámica de su presencia (Muessig 1978, 1984, McMahon 2000, Escorihuela & Rondón 2002, Grande 2009, Baquero 2012). Hoy día se conoce que los intrusivos fueron originados entre 23 a 15,4 Ma (McMahon 2000), cuando la región estuvo sometida a un evento extensivo que originó un adelgazamiento cortical (Muessig 1978, 1984).

En una situación parcialmente semejante, se encuentran algunos diques de basalto que atraviesan la Formación Cerro Misión del Eoceno medio-tardío, que afloran en la quebrada Yaracuybare, localizada a 5,5 km al oeste del pueblo de Sanare, a su vez situado a una decena de kilómetros al oeste de Tucacas y de Chichiriviche, en el estado Falcón (Fig. 1). Estos cuerpos fueron reconocidos por Natera (1957) y González (1979). Posteriormente Fournier et al. (2002) y Camposano et al. (2005) estudian los diques petrográfica y geoquímicamente. Adicionalmente, se conoce que entre 4.081,3 a 4.090,4 m de profundidad en el pozo exploratorio EGT-3, hay una lava intrusiva en la Formación Cerro Misión. Este pozo está ubicado a unos 14 km costa afuera, al ESE de la población de Chichiriviche.

El objetivo del presente trabajo es integrar todo lo conocido de los diques de Yaracuybare, en cuanto a sus aspectos de campo, petrográficos y químicos, comparados con los cuerpos intrusivos de Falcón central y la Ofiolita de Siquisique, para finalmente presentar interpretaciones sobre su origen.

Los diques basálticos de Yaracuybare

La quebrada Yaracuybare tiene sus cabeceras dentro de la Formación Capadare del Mioceno medio, generando un valle profundo donde se expone una ventana geológica, aflorando las rocas infrayacentes de la Formación Cerro Misión del Eoceno medio-tardío. La lutita de esta unidad aparece intrusionada por al menos cinco diques. Son cuerpos tabulares, de hasta 3 m de altura y con variaciones de 0,7 a 2 m de espesor, con buzamiento subvertical. La lutita en su contacto con la ígnea aparece de grano más fino, de color negro y de aspecto y con consistencia filítica y astillosa.

Resultados

Las cinco muestran estudiadas (Tabla 1) corresponden a basalto alcalino originalmente olivinífero, con textura amigdaloide, que han sufrido una fuerte carbonatación que ha afectado notablemente a la matriz de los mismos y a los numerosos cristales euhedrales de olivino que estuvieron embebidos en ella. La matriz, originalmente hipocristalina y con textura intersticial, muestra microlitos de plagioclasa de hábito listoneado, bastante preservados, que dejan parches cloríticos provenientes de vidrio máfico desvitrificado con geometría bastamente poligonal a triangular. También se observa en la matriz abundantes microlitos posiblemente de clinopiroxeno ya cloritizados y algunos de titanita/leucoxeno asociados a ellos. Las amígdalas muestran una estructura a veces concéntrica, con núcleos ricos en carbonato, rodeados por zonas periféricas con cristales de epídoto embebidos en carbonato. Los fenocristales de olivino ahora alterados son los más abundantes en todas las muestras. A menudo se observa una zonación reliquia en el olivino carbonatizado, siendo el carbonato de las zonas más externas probablemente más rico en Fe dado su color parduzco, mientras que el de las zonas internas pobre en Fe es casi incoloro. Otros fenocristales alterados, fuertemente cloritizados pudieran ser de clinopiroxeno, en ellos se observa zonación reliquia con numerosos cristalitos periféricos apiñados y trenecillos de titanita en su interior que evidencian que ese clinopiroxeno era rico en Ti vista la presencia de titanita y leucoxeno, como corresponde a los clinopiroxenos de rocas alcalinas. En una sección que abarca el contacto entre un dique basáltico con la roca pelítica, ésta aparece con una parte de una capa de lutita negra y otra de limolita cuarzosa, estando cortada por el dique basáltico en un ángulo de casi 80°. El efecto de contacto que produjo este dique de tan poco espesor (1,2 m), se limita a una zona cloritizada de color verde claro, cruzada por vetillas de carbonato en el contacto, seguida por una zona un poco más oscura hacia adentro, ambas zonas abarcan apenas 1 mm de espesor, y al finalizar la zona oscurecida se halla la roca basáltica sin mayores cambios. 

Los resultados geoquímicos en roca total de los diques al ser representados en diversos diagramas de discriminación de ambientes tectónicos, muestran que corresponden a basalto alcalino continental.

En el mapa de anomalías de Bouguer de Venezuela noroccidental basado en datos satelitales publicado por Orihuela et al. (2011), para Falcón centro-oriental se visualiza una zona con valores entre 10 y 53 miligales, con forma de dos lóbulos que coinciden con la ubicación de los cuerpos ígneos, tanto de Falcón Central como de Yaracuybare. Estas zonas representan la configuración cortical actual de al menos dos adelgazamientos ocurridos entre el Eoceno medio y el Mioceno temprano.

Conclusiones

Según las dataciones Ar-Ar de McMahon (2000) el vulcanismo intraplaca de la cuenca de Falcón Central tuvo una duración de unos 8 Ma, entre 22,5 y 14,5 Ma, aproximadamente. La gran cantidad de fenocristales euhedrales de olivino en los basaltos de Yaracuybare excluye que estas lavas pueden pertenecer a los primeros eventos volcánicos, pudiendo probablemente ser anteriores a 22,5 Ma pues son más subsaturadas en sílice. De este modo se propone que el evento extensional abortado en la cuenca de Falcón probablemente comenzó con las lavas de Yaracuybare, y luego seguida por un conjunto de cuerpos subvolcánicos de cerros Atravesado-Garrapata a Redondo, que a su vez prosiguió con series transicionales, seguidos por intrusiones más grandes de lavas toleíticas en el extremo NE. La profunda alteración carbonática que se observa en Yaracuybare se debió probablemente al hecho de que estas lavas y su roca caja, la Formación Cerro Misión, fueron cubiertas discordantemente por la extensa plataforma carbonática miocena de la Formación Capadare (Urbani & Mendi 2011). En vez en el centro de la cuenca de Falcón, la roca caja de los cuerpos volcánicos es siliciclástica, de modo que la alteración es más bien clorítica (Grande 2009).

Las interpretaciones basadas en los datos geoquímicos de Yaracuybare indican un origen intraplaca, concordando con lo reportado por varios autores para Falcón Central. En consecuencia, para ambos casos se interpreta que el magma se generó en el manto superior, controlado por un proceso de adelgazamiento cortical entre 24 y 27 km (Bezada et al. 2008), en condiciones de cuenca de rift continental que no llegó a la separación continental, debido a la inversión que sufrió la cuenca a partir del Mioceno medio (Audemard 1993). Estas consideraciones nos permiten interpretar que las rocas volcánicas de Falcón suroriental sean relativamente más antiguas que las encontradas en Falcón Central. Con la información disponible y las ideas ya esbozadas, se ha elaborado un modelo geodinámico en dos etapas, a saber:

Primera Etapa: (Paleoceno - Eoceno Medio). El empuje hacia el SE del arco de las Antillas de Sotavento contra el borde noroccidental del continente suramericano, generó el apilamiento de las denominadas Napas de Lara. Este margen continental constituye en la parte centro-oriental de Falcón y el NE de Yaracuy un bloque alóctono denominado Terreno Falconia (Grande 2011), constituido mayormente por un basamento continental de grado medio-alto de afinidad Grenvilliana de edad Neoproterozoico-Mesoproterozoico (Baquero 2012), cubierto por napas de rocas metamórficas, unidades sedimentarias del margen pasivo mesozoico y de unidades turbidíticas del Eoceno. 

En este período de tiempo, en la región comprendida entre el arco de las Antillas de Sotavento y el margen norte de Suramérica, se generó una primera cuenca extensional en el Eoceno tardío-Oligoceno temprano en la zona de Sanare, donde la Formación Cerro Misión fue depositada anteriormente, y luego intrusionada poco después por los diques de Yaracuybare, de afinidad intraplaca. Un posible fenómeno de fracturamiento (slab break-off) de un remanente de la placa del proto-Caribe aledaña a Suramérica y subducida parcialmente por debajo del Terreno Falconia pudo abrir una fractura por donde diapiros astenosféricos se infiltraron y ubicaron por debajo de la litósfera continental del terreno Falconia, adelgazándola parcialmente y sufriendo un moderado porcentaje de fusión parcial.

Segunda etapa (Oligoceno medio - Mioceno temprano). Se abre otra cuenca extensional, pero de mayor magnitud que la anterior, ocasionando un colapso orogénico que genera en la parte centro-oriental de Falcón una amplia zona de adelgazamiento cortical: la cuenca de Falcón o Canal Falconiano, donde ocurrirá la sedimentación de las formaciones Pecaya y Paraíso, que luego serán intrusionadas por los cuerpos basálticos (toleíticos y alcalinos) de Falcón central, con edades Ar-Ar entre 22,5 a 14,5 Ma. La extensión de esta Cuenca cesó hace 14 Ma aproximadamente, debido a los movimientos compresivos ocurridos a partir del Mioceno medio, que causaron su inversión generando el Anticlinorio de Falcón (Baquero et al. 2009)

 

Fig. 1. Mapa geológico de la zona de Sanare - Yaracuybare, municipio Silva, estado Falcón. Coordenadas UTM (Huso 19, La Canoa). A y B localizan los diques. Geología simplificada de Natera (1957).

 

Fig. 2. Modelo geodinámico para el Oligoceno tardío al Mioceno temprano en Falcón oriental. Etapa 1: Oligoceno tardío-Mioceno temprano: A) Arco de las Antillas de Sotavento (89 Ma). B) Ensenada de La Vela, Terreno Falconia, alóctono, con presencia de rocas metamórficas de grado medio-alto de edad Mesoproterozoico, Pérmico, Cretácico Tardío (facies "La Luna"). C) Cuenca de Yaracuybare, magmatismo alcalino posiblemente anterior a 22,5 Ma. D) Complejo Yumare, presencia de rocas metamórficas de alto grado de edad Mesoproterozoico, Terreno Falconia. E) Cretácico Tardío, facies "La Luna" sobrecorrida durante el emplazamiento de las Napas de Lara. F) Complejo Nirgua, alóctono, de edad  pre-Terciario. G) Corteza continental de edad Mesozoico-Precámbrico. H) Corteza oceánica, Cretácico Tardío. Etapa 2: Mioceno temprano. J) Cuenca de Falcón, desarrollo de magmatismo de edad 22,5-14,5 Ma.

Modelo adaptado de Baquero 2012 y Grande 2011.

Agradecimientos

Este trabajo es una contribución parcial de los proyectos GEODINOS (FUNVISIS - UCV) y LOCTI - FUNVISIS (Investigaciones geológicas en la región norte de Venezuela).

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New LA-ICP-MS U-Pb zircon dating, Ar-Ar and Sm-Nd model ages: Evidence of the Grenvillian Event in the basement of the Falcón and Maracaibo Basins, northwestern Venezuela

Marvin Baquero^{1, 2}, Sebastián Grande³, Urbani Franco^{3, 4}, Umberto Cordani⁵, Kei Sato⁵, Peter Shaaf⁶, Chris Hall⁷, David Mendi³, Manuel Azancot³

¹ PDVSA Exploración, Gerencia de Proyectos Exploratorios y Delineación, Puerto La Cruz, Anzoátegui, Venezuela;

²  INTEVEP,  Gerencia  de  Investigación  Estratégica de  Exploración,  Los  Teques,    Miranda,   Venezuela; 

³ Escuela de Geología, Minas y Geofísica, Ciudad Universitaria, UCV, Caracas, Venezuela; 

⁴ Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas, calle Mara, El Llanito, Miranda, Venezuela;  

⁵ Centro de Pesquisas Geocronológicas, Instituto de Geociências, Ciudade Universitária, Universidade de São Paulo, Brazil

⁶ Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica, Instituto de Geofísica, Ciudad Universitaria, UNAM, D.F., México; 

⁷ Argon Geochronology Laboratory, University of Michigan, Ann Arbor,  MI,  USA.

Corresponding author: baqueroms@pdvsa.com / mbaquero75@gmail.com

Abstract

U-Pb zircon ages of high-grade metamorphic rocks described in basement cores from the Ensenada de la Vela, Falcón Basin, Venezuela, revealed the presence of Grenvillian rocks. This new finding represents a breakthrough not only in terms of crustal growth processes, but also in providing new lines of evidence to initiate a review of the geodynamic models for the evolution of northern South America. This allochthonous block named hereby as the Falconia Terrane (FT) and consist of a sequence of high-grade metamorphic rocks of dolomitic marble, calc-silicate rock, meta-anorthosite, felsic, mafic and ultramafic granulite, metapelite, garnet amphibolite and amphibolite. New LA-ICP-MS U-Pb zircon dating in metapelites and granulites from the FT showed upper-intercept ages at about 1.3 - 1.2 Ga. interpreted as the crystallization age of inherited zircons and a concordant age ca. 0.92 Ga which may document the younger granulitic metamorphic event. In addition, ⁴⁰Ar-³⁹Ar ages from hornblende crystals in amphibolites, phlogopite crystals present in the dolomitic marble, and biotite crystals in the felsic granulite shows variable behavior. The hornblende preserves older apparent ⁴⁰Ar-³⁹Ar ages around 0.93 Ga, which can be related to younger metamorphic event, whereas phlogopite and biotite spectra do not define plateau ages. The apparent ages of the incremental steps vary between 837 Ma and 785 Ma, respectively. Igneous rock samples collected from well cores and outcrops around the Maracaibo Basin yielded Grenvillian-type Sm-Nd depleted mantle model ages (T_DM) of 1.3 – 1.2 Ga. They probably represent juvenile crustal material rather than evolved continental crustal fragments. This terrane exhibits a complex crustal history, and the radiometric ages here presented suggest that they probably formed part of a single Western South America terrane located initially in the northwestern margin of the Amazonian Craton during the Neoproterozoic. The geodynamic evolution envisioned for the FT involved an accordion-type of tectonics in which this terrain separated the South America craton during the break-up Gondwana and later docked against the South America margin during the Late Cretaceous – Middle Eocene collision of the Caribbean plate.

Keywords: Grenvillian orogeny, U-Pb zircon, Falcón basin, Maracaibo basin, Venezuela

CONFIRMACIÓN DE LA EXISTENCIA DE ROCAS DE ALTO-GRADO METAMÓRFICO DE EDAD GRENVILIANA EN EL NOROESTE DE VENEZUELA: BASADA EN DATACIONES U-Pb EN ZIRCÓN POR LA-ICP-MS

Marvin Baquero (1,2), Sebastian Grande (3), Franco Urbani (3), David Mendi (3), Umberto Cordani (4), Kei Sato (4), Mauricio-Dias De Souza (4)

1. PDVSA Exploración, Gerencia de Proyectos Exploratorios y Delineación, Puerto La Cruz 6023, Venezuela; 2. Programa de Doctorado en Ciencias de la Ingeniería, Fac de Ingeniería, UCV, Ciudad Universitaria, Caracas 1053, Venezuela; 3. Universidad Central de Venezuela, Escuela de Geología, Minas y Geofísica, Ciudad Universitaria, Caracas 1053, Venezuela; 4. Centro de Pesquisas Geocronológicas, Instituto de Geociencias, Universidade de Sao Paulo, Cidade Universitaria, SP, Brasil.


Dataciones U-Pb in situ en granos de zircón, por el método LA-ICP-MS fueron realizadas en 5 rocas de alto-grado metamórfico del basamento perforado por el pozo LVC-22, ubicado en la ensenada de La Vela (offshore), estado Falcón. Las rocas analizadas corresponden a gneis cuarzo+ortosa+plagioclasa+granate, gneis cuarzo+piroxeno+plagioclasa+granate, gneis ortosa+piroxeno+cuarzo, gneis ortosa+cuarzo+granate, y gneis cuarzo+plagioclasa+ortosa+piroxeno+clorita (charnockita félsica), todas ellas afectadas por un metamorfismo en la facies de la granulita. Los zircones fueron separados en el laboratorio de preparación de muestras geológicas del Centro de Pesquisas Geocronológicas, unidad interdepartamental del Instituto de Geociências de la Universidade de Sâo Paulo, Brasil. Se realizaron un total de 35 mediciones isotópicas de U y Pb en 30 cristales de zircón seleccionados a partir de imágenes de catodoluminiscencia. Estas imágenes muestran que la gran mayoría de los zircones tienen una estructura homogénea sin núcleo, mientras que un pequeño grupo consiste de un núcleo y un borde de crecimiento (Fig. 1A), presentando todos ellos la típica morfología de pelotas de fútbol (soccer-ball), adquirida durante el metamorfismo de alto-grado. Un láser ultravioleta (longitud de onda = 213-ηm) de 29-µm de diámetro fue usado para volatilizar el material y luego transportado por un flujo de gas He hacia un ICP-MS, donde fueron ionizadas, colectadas y cuantificadas las medidas isotópicas. Los diagramas Tera-Wasserburg muestran para las primeras cuatro rocas interceptos superiores ca. 1200 Ma., y para la charnockita félsica un intercepto superior de proximadamente 1280 Ma., y un evento metamórfico de alta temperatura, indicado por una serie de edades concordantes ca. 920 Ma. (Fig. 1B). Se confirma así la existencia de rocas de la orogénesis Grenville en el noroeste de Venezuela, en un rango de edad equivalente al pulso Elzeviriano de la provincia Grenville de Canadá y de los Adirondack.